La collision continentale

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Grenoble Digne Turin back-folding axis green schists L’évolution géodynamique des Alpes Occidentales amphibolite back-folding back-folding axis axis Insubric F. 40-50 Ma Schistes bleus Eclogite 30-40 Ma Amphibolite Schistes verts green schists amphibolite Sens de cisaillement ductile, métamorphisme et âge associés 15-30 Ma Schistes verts Prehnite-pumpellyiite 15. - Carte cinématique des Alpes occidentales (d’après Lemoine et al., 2000) Les auteurs s’accordent sur les grandes étapes de la formation de la chaîne. On distingue ainsi : – le rifting du Trias supérieur au Jurassique : après une période de distension intracontinentale au Trias-Lias, l’océan Liguro-Piemontais s’ouvre du Jurassique moyen au Crétacé inférieur (fig. 11) ; – la subduction océanique commence dès le début du Crétacé inférieur (90-80 Ma) comme en témoignent les flyschs (p. ex. flyschs à Helminthoïdes de l’Embrunais) interprétés comme des dépôts de prisme d’accrétion ; – la subduction continentale qui succède à la subduction océanique reste mal datée. Pour certains auteurs, elle commence au Crétacé supérieur (vers 80-70 Ma) pendant la phase eoalpine. Elle serait responsable de la déformation syn-métamorphe, en contexte de haute à ultra-haute pression des massifs cristallins interne (Mont Rose, Grand Paradis, Sesia) ; – la collision atteint son climax au Paléocène (vers 50 Ma). La propagation de la déformation d’est en ouest est bien analysée par la migration des bassins turbiditiques dans les- 752 Biologie Géologie n° 4-2004
quels se déposent des flyschs. Ainsi, dans la zone briançonnaise, les flyschs à blocs sont d’âge éocène alors que dans les zones ultra-helvétique et helvétique, ils sont Eocène supérieur à Oligocène. Au nord et à l’ouest de la zone helvétique, des dépôts molassiques peu profonds se forment au front de la chaîne entre l’Oligocène supérieur et le Miocène. Les traits originaux des Alpes comparés à ceux de l’Himalaya Des ophiolites atypiques Dans les Alpes occidentales, les ophiolites sont très bien exposées dans des massifs célèbres : Viso, Chenaillet, Queyras. Les roches basiques ou ultrabasiques sont recouvertes par des radiolarites du Jurassique moyen et par des calcaires ou des schistes noirs du Crétacé. Contrairement à d’autres séries ophiolitiques (Oman, Nouvelle-Calédonie, etc.), le réseau filonien de diabase est absent, les gabbros sont rares et les massifs ultrabasiques modestes. On observe souvent des roches sédimentaires directement posées sur des serpentinites ce qui témoigne d’une altération et d’une dénudation du manteau avant la tectonique alpine. On rencontre également des ophicalcites qui sont des brèches à fragments de gabbro ou de serpentinite dans une matrice carbonatée. Ces roches peuvent être considérées comme des brèches hydrauliques témoignant d’une importante circulation de fluides le long de failles. Plus généralement, l’abondance de brèches de roches basiques, de grès gabbroïques et de hyaloclastites montrent l’existence d’un détritisme ophiolitique, connu par ailleurs dans d’autres environnements sous-marins comme des failles transformantes ou des zones de démantèlement d’ophiolites (c’est le cas par exemple au Japon sud-ouest). Ces faits sont invoqués pour considérer que l’océan liguro-piémontais était de petite taille (moins de 1 000 km) et compartimenté par plusieurs failles transformantes. En Savoie et en Suisse, on connaît aussi des ophiolites dans le domaine valaisan. Il s’agit sans doute d’un petit bassin océanique situé à l’ouest de l’océan liguro-piemontais (fig. 11). Ainsi l’océan alpin se révèle être un bassin de taille modeste qui n’est qu’un appendice de l’Atlantique central, limité par les failles transformantes des Açores-Gibraltar au sud et des Grisons au nord. De même, il se pourrait que l’ouverture du petit bassin valaisan soit contrôlée par des décrochements tardi-hercyniens réactivés comme la faille des Cévennes et la faille nord pyrénéenne. Une marge passive assez bien préservée Malgré la déformation alpine, responsable de « l’inversion tectonique », des structures contemporaines du stade de rifting peuvent encore être identifiées dans la zone helvétique. La région du Taillefer-col du Lautaret est un site classique où l’on retrouve des blocs basculés limités par des failles normales et des discordances progressives dues à la sédimentation synrift. Des structures comparables, non reprises (non-inversées) par l’orogenèse alpine, se rencontrent dans le bassin du sud-est et jusqu’à la marge ardéchoise. La faille des Cévennes constitue la limite occidentale de ce domaine en distension, formé lors de l’ouverture de l’océan liguro-piémontais. Un « couvercle » des nappes de socle austro-alpines Contrairement à l’Himalaya, dans les Alpes, les nappes ophiolitiques ne représentent pas les unités les plus élevées de l’édifice. Des nappes crustales formées d’un socle de roches métamorphiques et magmatiques paléozoïques et d’une couverture de séries sédimentaires mésozoïques recouvre les ophiolites. Il s’agit des nappes austro-alpines, le fameux « traîneau écraseur » de P. Termier, très développées dans les Alpes orientales (Autriche, Suisse, Italie). Biologie Géologie n° 4-2004 753
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