LES "ZONES" ALPINES
INVENTAIRE ET DESCRIPTION SOMMAIRE DES ENSEMBLES ROCHEUX RENCONTRÉS EN PARCOURANT UNE
TRANSVERSALE AUX ALPES OCCIDENTALES FRANCAISES


Ce texte est le commentaire de la carte structurale ci-dessous
(extrait , retouché, de la notice de la "Carte géologique simplifiée des Alpes occidentales, du Léman à Digne" [publication n° 074]) :
légende de l'image sensible au clic

L'examen, même rapide, de la carte structurale schématique ci-dessus montre qu'un itinéraire transversal aux Alpes rencontre, depuis l'extérieur de l'arc alpin vers l'intérieur, c'est-à-dire grossièrement de l'ouest vers l'est, des bandes successives, approximativement parallèles, qui se distinguent par la nature des roches prédominantes (laquelle est différente d'une bande à l'autre). Ces bandes, maintenant séparées par des dislocations tectoniques, sont les zones tectono-sédimentaires des Alpes.
Cet état de choses tient à trois facteurs :

a) Le fait que les soulèvements tectoniques ont ramené au jour, le long de certains axes de soulèvement longitudinaux à la chaîne, des roches qui restent ailleurs cachées en profondeur. Ces roches profondes, anciennes, antérieures à l'apparition de toute organisation alpine (c'est le soubassement sur lequel se sont déposés les sédiments de la mer alpine), sont mises à jour par l'érosion dans les 3 bandes de maxima de soulèvement que sont :

1-Les massifs cristallins " externes ", où affleurent surtout des roches métamorphiques hercyniennes qui en constituent le "socle cristallin" (plus de détails à l'article du glossaire structural).

2-La zone briançonnaise, où le socle métamorphique hercynien, moins largement visible, affleure surtout en Vanoise, en Haute-Tarentaise (Ruitor) et en Suisse (Grand Saint-Bernard). Ailleurs dans cette zone le soubassement anté-alpin est constitué par les grès, schistes et conglomérats d'âge carbonifère accumulés lors de la destruction de la chaîne hercynienne.

3-Les massifs cristallins " internes ", où les roches cristallines englobent un socle métamorphique hercynien, re-métamorphisé lors de l'orogenèse alpine, et des schistes cristallins formés par le métamorphisme alpin aux dépens des sédiments siliceux d'âge houiller, permien et triasique inférieur.

b) La manière dont étaient organisés les domaines sédimentaires, au moment de la phase préparatoire "extensive" (anciennement appelée "géosynclinale*") de la création des Alpes, phase durant laquelle s'est effectuée l'ouverture du domaine à fonds océanique : En effet à chacune des époques de cette histoire sédimentaire, différents domaines caractérisés chacun par un type de dépôt donné, se succédaient d'Ouest en Est. Ils étaient séparés par des dislocations de l'écorce terrestre, consistant essentiellement en failles extensives "normales", créés à cette époque et qui ont été ré-utilisées d'une façon différente par la suite (en compression) lors de la "fermeture" de ce domaine marin (voir les schémas explicatifs).

c) L'importance des déplacements tectoniques qui sont intervenus lors de la phase suivante, compressive, de la formation de la chaîne. À cet égard les différentes zones entre lesquelles se partagent les Alpes françaises, ainsi définies par leurs roches et par des dislocations tectoniques qui les séparent, peuvent enfin être réparties, assez arbitrairement, en deux lots, savoir les domaines "externes" (jusqu'à la zone valaisane incluse), relativement peu déplacés par les mouvements tectoniques (dits "autochtones"* pour cette raison) et les domaines "internes" (à partir du domaine briançonnais au sens large), où les déplacement par nappes de charriage est la règle.

On peut, en définitive, caractériser ces grands domaines et les zones que l'on y distingue, comme suit, des plus externes aux plus internes :

1 - DOMAINES EXTRA-ALPINS

Ce sont les chaînons du Jura méridional et les collines de la "zone molassique péri-alpine" (Bas Dauphiné, etc...) ; les premiers constituent sur la carte autant de bandes jaunes tranchant sur le brun neutre de la seconde, dont ils émergent grâce à leur structure anticlinale.

Ce domaine jurassien au sens large est resté, durant le Mésozoïque, en dehors de la zone "géosynclinale" alpine ; ceci revient à dire qu'il n'a pas été affecté par les mouvements d'enfoncement qui installèrent sur les futures Alpes, des mers plus ou moins profondes, mais est resté partie intégrante d'une plate-forme continentale, périodiquement recouverte par des tranches d'eau seulement modestes. Les roches qui s'y déposèrent n'atteignent donc pas d'énormes épaisseurs et sont surtout formées par les constructions des organismes littoraux ou l'accumulation de leurs débris: leur nature est, en très large prédominance, celle de calcaires parfois plus ou moins argileux ou détritiques.

Les dépôts du Jura ont commencé à se plisser à l'Oligocène et ces premiers plis se prolongeaient vers le sud jusque dans la marge occidentale des Alpes (futurs massifs subalpins). Au Tertiaire récent (Miocène), en contrecoup de l'active surrection des Alpes, la marge de l'ancienne plate-forme péri-alpine va se déprimer, au pourtour de la chaîne naissante. Ce sillon marginal, ou "avant fosse" de la chaîne, va recevoir les épandages de débris rocheux arrachés à ses reliefs naissants. Ils s'y accumulent sur plusieurs milliers de mètres d'épaisseur sous forme de "molasses" (grès calcaires plus ou moins riches en marnes ou en conglomérats suivant les niveaux). Ce sillon molassique péri-alpin sépare ainsi le Jura (dont les parties méridionales sont ennoyées sous les molasses) des actuels massifs subalpins.

Enfin, au Tertiaire terminal s'effectue le creusement de la vallée du Rhône en aval de Lyon; celui-ci est bientôt suivi par une nouvelle avancée marine qui amène le dépôt, dans ce golfe très ramifié, de marnes, auxquelles succéderont les épandages de débris continentaux grossiers dus aux vives reprises d'érosion qui marquent l'aube du quaternaire.

 

2 - DOMAINE DAUPHINOIS :

Ce domaine se caractérise par le fait qu'il a subi un enfoncement général, plus ou moins accentué suivant les lieux et les époques, de son soubassement hercynien; de la sorte son histoire sédimentaire est presque entièrement celle d'une région franchement marine durant tout le Mésozoïque. Des sillons (anciennement qualifiés de "miogéosynclinaux") y reçoivent une sédimentation abondante (plusieurs milliers de mètres) que l'on peut qualifier de mixte en ceci que s'y mélangent ou alternent des apports calcaires en provenance de la plate-forme jurassienne et des apports terrigènes (surtout argileux) résultant de la décantation des boues, d'origine plus ou moins lointaines, en suspension dans la mer...

Des nuances assez notables dans la constitution lithologique des dépôts mésozoïques de ce domaine permettent d'y distinguer plusieurs zones distinctes:

 

a) Les Massifs Subalpins (voir aussi l'article du glossaire des ensembles structuraux) :

1 - Ils se distinguent par leur relief particulièrement organisé, du fait de la présence de falaises continues bordant des plateaux ou des dalles plus ou moins inclinées qui en forment l'ossature. Ces falaises sont constituées par deux puissants niveaux de calcaires presque purs qui forment corniche entre les talus ou les dépressions déterminés par les niveaux plus argileux ; ce sont :

- Les calcaires tithoniques, d'âge jurassique terminal qui sont présents dans tous les chaînons subalpins sans exception.

- Les calcaires urgoniens, d'âge crétacé inférieur (Barrémien-Aptien), qui forment la plupart des sommets (ils sont toutefois absents en Diois - Baronnies, entre le Vercors et le Ventoux, ainsi qu'en Dévoluy).

2 - On distingue sous le nom de domaine vocontien les massifs méridionaux où les calcaires sont en général moins abondants ou plus argileux et où, en particulier, l'Urgonien n'existe pas. Les couches de cet âge ne se distinguent pas des autres calcaires du Crétacé inférieur.

3 - En outre, dans la région de Dieulefit et en Dévoluy, où l'Urgonien est absent, le rôle d'ossature morphologique est joué, en remplacement, par les calcaires du crétacé supérieur (Sénonien). Le Dévoluy présente de plus la particularité d'avoir subi des plissements (et des érosions consécutives) avant le dépôt des calcaires sénoniens, de sorte que ces derniers reposent en discordance sur les couches antérieures parfois avec des conglomérats à leur base.

4 - Les massifs subalpins septentrionaux se poursuivent vers le nord, en territoire suisse, où ils forment le domaine dit helvétique. Par rapport à son équivalent français, ce domaine se caractérise essentiellement par sa déformation tectonique plus intense, en grands plis couchés complexes, les "nappes helvétiques".
Dans le Chablais et les Alpes Romandes les massifs subalpins - helvétiques sont recouverts par des paquets de roches, transportés par charriage tectonique, qui constituent les « Préalpes ». La première tranche de matériel charrié en nappes qui a encore de grandes affinités stratigraphiques avec l'autochtone, y est qualifiée d'ultrahelvétique (voir ci-après). Les tranches plus élevées de cet empilement tectonique proviennent du domaine Briançonnais et, tout en haut, du domaine liguro-piémontais.

b) La Zone Dauphinoise :

Elle est séparée des chaînons subalpins par le profond sillon que l'érosion a ouvert dans les marnes du Jurassique supérieur (" terres noires ") et se trouve caractérisée essentiellement par le fait que les érosions y ont enlevé les terrains plus récents; de sorte que les formations qui y affleurent sont limitées à celles (en prédominance marneuse à marno-calcaires, sombres) d'âge triasique à jurassique moyen (qui précisément ne sont pas mises à nu par l'érosion dans les chaînes subalpines). Il s'agit, en fait, de l'ensemble des terrains constituant la couverture sédimentaire des massifs cristallins externes; cette couverture étant enlevée par l'érosion sur l'axe de soulèvement de ces massifs, elle affleure en 2 bandes, l'une à l'Ouest (collines bordières de la chaîne de Belledonne), l'autre à l'Est (vallée des Arves etc...).

La partie la plus orientale de la Zone Dauphinoise est, en outre, débitée tectoniquement en une série de lames (où "écailles"*), épaisses de plusieurs centaines de mètres en moyenne, plongeant vers l'Est, et imbriquées les unes sur les autres ; ces « écailles dauphinoises » ont subi un écrasement qui est de plus en plus intense du Sud au Nord (ce que traduit sur la carte le rubanement des bandes bleues et vert sombre qui s'effilent vers le Nord). Ce type de domaine, qui n'a pas été charrié sur de fortes distances mais où les déplacements de matière rocheuse ont assez largement déplacé la couverture par rapport à son socle est souvent qualifié de "parautochtone"*.

c) La Zone Ultradauphinoise :

On distingue sous ce nom les écailles* les plus orientales du domaine dauphinois, dans lesquelles une érosion souvent profonde s'est produite dès le début du Tertiaire. Cette zone se caractérise par la présence de dépôts détritiques (argileux, gréseux ou conglomératiques) d'âge nummulitique qui représentent les premiers produits de l'érosion de la chaîne alpine en train d'émerger localement.

Ces couches forment parfois des reliefs accusés dont le chaînon des Aiguilles d'Arves est l'exemple le plus connu. Dans beaucoup d'autres cas, il s'agit au contraire de schistes gréseux tendres.
La zone ultradauphinoise a été ainsi dénommée en raison de ses analogies de situation et de constitution avec la Zone Ultrahelvétique de Suisse. La tranche inférieure des klippes préalpines est interprétée comme provenant de cette zone ( plus de détails sur l' ultrahelvétique en France).

d) La Zone valaisane

On rattachait anciennement à la Zone Ultradauphinoise diverses bandes de terrains qui se développent à partir de la vallée de la Tarentaise (Moûtiers) jusqu'à la vallée du Rhône (Sion), ainsi que le lambeau, flottant par charriage tectonique, du Niesen, dans les Préalpes Romandes ; ici, les dépôts discordants, postérieurs aux érosions précoces, datent, comme en Dévoluy, du Néocrétacé ; il s'agit en outre de dépôts rythmiques, de type Flysch, plus riches en calcaires, qui forment souvent des crêtes assez hardies (massif du Grand Fond à l'ouest de Bourg-Saint-Maurice) ; ils présentent des niveaux grossiers, riches en conglomérats. Ces zones peuvent être considérées comme intermédiaires avec les suivantes.

3 - DOMAINE BRIANÇONNAIS .

Le domaine briançonnais se caractérise par la relative minceur des dépôts mésozoïques (qui peuvent manquer totalement, à plusieurs époques, dans plusieurs secteurs) et par la faible profondeur à laquelle ils se sont formés, à la plupart des époques : seuls les calcschistes pélagique du Crétacé indiquent une profondeur plus notable et atteignent des épaisseurs de plusieurs centaines de mètres.

On y distingue deux ensembles, l'un, relativement homogène ou " Zone Briançonnaise proprement dite " qui occupe la plus large surface , l'autre, appelé Zone Subbriançonnaise, plus hétérogène, qui forme une frange d'écailles tectoniques dilacérées à la marge ouest du Briançonnais :

a) La Zone Subbriançonnaise est essentiellement constituée par des calcschistes et des schistes argilo-gréseux, d'âge Crétacé-Eocène, hébergeant une ossature de calcaires argileux jurassiques, d'épaisseur modeste (en général moins de 200 m). Localement, dans les Alpes du Sud, se développent des calcaires massifs récifaux (calcaires des Séolanes, au Jurassique terminal). La série stratigraphique y est tronquée tectoniquement, vers le bas, au niveau des couches à gypses du Trias supérieur, et l'on n'en connaît donc pas les termes plus anciens.

On rattache à la zone subbriançonnaise la partie occidentale des lambeaux flottants de la " nappe médiane " des Préalpes chablaisiennes et romandes ("Médianes Plastiques").

b) la Zone Briançonnaise, au contraire, montre un beau développement des terrains anté-jurassiques. Nous avons vu qu'on y trouvait de larges affleurements du soubassement anté-alpin constitués par les formations schisto-gréseuses du Houiller (qui engendrent le plus souvent des croupes molles et monotones), du Permien et du Trias inférieur (ces deux derniers donnant souvent des aiguilles acérées) ; dans le briançonnais oriental des Alpes du nord, en particulier en Vanoise, le soubassement des terrains mésozoïques est par contre formé par un socle cristallin (que l'on peut sans doute apparenter à celui des massifs cristallins internes).
Ces formations sont surtout dénudées par l'érosion dans les Alpes du Nord et jusqu'à Briançon ; dans les Alpes du Sud, par contre, la couverture mésozoïque cache plus souvent son substratum.

Dans toute le zone briançonnaise cette couverture est surtout caractérisée par le développement des calcaires et dolomies triasiques dont l'épaisseur peut dépasser 300 m et qui sont à l'origine du cachet très ruiniforme (" dolomitique ") des paysages. En regard de cette puissante ossature calcaréo-dolomitique les calcaires jurassiques (assez analogues à ceux du Subbriançonnais par ailleurs) n'ont guère de rôle morphologique distinct. C'est pourquoi, compte-tenu de leur modeste développement ils n'ont pas été distingués, sur la carte, des calcaires triasiques.

On rattache à la Zone Briançonnaise la partie orientale des lambeaux flottants de la "nappe médiane" du Chablais et des Préalpes romandes ("Médianes Rigides") [dans ce secteur la distinction a pu être faite, sur la carte, entre calcaires triasiques et jurassiques].

Les portions les plus orientales de la Zone Briançonnaise peuvent être qualifiées de Zones Ultra-briançonnaises car elles présentent à un point caricatural le caractère de réduction d'épaisseur des dépôts mésozoïques: ceux-ci peuvent y être réduits à quelques dizaines de mètres au total ; ils reposent sur des terrains antérieurs d'âge variable (Trias inférieur dans la zone d'Acceglio et même Permien dans d'autres points), ce qui dénote des érosions très profondes et précoces, puisque ces dépôts discordants remontent souvent au Malm.

Il apparaît donc que, pendant la période triasico-jurassique de son histoire sédimentaire, le domaine briançonnais était une zone de hauts fonds, formant barrière entre le domaine dauphinois et le domaine piémontais.

 

 

4 - DOMAINES LIGURO-PIÉMONTAIS ET AUSTRO-ALPIN :

a) le domaine liguro-piémontais est un vaste ensemble qui se distingue clairement des précédents au point de vue de la nature des roches et des paysages qui en résultent.

L'essentiel de ces roches est en effet constitué par les Schistes lustrés ; cette formation, plutôt monotone sur de grandes épaisseurs, est restée longtemps mal connue, notamment sous l'angle de son âge (Jurassique moyen à Crétacé supérieur) qui n'est qu'imparfaitement élucidé. Elle est surtout formée de calcschistes plus ou moins détritiques, qui sont assez fortement affectés par le métamorphisme alpin et se débitnt, pour cette raison, en plaquettes luisantes (par suite des cristallisations de minéraux en feuillets : micas etc...) On y trouve aussi, localement, des bancs de marbres issus du métamorphisme de niveaux plus calcaires : ces derniers représentent en général les premiers dépôts qui se sont mis en place sur les fonds océaniques. L'ensemble donne un relief de crêtes assez monotones en pentes douces vers l'Ouest et plus abruptes vers l'Est.

1- Dans un grand nombre de cas les schistes lustrés piémontais se révèlent être la couverture de roches cristallines sombres appelées Roches Vertes (ou ophiolites sensu-lato) et qui constituent autant de pitons saillants tranchant énergiquement sur le relief mou des Schistes Lustrés. Certaines de ces roches, notamment beaucoup de Prasinites, représentent des roches volcaniques sous-marines; les autres, Gabbros, et Péridotites peuvent être considérées comme des fragments d'une ancienne croûte océanique : une large partie de la zone piémontaise (que l'on qualifie désormais de « liguro-piémontaise ») représente donc l'ancien fond d'un océan, ouvert par déchirure continentale peu avant le jurassique supérieur (on qualifiait anciennement les dépôts effectués dans un tel domaine d'"eugéosynclinaux").

A l'heure actuelle les schistes lustrés et leur ophiolites recouvrent les massifs cristallins internes, mais on peut montrer que cette disposition est largement due à des mouvements de charriage et que ces massifs cristallins représentent plutôt le prolongement oriental du domaine briançonnais perçant " en fenêtre " sous les schistes lustrés.

2- La marge occidentale du domaine piémontais actuel, au voisinage du Briançonnais montre des lambeaux de terrains, isolés tectoniquement, qui n'appartiennent franchement, ni à l'un ni à l'autre domaine et que l'on a longtemps englobé sous le nom de Zone du Gondran (ou zone " pré-piémontaise ") et que l'on range désormais dans le « Piémontais externe ».

Du Briançonnais cette zone possède à peu près l'ossature de calcaires et dolomies triasiques mais il s'y développe un jurassique inférieur formé de calcaires argileux noirs (presque toujours absent dans le Briançonnais vrai) et des schistes plus récents qui sont peu différents des Schistes Lustrés. On considère que cette zone était intermédiaire entre Briançonnais et Piémontais et on lui rattache le lambeau tectoniquement flottant, riche en formations conglomératiques jurassiques, qui repose, dans les Préalpes, sur la nappe médiane et qui est désigné du nom de Nappe de la Brèche du Chablais (ses brèches représentent les éboulements issus des haut-fonds briançonnais).

b) On rapporte au domaine austro-alpin, c'est-à-dire à la zone alpine la plus interne, d'origine "africaine" (qui fait suite vers le sud-est au domaine piémontais et se trouve largement représenté dans les Alpes autrichiennes) le lambeau de terrains de socle hercynien de la Dent Blanche, au Nord d'Aoste. Il a été amené par chevauchement tectonique, puis isolé par l'érosion (il forme une klippe*).

c) Les nappes de Flysch à Helminthoïdes sont aussi des lambeaux transportés tectoniquement puis isolés par l'érosion. Ils sont développés d'une part au Nord, au sommet de l'empilement des nappes des Préalpes chablaisiennes et romandes (nappes de la Simme et des Gets), d'autre part, au Sud dans l'Embrunais-Ubaye (nappes de l'Autapie et du Parpaillon).
Ils sont principalement constitués de flyschs, d'âge Néocrétacé, à prédominance de bancs calcaires avec une semelle stratigraphique de schistes argileux noirs (" complexe de base "). En Embrunais-Ubaye, comme dans les Préalpes, ces nappes reposent sur des lambeaux tectoniques attribuables aux zones briançonnaises et subbriançonnaises, mais aussi de façon plus exceptionnelle, directement sur le Nummulitique dauphinois : ce dernier se termine à sa partie haute par des schistes à blocs (= olistostromes = " wildflysch ") qui indiquent que la mise en place des nappes s'est produite pendant la sédimentation du Tertiaire ancien.

L'origine des nappes du Flysch à Helminthoïdes n'est pas connue avec certitude, mais il est probable qu'elle se situe dans le domaine liguro-piémontais car on y trouve quelques témoins, métamorphisés, de successions qui évoquent beaucoup celles de ces flyschs. Ils en seraient partis pour glisser vers les domaines plus externes avant que leur patrie soit soumise aux enfoncements qui y ont induit son métamorphisme.


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Dernières retouches apportées à cette page le 2/06/16