La collision continentale

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