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Faculté des Sciences Institut de Minéralogie et Géochimie EVÉNEMENTS ET DÉFORMATIONS TARDIMÉTAMORPHIQUES DANS LE SEGMENT OSSOLA-TICINO (VAL VIGEZZO-CENTOVALLI, ITALIE-SUISSE) Thèse de Doctorat présentée à la Faculté des Sciences de l’Université de Lausanne par IVAN RICCARDO SURACE Géologue diplômé Université de Turin (Italie) Jury Prof. Raymond Olivier, Président PD. Dr. Philippe Thélin, Directeur de thèse Prof. Hans-Rudolf Pfeifer, Rapporteur Prof. Norbert Clauer, Expert Prof. Lukas Baumgartner, Expert Prof. Albrecht Steck, Expert Lausanne – 2004 II Evénements et déformations tardi-métamorphiques dans le segment Ossola-Ticino (Centovalli-Val Vigezzo, Suisse-Italie) Table des matières RÉSUMÉ……………………………………………………………………….............................. V ABSTRACT…………………………………………………………............…............................... VII REMERCIEMENTS…………............................................................................................................ IX CADRE ET BUTS DU TRAVAIL..........................................................................................................X ABRÉVIATIONS, SYMBOLES ET ECHELLES UTILISÉES DANS LE TEXTE.............................……..... XII GLOSSAIRE DES TERMES STRUCTURAUX UTILISÉS DANS LE TEXTE..........................……………XIII 1 - CADRE GÉOGRAPHIQUE………..................................................…….... 1 2 - CADRE GÉOLOGIQUE: LA ZONE DE THÈSE DANS LE CONTEXTE GÉOLOGIQUE DES ALPES CENTRE-OCCIDENTALES……………………………....... 9 2.1 - TRAVAUX ANTÉRIEURS ET ÉTAT DES CONNAISSANCES …………………...... 9 2.2 - CARACTÈRES LITHOSTRATIGRAPHIQUES ET GÉOCHRONOLOGIQUES.….... 11 2.2.1 - Données géochronologiques sur la"zone des racines" à métamorphisme alpin……………………………………………………………………….. 15 2.3 - CARACTÈRES MÉTAMORPHIQUES ………………….……………………......... 18 2.4 - ÉVOLUTION TECTONIQUE ET STRUCTURES DE DÉFORMATION…..……....... 20 2.4.1 – Introduction……………………………………………………………... 20 2.4.2 - La zone de cisaillement ductile du Simplon…………………………… 21 2.4.3 – Le magmatisme Périadriatique………………………………………… 22 2.4.4 - La ligne Insubrienne…………………………………………………….. 22 2.4.5 - Le rétrocharriage……………………………………………………….. 24 2.4.6 - La faille Rhône-Simplon……………………………………………….. 25 2.4.7 - Tectonique néoalpine et récente dans les Alpes………………………. 28 2.5 - DONNÉES GÉOPHYSIQUES…………………………………………………........ 29 2.6 - GÉOMORPHOLOGIE ET QUATERNAIRE………………………………….…….. 32 2.6.1 - Le bassin lacustre de Re………………………………………………… 33 2.6.2 - L’évolution glaciaire dans le Val Vigezzo-Centovalli…………………. 34 2.6.3 - La brèche de Gagnone…………………………………………………... 34 2.6.4 - L'interaction avec l'homme……………………………………………... 35 3 - LITHOSTRATIGRAPHIE……….……………………………………………….… 36 3.1 - UNITÉ ANTIGORIO- PIODA DI CRANA....…………………………………… 37 3.1.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement…………………………… 37 3.1.2 – Caractérisation au microscope polarisant……………………………… 38 3.2 - UNITÉ ORSELINA-MONCUCCO-ISORNO-BOSCO.............…………..….… 40 3.2.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement…………………………… 40 3.2.2 – Caractérisation au microscope polarisant……………………………… 42 3.3 - UNITÉ MONT ROSE...........................................…………………………..… 44 3.3.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement…………………………… 45 3.3.2 – Caractérisation au microscope polarisant……………………………… 46 I 3.4 - UNITÉ SESIA-LANZO.........…………......................…………………………..… 47 3.4.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement…………………………… 47 3.4.2 – Caractérisation au microscope polarisant……………………………… 49 3.5 - UNITÉ CANAVESE.......................................…………………………….…… 49 3.5.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement…………………………… 49 3.5.2 – Caractérisation au microscope polarisant……………………………… 51 3.6 - CORPS PÉRIDOTITIQUE DE FINERO ……………………………………… 51 3.6.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement…………………………… 3.6.2 – Caractérisation au microscope polarisant……………………………… 3.7 - FILONS APLITICO-PEGMATITIQUES…………………………………….…… 3.7.1 – Données radiométriques………………………………………………. 51 52 55 57 4 – STRUCTURES DE DÉFORMATION DUCTILE……………………..…. 60 4.1- MYLONITES……………………………………………………………….….…… 60 4.1.1 - Mylonites en faciès amphibolite……………………………………..….. 4.1.2 - Mylonites en faciès schistes-verts……………………………………..… 4.2 - PLIS………………………………………………..………………………..…..… 4.2.1 - Phase I………………………………………………………………….... 4.2.2 - Phase II…………………………………………………………………... 4.2.3 - Phase III…………………………………………………………………. 4.2.4 - Phase IV………………………………………………………………….. 61 64 67 69 69 71 75 5 - PHÉNOMÈNES HYDROTHERMAUX, DE RÉTROMORPHOSE ET STRUCTURES TETONIQUES ASSOCIÉES…………...………………… 80 5.1 – INTRODUCTION……………………………………………………………….… 80 5.2 - RÉTROMORPHOSE EN FACIÈS SCHISTES-VERTS ……………….………..... 82 5.3 - BANDES RÉTROMORPHOSÉES EN FACIÈS SCHISTES-VERTS (BSV) ……….. 82 5.4 - KAKIRITES ET CANAUX HYDROTHERMAUX………………………………. 87 5.4.1 – Orientation spatiale et caractères structuraux générales…………...…. 87 5.4.2 – Caractères microscopiques…………………………………………..…. 91 5.4.3 – Observations générales…………………………………………...…….. 92 5.5 - BANDES DE RECRISTALLISATION ISOMINÉRALOGIQUE (VEINES "CRACK-SEALS").………………………………………….……..…. 93 5.6 - VEINES MINÉRALISÉES S.S. ………………………………………….………..... 95 5.7 - FAILLES MINÉRALISÉES…………………………………………...…...…….….. 97 5.7.1 – Orientation spatiale et caractères structuraux générales………………. 98 5.7.2 - Zones de failles épaisses (ZF) …………………………………………… 102 5.7.3 - Plans de faille minéralisés………………………………………….…105 5.7.4 - Analyse microstructurale…………………….…………….………… 109 5.7.5 –Pseudotachylites……………..…………………………………………... 113 5.7.6 - Les failles minéralisées dans le corps de Finero……………..…………. 115 5.7.7 - Observations générales……………………………………..…………… 117 5.8 – MINÉRALOGIE …………………………………………………...….....…………118 5.9 – GÉOCHRONOLOGIE …………………..………………………...….....…...…….. 128 5.10 - GÉOTHERMOMÉTRIE…………………..………………………...…....……….. 129 5.10.1 - Géothermomètres "empiriques"…………………..….…...…..……….. 130 5.10.2 - Géothermomètres " structuraux"……………………………..…..…… 132 II 5.10.3 - Géothermomètres"thermodynamiques"……………………………… 132 6 - FAILLES À GOUGE………………………………………………...……… 137 6.1 – ORIENTATION SPATIALE ET CARACTÈRES STRUCTURAUX GÉNÉRALES…. 137 6.2 – RÉPARTITION RÉGIONALE…………………………………………….....…….. 139 6.2.1 - Système septentrional…………………………………………….....…… 140 6.2.2 - Système central…………………………………………….....………..… 141 6.2.3 - Système méridional…………………………………………….….………145 6.3 – CARACTÈRES MINÉRALOGIQUES DE LA FRACTION ARGILEUSE……...…… 149 6.3.1. - Granulométrie ……………………………………………………………151 6.3.2 – Analyses DRX……………………………………………………………. 151 6.4 - CRISTALLINITÉ DE L’ILLITE……………………………………...……….…… 156 6.5 – GÉOCHRONOLOGIE……………………………………..………...…………..… 161 7 - ISOTOPES STABLES ET CIRCULATION D'EAU…………………..….. 164 7.1 – DONNÉES ISOTOPIQUES DES MINÉRAUX ………………………………………164 7.2 – Considérations sur la circulation des eaux thermales dans la région étudiée……………………………..……………………….…... 166 8 – STRUCTURES ET DÉPÔTS QUATERNAIRES…………………….....… 168 8.1 - BRÈCHES PÉRIDOTITIQUES S.S. ……………………………………….…..…… 168 8.1.1 - Brèche de Gagnone ………………………………………………....…… 168 8.1.2 - Brèche de Finero …………………………………………………...…… 172 8.1.3 - Structures de déformation…………………………………………...……179 8.1.4 - Mise en place…………………………………………...……………….. 180 8.2. - LIMONS ET SABLES LACUSTRES ……………………………………………… 182 8.2.1 - Stratigraphie ……………………………………………………...….….. 182 8.2.2 - Structures de déformation…………………………………………...…... 185 8.3 - DÉPÔTS GLACIAIRES ET FLUVIAUX ……………………………………..…….. 192 8.4. - GÉOMORPHOLOGIE DE LA RÉGION.………………………………….…......… 194 9 - ÉVOLUTION GÉODYNAMIQUE …………………..…………….......…… 198 9.1 - PHASE MYLONITIQUE…………………………………………………….……… 198 9.2 - PHASE HYDROTHERMALE……………………………………………….……… 201 9.3 - PHASE DES FAILLES À GOUGES………………………………………….……… 204 9.4 – DISCUSSION GÉNÉRALE SUR LES STRUCTURES TECTONIQUES DU SOCLE CRISTALLIN…………………………………………………… 205 9.5 - INTERPRÉTATIONS DES STRUCTURES QUATERNAIRES ET CONCLUSIONS… 208 9.5.1 - Introduction……………………………………………………...…….… 9.5.2 - Rappel des observations de terrain……………………………...…….… 9.5.3 - Interprétation des phénomènes affectant les brèches péridotitiques….. 9.5.4 - Interprétation des phénomènes affectant les dépôts lacustres……….… 9.5.5 - Discussion générale sur les rapports entre les structures des dépôts quaternaires et les structures tectoniques du socle cristallin………..… 208 211 212 214 215 III 10 - PROPOSITION D’UN MODELE ÉVOLUTIF DANS LE CADRE DE L’EVOLUTION DE LA CHAINE ALPINE……………….....…………..… 217 10.1 - LE SYSTÈME TECTONIQUE DU VAL VIGEZZO-CENTOVALLI PAR RAPPORT AUX LIGNES MAJEURES DES ALPES CENTRE-OCCIDENTALES………….... 217 10.1.1 – Corrélation avec d'autres systèmes tectoniques des régions avoisinantes…………………………………………………………………..…. 220 10.2 - ACTIVITÉ TECTONIQUE RÉCENTE ET VITESSE DE SOULÈVEMENT………...220 11– CONCLUSIONS ET SUGGESTION DE TRAVAUX ULTERIEURS….. 224 BIBLIOGRAPHIE…………………………………………………....………..… 227 ANNEXES ANNEXE 1: DRX POUDRES DÉSORIENTÉES; 1/BIS FT-IRS SPECTRES ANNEXE 2: ANALYSES MINÉRAUX ME ANNEXE 3: GÉOTHERMOMÈTRES ANNEXE 4: DRX ARGILES; 4A GRANULOMETRIE LASER ARGILES; 4B C.I. ARGILES ANNEXE 5: CARTE GÉOLOGIQUE DES AFFLEUREMENTS 1:10'000 ANNEXE 6: CARTE GÉOLOGIQUE INTERPRÉTATIVE 1:25'000 ANNEXE 7: ÉCORCHÉ TECTONIQUE 1:25'000 ANNEXE 8: CARTE DES REPÈRES DES ÉCHANTILLONS ET DES PHOTOS 1:25'000 IV RÉSUMÉ Une zone tectonique large et complexe, connue sous le nom de ligne des Centovalli, traverse le secteur des Alpes Centrales compris entre Domodossola et Locarno. Cette région, formée par le Val Vigezzo et la vallée des Centovalli, constitue la terminaison méridionale du dôme Lepontin et représente une portion de la zone des racines des nappes alpines. Elle fait partie d’une grande et complexe zone de cisaillement, en partie associée à des phénomènes hydrothermaux d’âge alpin (<20 Ma), qui comprend le système tectonique Insubrien et celui du Simplon. Le Val Vigezzo et les Centovalli constituent un vrai carrefour entre les principaux accidents tectoniques des Alpes ainsi qu'une zone de juxtaposition du socle Sudalpin avec la zone des racines de l’Austroalpin et du Pennique. Les phases de déformation et les structures géologiques qui peuvent être étudiées s'étalent sur une période comprise entre environ 35 Ma et l'actuel. L’étude détaillée de terrain a mis en évidence la présence de nombreuses roches et structures de déformation de type ductile et cassant tels que des mylonites, des cataclasites, des pseudotachylites, des kakirites, des failles minéralisées, des gouges de faille et des plis. Sur le terrain on a pu distinguer au moins quatre générations de plis liés aux différentes phases de déformation. Le nombre et la complexité de ces structures indiquent une histoire très compliquée, selon plusieurs étapes distinctes, parfois liées, voire même superposées. Une partie de ces structures de déformation affectent aussi les dépôts sédimentaires d’âge quaternaire, notamment des limons et des sables lacustres. Ces sédiments constituent les restes d'un bassin lacustre attribué à l'époque interglaciaire Riss/Würm (éemien, 67.000-120.000 ans) et ils affleurent dans la partie centrale de la zone étudiée, à l'Est de la plaine de Santa Maria Maggiore. Ces sédiments montrent en leur sein toute une série de structures de déformation tels que des plans de faille inverses, des structures conjuguées de raccourcissement et des véritables plis. Ces failles et ces plis représenteraient les évidences de surface d’une déformation probablement active en époque quaternaire. Une autre formation rocheuse a retenu tout notre attention; il s'agit d'un corps de brèches péridotitiques monogéniques qui affleure en discontinuité le long du versant méridional et le long du fond de la vallée Vigezzo sur environ 20 km. Ces brèches se posent indifféremment sur le socle (unités Finero, Orselina) ou sur les sédiments lacustres. Elles sont traversées par des plans de failles qui développent des véritables stries de faille et des gouges de faille; l’orientation de ces plans est la même que celle affectant les failles à gouges du socle. La genèse de cette brèche est liée à l'altération et au modelage glacier (rock-glaciers) d'une brèche tectonique originelle qui borde la partie externe du Corps de Finero. Les structures de déformation de cette brèche, pareillement à celles des sédiments lacustres, ont été considérées comme les évidences de surface d'une tectonique quaternaire active dans la région. La dernière phase de déformation cassante qui affecte cette région peut donc être considérée comme active en époque quaternaire. Une vue d’ensemble de la région étudiée nous permet de reconnaître à l’échelle régionale une zone de cisaillement complexe orientée E-W, parallèlement à l’axe de la vallée Centovalli-Val Vigezzo. Les données de terrain, indiquent que cette zone de cisaillement débute sous conditions ductiles et évolue en plusieurs étapes jusqu’à des conditions de failles cassantes de surface. La reconstruction de l'évolution géodynamique de la région a permis de définir trois étapes distinctes qui marquent le passage, de ce secteur de socle cristallin, de conditions P-T profondes à des conditions de surface. Dans ce contexte, on a reconnu trois phases principales de déformation à l’échelle régionale qui caractérisent ces trois étapes. La phase la plus ancienne est constituée par des mylonites en faciès amphibolite, associées à des mouvements de cisaillement dextre, qui sont ensuite remplacés par des mylonites en faciès schistes verts et des plis rétrovergentes liés au rétrocharriage des nappes alpines. Une deuxième étape est identifiée par le développement d’une phase hydrothermale liée à un système de failles extensives et décrochantes dextres à direction principale E-W, NE-SW et NWSE. Leur caractérisation minéralogique a permis la mise en évidence des phases cristallines de V néoformation liées à cet événement constituées par : K-feldspath (microcline), chlorites (Fe+Mg), épidotes, prehnite, zéolites (laumontite), sphène, calcite. Dans ce contexte, pour obtenir une meilleure caractérisation de cet événement hydrothermal on a utilisé des géothermomètres sur chlorites, sensible aussi à la pression et a la a(H2O), qui ont donné des valeurs descendantes comprises entre 450-200°C. Les derniers mouvements sont mis en évidence par le développement d’une série de plans majeurs de failles à gouge, qui forment une structure en sigmoïdes d’épaisseur kilométrique reconnaissable à l’échelle de la vallée et caractérisée par des mouvements transpressifs avec une composante décrochante dextre toujours importante. Cette phase de déformation forme un système conjugué de failles avec direction moyenne E-W qui coupent la zone des racines des nappes alpines, la zone du Canavese et le corps ultramafique de Finero. Ce système se déroule de manière subparallèle à l'axe de la vallée le long de plusieurs dizaines de kilomètres. Une analyse complète et détaillée des gouges de faille par XRD a montré que la fraction argileuse (<2 µm) de ces gouges contient une partie de néoformation très importante constituée par, des illites, des chlorites et des interstratifiés de type illite/smectite ou chlorite/smectite. Des datations avec méthode K-Ar sur ces illites ont donné des valeurs comprises entre 12 et 4 Ma qui représentent l'âge de cette dernière déformation cassante. L'application de la méthode de la cristallinité de l'illite (C.I.) a permis d'évaluer les conditions thermiques qui caractérisent le déroulement de cette dernière phase tectonique qui se produit sous conditions de température caractéristiques de l'anchizone et de la diagenèse. L'ensemble des structures de déformation qu'on vient de décrire s'insère parfaitement dans le contexte de convergence oblique entre la plaque adriatique et celle européenne qui à produit l'orogène alpin. On peut considérer les structures tectoniques du Val Vigezzo-Centovalli comme l'expression d'une zone majeure de cisaillement "Simplo-Insubrienne". L'empilement structural et les structures tectoniques affleurantes dans la région sont le résultat de l'interaction entre un régime tectonique transpressif et un régime transtensif. Ces deux champs de tension sont antagonistes entre eux mais sont reliés, de toute façon, à une seule phase décrochante dextre principale, due à une convergence oblique entre deux plaques. À l'échelle de l'évolution géodynamique on peut distinguer différentes étapes au cours desquelles les structures de ces deux régimes tectoniques interagissent en manière différente. En accord avec les données géophysiques et les reconstructions paléodynamiques prises dans la littérature on considère que la ligne Rhône-Simplon-Centovalli représente l'évidence de surface de la suture majeure profonde entre la plaque Adriatique et celle Européenne. Les vitesses de soulèvement qui ont été calculées dans cette étude pour cette région des Alpes donnent une valeur moyenne de 0.8 mm/a qui est tout à fait comparable avec les données proposées par la littérature sur cette zone. La zone Val Vigezzo-Centovalli peut être donc considérée comme un carrefour géologique où se croisent différentes phases tectoniques qui représentent les évidences de surface d'une suture profonde majeure entre deux plaques dans un contexte de collision continentale. VI ABSTRACT A wide and complex tectonic zone known as Centovalli line, crosses the Central Alps sector between Domodossola and Locarno. This area, formed by the Vigezzo Valley and Centovalli valley, constitutes the southernmost termination of the Lepontin dome and represents a portion of the alpine nappes root zone. It belongs to a large and complex shear-zone, partly associated with hydrothermal phenomena of alpine age (< 20 My), which includes the Insubric Line and the Simplon fault zone. Vigezzo Valley and Centovalli constitute a real crossroads between the mains alpines tectonics lines as well as a zone of juxtaposition of the Southalpine basement with the Austroalpin and Pennique root zone. The deformation phases and the geological structures that can be studied between approximately 35 My and the present. The detailed field study showed the presence of many brittle and ductile deformation structures and fault rocks such as mylonites, cataclasites, pseudotachylites, kakirites, mineralized faults, fault gouges and folds. In the field we could distinguish at least four folds generations related to the various deformation phases. The number and the complexity of these structures indicate a very complicated history, comprising several different stages, that sometimes are related and even superimposed. Part of these deformation structures affect also the sedimentary deposits of quaternary age, in particular the silts and sands lake deposit. These sediments constitute the remainders of a lake basin ascribed to the interglacial Riss/Würm (Eemien, 67.000-120.000 years) and outcroping in the central part of the studied area, in the Eastern part of Santa Maria Maggiore plain. These sediments show a whole series of deformation structures such as inverse fault planes, combined shortening structures and true folds. These faults and folds would represent the surface evidence of a probably active tectonic deformation in quaternary time. Another rock formation attracted all our attention. It is a body of monogenic peridotite breccia which outcrops in discontinuity along the southernmost slope and the bottom of the Vigezzo valley on approximately 20 km. This breccia lies indifferently on the basement (Finero and Orselina units) or on the lake sediments. They are crossed by fault planes which developed slikenside and fault gouges whose orientation is the same of the faults gouges in the alpine basement. This breccia results from the weathering and the surface modelling of an original tectonic breccia which borders the external part of Finero peridotite body. This breccia deformation structures, like those of the lake sediments, were regarded as the surface interaction of active quaternary tectonics in the area. So the last brittle deformation phases which affects this area seems to be actives in quaternary time. Theoverall picture of the studied area on a regional scale enables us to point out a complex shear-zone directed E-W, parallel to the axis of the Centovalli and Vigezzo Valley. The field analysis indicates that this shear-zone began under ductile conditions and evolved in several stages to brittle faulting under surface conditions. The analysis of the geodynamic evolution of the area allows to define three different stages which mark the transition of this alpine basement root zone, from deep P-T conditions to P-T surface conditions. In this context on regional scale three principal deformation phases, which characterize these three stages can be distinguished. The oldest phase consisted of the amphibolitie facies mylonites, associated to dextral strikeslip movements. They are then replaced by green-schists facies mylonites and backfolds related to the backthrusting of the alpines nappes. A second episode is caracterized by the development of an hydrothermal phase bound to an extensive fault and dextral strike-slip fault system, with E-W, NW-SE and SE-NW principal directionsThe principal neoformed mineral phases related to this event are: K-feldspar (microcline), chlorites (Fe+Mg), epidotes prehnite, zéolites (laumontite), sphene and calcite. In this context, to obtain a better characterization of this hydrothermal event, we have used an chlorite geothermometer, sensitive also to the pressure and has the a(H2O), which gave downward values ranging between 450-200°C. VII The last movements are caracterized by the development of important gouge fault plans, which form a sigmoid structure of kilometric thickness which is recognizable at the valley scale, and is characterized by transpressive movements always with a significant dextral strike-slip component. This deformation phase forms a combined faults system with an average E-W direction, which cuts trough the alpine root zone, the Canavese zone and the Finero ultramafic body. This fault system takes place subparallel to the axis of the valley over several tens of kilometers. A complete and detailed XRD analysis of the gouges fault showed that the clay fraction (<2µm) contains a very significant neo-formation of illite, chlorites and mixed layered clays such as illite/smectite or chlorite/smectite. The K-Ar datings of the illite fraction <2µm gave values ranging between 12 and 4 My and the illite fraction <0.2µm gave more recents values until to 2,4-0 My. This values represent the age of this last brittle deformation. The application of the illite crystallinity method (C.I.) allowed evaluating the thermal conditions which characterize this tectonic phase that occured under temperature conditions of the anchizone and diagenesis. The whole set of deformation structures which we just described, perfectly fit the context of oblique convergence between the Adriatic and the European plate that produced the alpine orogen. We can regard the Vigezzo valley and Centovalli tectonic structures as the expression of a major "Simplo-Insubric" shear-zone. Structural stacking and tectonic structures that outcrop in the studied area, are the result of the interaction between a transpressive and a transtensve tectonic phases. These two tension fields are antagonistic but they are also connected, in any event, with only one principal dextral strike-slip movement, caused by an oblique convergence between two plates. On the geodynamic evolution scale we can distinguish various stages during which these two tectonic structures fields interact in various ways. In agreement with the geophysical data and the paleodynamic recostructions taken in the literature we considers that the Rhone-Simplon-Centovalli line are the surface feature of the major collision between the Adriatique and the European plate at depth. The uplift speeds we calculated in this study for this Alpine area give an average value of 0.8 mm/a, which is in good agreement with the data suggested by the literature on this zone. TheVigezzo Valley and Centovalli zone can therefore be regarded as a geological crossroad where various tectonic phases are superimposed. They represent the evidences of a major and deeper suture between two plates in a continental collision context. VIII REMERCIEMENTS Au terme des quatre années de travail, consacrées à cette thèse, je tiens à exprimer ma gratitude et mes remerciements à tous ceux qui m'ont accompagnés d'une manière ou d’une autre dans ce parcours d'études en Suisse. D'abord, je veux remercier Andrea De Bono grâce auquel j’ai pris connaissance de ce projet de thèse à la Faculté de Sciences de la Terre de Université de Lausanne. Ma plus grande reconnaissance va à l'initiateur de ce projet qui est aussi le directeur de cette thèse, le Dr. Philippe Thélin, qui d'abord m'a fais confiance, accompagné et soutenu tout au long de ces années de recherches, non seulement du point de vue professionnel mais aussi avec amitié. Car, il est devenu un ami et non seulement comme directeur de thèse. La confiance qu'il a manifestée à mon égard m'a permis d'aborder librement la vaste problématique du sujet de thèse et le vaste monde de la diffraction RX et des argiles. Je tiens aussi à le remercier pour les corrections du français dans le texte, ainsi que de la patience qu'il a démontrée malgré les problèmes importants qui l'ont touchés dans les derniers mois de ce projet. Je tiens à remercier Liliane Dufresne qui m'a aidé pour les questions analytiques de ma thèse, mais surtout elle a été une confidente et une amie de travail avec laquelle on a aussi partagé les bons et les mauvais moments qui ont caractérisés les journées passées au "labo.RX". Je veux aussi la remercier pour sa capacité d'être toujours très pratique et de trouver les meilleures solutions aux nombreux problèmes qui se sont posés. Restant toujours au "labo.RX". Je veux remercier Osango Lokosha, le "joker" du laboratoire Rx, toujours prêt à donner un coup de main dans les moments difficiles ainsi que pour son humour et sa disponibilité. Je remercie le Prof. Hans-Rudolf Pfeifer, rapporteur de ma thèse. Il m’a accompagné sur le terrain pour le levé géologique et m’a fait bénéficier de ses connaissances du terrain. De même, je le remercie pour la mise à disposition de son "Nido" de Giumaglio où j'ai été hébergé pendant les saisons de terrain. Mes remerciements vont également au Prof. Michel Marthaler pour son suivi dans la partie valaisanne de mon terrain. Malheureusement, suite à plusieurs obstacles la dite zone a été abandonnée dans le cadre de ma thèse. Finalement, je tiens à remercier le Prof. Albrecht Steck avec lequel j'ai pu discuter de différentes problématiques géologiques de cette étude. Un grand merci aussi à J.C.Lavanchy pour les analyses FRX, à Laurent Nicod pour la confection des lames minces (de roches pourries!), au Prof. Torsten Vennemann pour les analyses isotopiques et à Mike Cosca pour les datations Ar-Ar. Je remercie le Prof. Norbert. Clauer de l’Université de Strasbourg pour sa grande collaboration au niveau des datations de l’illite dans les gouges des failles ainsi que celles de petites veines hydrothermales à feldspath potassique. Je tiens à remercier le Dr. Olivier Vidal, chercheur CNRS de l’Université de Grenoble, qui a développé des modèles pour la géothermométrie des chlorites en ambiance métamorphique et hydrothermale. Ces modèles ont été appliqués, apparemment avec succès, dans le contexte de ma thèse. Je remercie le Prof. Giorgio Martinotti de l’Université de Turin de ses bons conseils géologiques. Pour la réalisation de certaines images 3D, insérées dans le texte, je remercie l'Arch. Roberto Gibello de Turin. Je l’ai obligé à se plonger dans l’étude des structures de déformations tectoniques avec l’espoir que cela lui donnera au moins des idées nouvelles pour des sujets de design. Mes remerciements les plus profonds vont tout d’abord à ma maman, à mon papa et surtout à ma copine Barbara Cavallo pour son immense compréhension et soutien qui m’ont permis de vivre une relation à distance sans jamais avoir des doutes et sans jamais rien regretter. Je la remercie également pour les corrections et les rédactions en anglais. Sans oublier mes remerciements aux amis tessinois et mes amis de Turin.Pour terminer, je remercie tous mes collègues, les professeurs, les collaborateurs de l'Unil et toutes les personnes que j’ai connues durant ces années. Ils m’ont permis de mieux connaître ce beau mais un peut méconnu pays qui est la Suisse. IX CADRE ET BUTS DU TRAVAIL La thèse de doctorat présentée dans ce manuscrit a été consacrée à la connaissance des événements tardimétamorphiques et néoalpins des Alpes Centre-Occidentales. À ce but on a consacré les études à la description de l’évolution tectono-métamorphique récente de la région Val Vigezzo-Centovalli et à la détermination des relations spatio-temporelles avec les accidents complexes connus dans les régions avoisinantes et constituées par la ligne du Canavese, la ligne du Simplon, la ligne du Tonale et la faille Rhône-Simplon. À la différence de la plupart des autres secteurs des Alpes, la zone étudiée se caractérise par la présence d'importants et de nombreux phénomènes de transformation minéralogique de la roche de type hydrothermal, rétrograde et d'hydratation qui nous permettent d'étudier les phénomènes de retromorphose et de reconstruire les étapes de l'exhumation de cette partie de la zone des racines. De plus elle est intéressée par une puissante tectonique cassante qui affecte de façon homogène presque toute la région étudiée. Cette tectonique se déroule en suivant plusieurs étapes évolutives qui accompagnent la mise à jour de ce secteur des Alpes et qui évoluent de conditions ductiles jusqu'à des conditions de surface en affectant peut-être, même les dépôts d'âge quaternaire. La réalisation des objectifs de la thèse a imposé la connaissance détaillée des différentes structures cassantes et ductiles développées dans la zone examinée, à l’échelle de l’affleurement et à l’échelle régionale. Dans ce contexte, on a privilégié les recherches de terrain et de laboratoire, visées à la définition et à la description des nombreuses zones de failles, à leurs expressions dans les différents milieux géologiques et à la description des caractères minéralogiques liés à ces zones de déformation. Une partie consistante du travail de thèse s'est exprimée par un levé de terrain détaillé et localisé dans les vallées Vigezzo et Centovalli, vrai carrefour entre les principaux accidents tectoniques et les contacts alpins majeurs. Depuis le début de la thèse, on a dédié environ 95 jours au levé de terrain qui a permis la découverte de nombreuses structures géologiques d'origine tectonique dont une partie affecte certains sédiments non consolidés d’âge quaternaire. Pendant ces années, on a levé une zone qui couvre une surface d’environ 140 km2; l'analyse d'un territoire si vaste permet d’identifier et de distinguer entre structures géologiques locales et structures d'extension régionale. À côté du levé classique, pour mieux décrire et caractériser les rapports géométriques des structures qui se retrouvent sur le terrain, on a produit de nombreux dessins et des photos des affleurements les plus significatifs où l’on a observé des rapports nets et clairs entre les différentes phases de déformation et les structures associées. Les données acquises avec le levé ont permis de produire sur support informatique une carte géologique des affleurements de la région à l’échelle 1:10’000 ainsi qu'une carte géologique interprétative et un écorché tectonique à l'échelle 1:25’000. Ces cartes sont accompagnées d'une série de coupes géologiques qui mettent en évidence les rapports et l'orientation spatiale des différentes structures tectoniques par rapport à la séquence cristalline du socle. Suite à l’acquisition de nouvelles données pendant le déroulement de l'étude, une attention particulière a été prêtée à la compréhension de l’évolution de la déformation plus récente dans la zone de thèse. Pour ces motifs une partie de ce travail est dédié à la description des nombreuses évidences de terrain et analytiques sur les dépôts quaternaires et sur la géomorphogenèse de la région. De plus une comparaison entre les structures tectoniques récentes du socle et celles qui affectent les couvertures quaternaires est aussi proposée. Afin de décrire de façon complète l’histoire de cette région les données de terrain ont dû être intégrées et mises en corrélation avec des données analytiques. L’étude détaillée de terrain, concentrée sur la classification et le regroupement des nombreuses structures de déformation cassantes et ductiles associées aux phénomènes hydrothermaux, tels que cataclasites, mylonites, pseudotachylites, kakirites et plis tardifs, a conduit à un repérage sélectif des échantillons pour les analyses en laboratoire. X L’ensemble des résultats de terrain et de laboratoire nous ont permis de mettre en évidence des phases de déformation différentes, et de décrire en détail l’évolution tectono-métamorphique de cette région depuis environ 35 Ma jusqu’à l’actuel. Un tableau récapitulatif, proposé en annexe (tableau 1), décrit de façon schématique toutes les structures géologiques et tectoniques observées dans la région ainsi que leurs rapports temporels. Ce tableau peut être utilisé par le lecteur afin de repérer de façon simple toutes les structures tectoniques et géologiques dans le contexte général de l'évolution géodynamique de la région. Les principaux travaux analytiques ont été effectués grâce à l'utilisation des instruments et des méthodes analytiques tels que: lames minces, microsonde (ME), géothermométrie, fluorescence RX (FRX), diffraction RX (DRX), granulométrie laser, cristallinité de l'illite (C.I.), datations (K-Ar et Ar-Ar). Tous les résultats analytiques sont présentés dans le manuscrit sous forme de tableaux et diagrammes insérés dans le texte ou proposés en annexe. Une attention particulière a été dédiée aux gouges de failles et aux illites qui y cristallisent. Un autre tableau récapitulatif (tableau 2 en annexe) propose de façon schématique toutes les caractéristiques de ces gouges et présente aussi les données radiométriques, diffractométriques et de cristallinité de l'illite, issues de la fraction argileuse de ces gouges. Pour mieux valoriser le travail de terrain effectué, on a choisi d'insérer dans le texte un nombre important de photographies des affleurements de façon à rendre plus claires pour le lecteur les structures géologiques différentes et nombreuses observées pendant le levé de terrain. L'échelle des photos de terrain est indiquée normalement par la présence d'objets communs reproduits dans l'image. Notamment ont été utilisés des marteaux de géologue classiques, avec une tige d'une longueur d'environ 50 cm et une tête de 12 cm. Ont été aussi utilités des crayons et des stylos traditionnels, caractérisés par une longueur d'environ 12-15 cm. En même temps aussi des nombreuses photos de lames minces sont proposées sur lesquelles le lecteur peut observer l'allure des microstructures des roches et des zones de failles. Pour une compréhension plus immédiate, dans un tableau inséré au début du manuscrit sont rapportées toutes les abréviations utilisées dans le texte. Dans le texte du manuscrit reste toujours sous-entendu que, lors de la description des structures et des localités géographiques, on fait référence directe aux affleurements, aux structures et aux localités qui sont rapportées dans les cartes géologiques annexes. Dans cette dernière on a voulu donner une attention particulière aux structures tectoniques et à leurs évidences minéralogiques structurales. Pour ceci sur la carte géologique des affleurements sont indiqués en surcharge les secteurs intéressés par une empreinte mylonitique très marquée, les zones de développement des bandes des schistes verts (BSV) et celles exprimés par des kakirites, des brèches et des cataclasites. En outre on a indiqué, au moyen d'abréviations, les minéralisations principales des secteurs les plus affectés par les phénomènes hydrothermaux. Du point de vue tectonique les failles minéralisées ont été distinguées du système de failles à gouge en indiquant en outre, lorsque ce fut possible, le sens de mouvement principal mesuré à partir des plans tectoniques affleurants. Intentionnellement nous n'avons pas effectué une distinction entre des plans principaux et secondaires, car en réalité la zone d'étude s'est révélée dans son ensemble une zone de faille majeure formée par des systèmes de plans mineurs qui se recoupent entre eux de façon serrée et donnent eux-mêmes une origine aux systèmes tectoniques principaux. L'orientation et l'amplitude de ces derniers sont d'ailleurs aisément localisables dans la carte géologique interprétative et dans les figures de représentation schématique des lignes tectoniques. Le manuscrit est subdivisé en une première partie (§1-2) de cadre géographique et géologique de type bibliographique, une partie centrale (§ 3-8) où sont proposés et discutés toutes les évidences et les données de la zone étudiée et une partie finale (§ 9-11) où on présente une vision générale et organique de ces évidences en relation avec les modèles évolutifs de la chaîne alpine proposés dans la littérature. XI ABRÉVIATIONS, SYMBOLES ET ÉCHELLES UTILISÉS DANS LE TEXTE. XII P = pression PI, PII, PIII, PIV = phases de pli pl = plagioclase (ab=albite; an=anorthite) qz =quartz RSF = faille Rhône-Simplon (Rhône– Simplon fault) S = sud sup. =supérieur(e) s.s. = sens strict Æ Alpes s.s. = portion des nappes alpines caractérisées par métamorphisme et déformation d'âge alpin Sr = schistosité régionale (aussi mylonitique) "S" "Z" "M""W"= type de symétrie des plis S.M.Maggiore = village de Santa Maria Maggiore T = température t = temps W = ouest zéol = zéolites σ1, σ2, σ3: axes de tension tectonique ÉCHELLES PHOTOS DE TERRAIN marteau cm 5c m 10 50 cm cm crayons, stylos 12 -1 5 § = chapitre 25x, 50x = n. agrandissements de l'image du microscope optique AFL.23.1.1 = affleurement et numéro de référence pour le repérage sur la carte. bio = biotite BSV = bandes de retromorphose schistesverts C3 = numéro de l'échantillon cc = calcite chl = chlorite C.I. =cristallinité de l'illite cm = centimètre/centimétrique Corr. = interstratifié de type corrensite C/S = interstratifié chlorite/smectite C/Serp = interstratifié chlorite/serpentine dcm = décimètre / décimétrique dm = décamètre / décamétrique DRX = diffraction RX DSL = ligne ductile (mylonitique) du Simplon (ductil Simplon line) E = est ep = épidote fig. = figure Æ Figure 23-3.2 = figure 23, chapitre 3, sous-chapitre 2. FRX = fluorescence RX FT-IRS = spectromètre à infrarouges gr = grenat H = haute (HP = haute pression) kb = kilobar Kf = feldspath potassique K.I. = index de Kubler km = kilomètre inf. = inférieur(e) I/S = interstratifié illite/smectite IVZ = zone Ivrea-Verbano laum = laumontite Lm = lame mince ME = microsonde électronique MEB = microscope électronique à balayage m = mètre / métrique mb = mica blanc mm = millimètre / millimétrique ms = muscovite N = nord n// = nicols parallèles nX = nicols croisés GLOSSAIRE DES TERMES STRUCTURAUX UTILISÉS DANS LE TEXTE La définition des termes structuraux et tectoniques utilisés dans la géologie n'a pas été univoque dans les temps et à présent certains problèmes de nomenclature, surtout par rapport à la géologie structurale, ne sont par encore complètement résolus. Dans cette partie on propose donc une brève liste explicative des termes structuraux utilisés dans le texte pour définir les différentes roches de faille. Ces définitions ont été formulées en accord avec le travail de Brodie et al. (2002) qui fait un effort dans le sens de donner une nomenclature métamorphique et structurale unique et reconnue à utiliser dans la littérature géologique. Le travail de Brodie et al. (2002) présente les résultats provisoires de la IUGS Commission on the Systematics Petrology qui depuis 1985 a crée la SCMR (Subcommission for the nomenclature of Metamorfic Rocks) avec le but de formuler une glossaire unique pour la définition de ces termes géologiques et structuraux. Dans la liste ci-dessous le symbole de l'étoile(*) indique les termes dont la définition n'était pas indiquée par la SCMR. Blastomylonite: mylonite qui montre un dégrée de recristallisation importante par rapport à la déformation. Brèche (-tectonique, –de faille): roche de faille cohésive ou non-cohésive sans structures orientées, caractérisée par une granulométrie moyenne-grossière avec au moins 30% de fragments lytiques visibles à l'œil nu. Cataclasite: roche de faille cohésive, ou non-cohésive avec schistosité absente ou peu développée, caractérisée par la présence de porphyroclastes anguleux et fragments lytiques immergés dans une matrice à grain fine à composition similaire. Fracture: terme général pour indiquer une discontinuité dans un amas rocheux qui peut produire ou non un mouvement. Ce terme inclue les fissures, les joints et les failles Faille: surface de fracturation le long de laquelle s'est produit un déplacement relatif des deux compartiments de la faille (voir aussi: zone de -; roche de-) - minéralisée*: faille caractérisée par un remplissage minérale, hydrothermale au sein du plan de faille. Faille à gouge: roche de faille non-cohesive, à grain fin-très fin riche en minéraux argileux et contenant moins de 30% de fragments lytiques visibles à l'œil nu. Une schistosité peut se développer dans la gouge. Mylonite: roche de faille cohésive, caractérisée par une schistosité bien développée, résultat d'une réduction de la taille des grains et une recristallisation dynamique due a une déformation tectonique. Normalement elle se caractérise par la présence de porphyroclastes arrondis et par des fragments lytiques avec la m^me composition minéralogique de la matrice. Kakirite*(1): Heitzmann (1985): roches cataclastiques à faible cohésion, caractérisée par un dense réseau de plans de cisaillements et surfaces de translation, avec un grain très variable, de grossier à très fin. XIII Kakirite*(2): d'après les observations de terrain personnelles: roche altérée et métasomatique, cohérente ou non-cohérente, liée à une intense et pénetrative circulation de fluides hydrothermaux, caractérisée par une structure de brèche, cimentée par un réseau de fractures minéralisées. Peut-être ou ne pas être intéressée par des phénomènes tectoniques de déformation et déplacement. Sur les surfaces affleurante se caractérise par une couleur blanchâtre typique et par une altération poudreuse. Linéation: occurrence répétitive et visiblement pénétratives de structures linéaires dans un amas rocheux. Pseudotachylite: roche de faille à grain ultra fin- vitreux, normalement de couleur noire et à l'aspect caillouteux. Elle constitue des fines veines planaires, des veines injectées ou la matrice d'une brèche tectonique qui constitue le remplissage de fractures de dilatation développées dans la roche encaissante. Roche de faille: roche produite par l'effet de la déformation dans une zone de faille Schistosité: orientation préférentielle des différents grains ou agrégats d'une roche, produite par un processus métamorphique Zone de faille: zone de roches cisaillées, écrasés et /ou feuilletées au sein desquelles on observe l'occurrence de nombreux plans de dislocations ainsi qu'un déplacement appréciable par rapport aux compartiments de faille. XIV Chapitre 1 Cadre géographique 1 - CADRE GÉOGRAPHIQUE INTRODUCTION La zone de thèse est constituée d'un long sillon morphologique qui s'étend, selon une direction E-W, sur environ 40 km entre Domodossola et Locarno et qui forme à l'W le Val Vigezzo et à l'E les Centovalli (fig.1.1). Figure 1.1: Situation géographique a) cadre général dans le contexte de la région européenne, en rouge la zone d'étude. b) détails de la zone du Val Vigezzo-Centovalli, en noir les limites de la zone levée. Le Val Vigezzo et les Centovalli sont deux vallées contiguës et symétriques, séparées par une ligne de partage des eaux placée à 831 m s.n.m. et constituée de la plaine de Santa Maria Maggiore dans laquelle s'élèvent les principaux centres habités et les localités touristiques de la vallée. Depuis la plaine de Santa Maria Maggiore, au N du village homonyme se développe le Val Verzasco où la rivière du Melezzo Oriental prend sa source. Ce cours d'eau descend vers l’E dans les Centovalli et se jette dans la Maggia légèrement en aval de Ponte Brolla, près de Locarno. Par contre, dans le secteur occidental de la plaine de Santa Maria Maggiore, près de Druogno, quelques petits ruisseaux sont à l'origine du Melezzo Occidental qui, dépourvu d'un entonnoir initial, descend dans le symétrique Val Vigezzo pour terminer sa course dans le Toce près de Domodossola1. Les deux cours d'eau principaux entaillent profondément les deux vallées en formant des gorges étroites, délimitées par des parois rocheuses verticales de quelques centaines de mètres qui limitent l'accès aux lits fluviaux. À une altitude d' environ 850 m, vis à vis de la plaine de Santa Maria Maggiore, les deux fleuves s'approfondissent jusqu'à une altitude d'environ 300 m s.n.m. au fond des deux vallées, après avoir parcouru un trajet respectivement de 12 km dans le Val Vigezzo et 28 1 En réalité la limite Centovalli-Val Vigezzo est une limite arbitraire placée sur la frontière suisse italienne qui n'a rien à voir avec la morphologie réelle des deux vallées. En effet cette limite coupe la vallée du Melezzo E qui dans sa partie supérieure prend le nom de Val Vigezzo, qui est aussi le nom de la vallée du Melezzo W, tandis que la partie inférieure de la vallée du Melezzo E devient Centovalli après la frontière. Dans ce texte pour une question d’utilité pratique et surtout de logique géomorphologique on considérera le Val Vigezzo comme la vallée où coule le Melezzo W et le Centovalli comme la vallée symétrique où se déroule le Melezzo E. 1 Chapitre 1 Cadre géographique km dans les Centovalli. Des nombreuses vallées latérales orientées N-S et délimitées par des ruisseaux d'importance secondaire se développent au N et au S de la vallée principale. Parmi les plus étendus, on rappelle le Val Antoliva, le Val d'Albogno, le Val Loana, le Val Verzasco, le Val d'Isornino, le Val de Capolo, le Val de Verdasio et le Val de Bordei. Le Val Vigezzo (fig.2a.1) et les Centovalli (fig.2b.1) sont entourés de chaînes montagneuses qui ne dépassent jamais le 2500 m d'altitude. Dans le Val Vigezzo les principales cimes sont, au N le Mt. Corgiolo (1768 m), le Mt. Alom (1989 m), la Cima la Sella (1712 m), la Roccia di Paver (2127 m), le Mt. Margineta (2017 m), le Mt. Mater (2026 m), la Cima (1804 m), le Mt. Ziccher (1967 m), et la Cavallina (1576 m) ; au S l’on trouve le Pizzo Marcio (1924 m), le Pizzo Ragno (2289 m) et le Mt. Bassetta (1672 m). Les Centovalli par contre culminent au S avec les Rocce du Gridone (2188 m), au N avec le Pizzo Ruscada (2004 m) et s'abaissent rapidement vers l'E où on retrouve le Pizzo Leone (1659 m), la Corona dei Pinci (1293 m) sur le versant S et l'Aula (1416 m) sur le versant N. La plupart des villages de ces deux vallées sont tous construits sur des terrasses, à une altitude comprise entre 600 et 900 m. Plus haut se trouvent les chalets, les pâturages entourés de forêts et les alpages. Figure 2.1: Vue panoramique depuis le promontoire du Blizz de la zone de thèse a) sillon du Val Vigezzo avec la plaine de S.M.Maggiore en premier plan et la marche morphologique de Gagnone. b) les Centovalli avec le cirque de Corona dei Pinci–Pizzo Leone qui entoure la colline ("motto") de Dorca. FLORE ET FAUNE. À l'exception de la plaine de Santa Maria Maggiore, dans laquelle les zones de prés sont nombreuses, une grande partie des versants est recouverte d'une épaisse et exubérante végétation arborescente qui comprend essentiellement des arbres de hêtre, châtaignier, chêne, bouleau, genêt. Plus haut et le long du versant méridional, exposé au N, dominent par contre le pin et le mélèze. Nombreuses espèces montagnardes ont été cataloguées, en particulier l’association faunistique et floristique de la tourbière du Pian de la Segna et de la vallée de Capolo constituant une situation presque unique dans toutes les Alpes. Les zones herbeuses où se trouvent les pâturages de la région sont restreintes à des coins étagés peu étendus, placés à différentes hauteurs qui représentent les restes d'anciens plans glaciaires (Mt Comino, Pila, Rasa, Palagnedra, Moneto, Pian del Barch, Coimo). VOIES D'ACCÈS ET DE COMMUNICATION. La route carrossable actuelle, qui traverse ces vallées, emprunte en grande partie le tracé de l'ancien chemin muletier qui partait de Locarno et de Losone et conduisait vers la frontière italienne franchissant le Melezzo E à la hauteur d'Intragna, en restant toujours sur la rive gauche et en suivant 2 Chapitre 1 Cadre géographique le relief. La route carrossable, exposée à des fréquents éboulements, fut construite en plusieurs étapes entre 1846 et 1907. Du côté italien le Val Vigezzo est actuellement joignable par la route nationale N337 du Val Vigezzo qui s'écarte du versant orographique gauche du Val d'Ossola vis à vis de Domodossola. Du côté suisse la route cantonale des Centovalli est joignable depuis Locarno en procédant vers le W ou depuis la route cantonale du Val Maggia, près de Ponte Brolla. La route nationale-cantonale du Val Vigezzo-Centovalli traverse ces deux vallées en permettant de relier entre eux les villages qui s'y trouvent; il s'agit d'une route étroite et tortueuse qui gravit le long du versant N, bien souvent en équilibre instable entre des raides parois et des gouffres qui se jettent, tête baissée, dans les profondes incisions fluviales. C'est seulement en face à la plaine de Santa Maria Maggiore que la route s'agrandit et le parcours devient plus rectiligne. Maintes fois la route est constellée de petits chantiers routiers pour la mise en sûreté du tracé qui à présent témoignent de la vulnérabilité et la potentielle instabilité de cette voie de communication. Le long du versant S italien les étendues de bois sont sculptées par la voie ferrée des Centovalli qui, depuis le début du XXe siècle, relie Domodossola à Locarno. Ce chemin de fer à voie étroite, qui raccorde les grandes lignes du Gothard et du Simplon, fut réalisé entre 1912 et 1923. Le chemin de fer se poursuit dans la plaine de Santa Maria Maggiore pour ensuite se déplacer sur le versant N du côté suisse, parallèlement à la route cantonale. Figure 3.1: Pont en fer du chemin de fer des Centovalli qui relie les deux versants de la vallée principale au-dessus du lac artificiel de Palagnedra. Ce petit train constitue une publicité efficace de type touristique, en effet il permet d'agréables traversées de la vallée principale en desservant même de petits bourgs qu’autrement l'on pourrait atteindre seulement à pied. Le chemin de fer se roule au milieu de raides versants et de zones copieusement boisées en permettant la vision de paysages suggestifs. En traversant des ponts en fer suspendus entre des vallées en surplomb et des lacs et rivières encaissés dans la roche (fig.3.1) le chemin de fer rejoint les principaux village de la vallée mais aussi les minuscules gares isolées le long des vallées, pour lesquelles l'arrêt est sur demande. HISTOIRE ET LOISIRS. Le Val Vigezzo est depuis longtemps un but touristique pour ceux qui cherchent la détente et la tranquillité, presque un coin de Suisse en territoire ossolaine et, auprès des bourgs ruraux où l'activité principale était l'agriculture et l'élevage du bétail, les petits centres habités sont nombreux, élevés au siècle dernier pour la réception des vacanciers. Le Val Vigezzo est aussi appelé "Vallée des Peintres", au raison d'une ancienne tradition d'artistes locaux qui dans les siècles en arrière ont 3 Chapitre 1 Cadre géographique porté par le monde la beauté de ces lieux. Une partie de ces œuvres picturales est exposée dans la pinacothèque de S.M. Maggiore. Les habitants du Val Vigezzo sont même connus comme inventeurs et émigrants: la célèbre "eau de Cologne" a été inventée dans cette vallée; dans toute l’Europe les célèbres ramoneurs du Val Vigezzo qui, à partir de l’âge de six ans, étaient formés à ce dur métier sont connus depuis une époque reculée; aujourd'hui près de S. M. Maggiore existe un Musée du Ramoneur qui rappelle cet ancien métier. Depuis plus d’un demi-siècle le Val Vigezzo et surtout les Centovalli sont aussi connus pour leurs gisements d’importantes minéralisations de nickel, chromite, fer et asbeste, spécialement sur le versant N du Mont Gridone. (Zone “Ivrea-Verbano"). Des minéraux d’intérêt particulier sont aussi le chrysotile du Mont Gridone, la molybdénite d'Intragna et les feldspaths, qui sont présents en grandes quantités tout le long de la vallée. De plus, dans les décombres des inondations de la rivière du Melezzo a été signalée la présence d'or, uranium et tungstène (Cavalli et al., 1999). Les recherches et les études minéralogiques entamés depuis plus d'un siècle dans ces vallées on permis de découvrir et de décrire environ cinquante minéraux, certains très communs et d’autres décidément plus rares. Parmi les plus notoires il faut signaler le grenat du genre almandin et exonite, le béryl, le diopside, le chromo-diopside, la magnétite, le talc, la trémolite, l'olivine, le corindon et le zircon. Certains minéraux radioactifs très rares, comme l’euxénite et le polycrasiumyttrium, ont leur origine dans la région du Pizzo Ruscada (Girlanda, 2003). La collection des minéraux et roches des Centovalli est exposée à la "Cà d'Amalia" de Bordei ainsi que partiellement auprès du Musée Régional des Centovalli à Intragna. À la différence d'autres vallées du Locarnese et de l'Ossola, les Centovalli et le Val Vigezzo ne peuvent se vanter d’une tradition centenaire d’extraction et travail de la pierre ollaire. Cependant des traces d'extraction de pierre ollaire aux siècles passés sont visibles dans plusieurs endroits comment signalé par Pfeifer & Serneels, 1986). Le gisement le plus intéressant est celui du Riale di Borgnone, juste au-dessous du village, qui porte le même nom. Des traces d’extraction assez visibles, mais couvertes d'une épaisse végétation, peuvent être aussi remarquées dans la carrière au-dessus de Verdasio et dans celle au N de Corcapolo. Figure 4.1: L'église de S. Ambrogio de Coimo en style roman. Figure 5.1: Vue panoramique des toits et des cheminées des maisons du village de Craveggia.. À l’extrémité occidentale, le premier village en entrant dans Val Vigezzo est celui de Masera qui se trouve entre le Val d'Ossola et Val Vigezzo. Sur le versant opposé se dresse Trontano, qui conserve une ancienne église avec une intéressante façade romane et ses nombreuses 4 Chapitre 1 Cadre géographique bourgades qui donnent sur le Val d'Ossola, embellies de nombreux pylônes et chapelles votives; pas loin l'on trouve la tour de l'hérétique Frère Dolcino (Tour de Creggio). En poursuivant en amont le long des deux versants se dressent des petits villages notamment Coimo, avec une jolie église en style roman dédiée à S. Ambrogio (fig.4.1), Marone, Verigo, Gagnone et Orcesco qui cherchent à voler le peu d'espace disponible que ces vallées ont laissé aux hommes. Les principales localités touristiques cependant se trouvent sur la plaine de Santa Maria Maggiore. La principale est S.M.Maggiore (816 m) avec ses caractéristiques et anciennes résidences de villégiature, ses ruelles ombragées de sapins séculaires ainsi que ses musées régional. Au pied du versante N de la plaine se trouve Craveggia (889 m), dans le passé le plus illustre village du Val Vigezzo, grâce aux fortunes de ses émigrants en France. Il se présente aux visiteurs avec ses palais cossus, les voies étroites et caractéristiques, les toits de pierre, et des grandes cheminées (fig.5.1) symbole de puissance et de richesse. La paroissiale conserve le "Trésor des Rois de France", la précieuse collection d'orfèvrerie et tissus, comprenant entre autres la couverture funèbre du Roi Soleil et le vêtement nuptial de la Reine Maria Antonietta. D'ici la tradition, actuellement à Paris, de grandes joailleries originaires de Craveggia. Au N de Craveggia vis à vis de la tête de la vallée Onsernone se trouve la localité Bagni de Craveggia où jaillit une eau à 30° C qui dans le passé a été considérée miraculeuse pour le soin des maladies de la peau. En 1819 fut construite une grande auberge avec des fonctions thermales qui resta opérationnelle jusqu'à 1951, lorsqu’elle fut détruite par une avalanche et elle ne fut pas reconstituée. Actuellement cet endroit peut être atteint du côté italien exclusivement par la télécabine qui conduit à la plaine de Vigezzo pour ensuite descendre aux sources thermales en parcourant un long chemin. Autrement on peut atteindre le site depuis la Suisse en parcourant la route cantonale de la vallée d'Onsernone jusqu'au bout. À E de la plaine de S.M.Maggiore se trouve le village de Re (658 m), dominé par la majestueuse silhouette du Sanctuaire dédié à la soi-disant "Madonna du Sang" (fig.6.1), avec ses coupoles argentées en style gothico-byzantin et destination de pèlerinage de nombreux fidèles. Le Sanctuaire a été édifié entre 1600 et 1950 en mémoire d'un miracle produit en 1494 lorsque d'une fresque représentant la Madonna avec l'Enfant, frappé d'un violent coup de pierre, jaillit du sang pour plusieurs jours. Figure 6.1: Le sanctuaire de la "Madonna du Sang" de Re et sa coupole en style gothico-byzantin. Aux approches de Re on trouve le petit bourg de Villette qui reçoit le musée paysan "Ca de Ferman de la Piazza". 5 Chapitre 1 Cadre géographique Malesco (761 m) constitue l’autre grand centre de villégiature, il se situe dans la limite SE de la plaine de Santa Maria Maggiore vis à vis du débouché marécageux du Val Loana qui, vers le S, plonge dans le parc naturel du Val Grande. En outre nous trouvons les agglomérations de Druogno, d'Albogno, de Buttogno de Toceno et de Prestinone, fraction de Craveggia, où il y a le départ d’une télécabine qui rejoint la Plaine de Vigezzo, (1725 m), équipée des stations du ski et d'un point de décollage pour les passionnés du vol en parapente. Du côté suisse la conjonction entre train, route, sentiers, rend plus facile la rencontre avec le milieu montagneux des Centovalli et avec les architectures très soignées de ses bourgs parfaitement restaurés qui s'accrochent sur des pentes raides. À sept kilomètres de Re, passés Folsogno, Dissimo et Olgia, on trouve Ponte Ribellasca, frontière entre l'Italie et la Suisse. Le premier village qu'on rencontre à peine entré en Suisse est Camedo tandis que sur les versants se développent les villages de Lionza, Borgnone, Moneto Bordei et Palagnedra caractérisés par des anciennes maisons et églises (Pisoni et al., 1993). La vallée de Capolo s’ouvre au S du village de Moneto jusqu’aux pieds de l'imposante paroi N du Mont Gridone. C’est une région très sauvage, qui fait partie de la Réserve Forestière de Palagnedra et qui présente des aspects intéressants d'un point de vue géologique et botanique. Au milieu des forêts d’hêtres, qui couvrent la vallée de Capolo, sont toujours visibles les restes d’un four à chaux daté au 1690 basé sur l'explotation des calcaires du Canavese. C'est une construction plutôt rudimentaire, qui consiste en un trou dans le flanc de pente, dans lequel a été érigé un mur à sec avec des rochers du lieu. On peut l’atteindre au moyen d'un sentier confortable qui se déroule de Pian del Barch (972 m s.n.m.) et qui offre une vue imprenable sur la plupart des Centovalli. En face à Palagnedra (fig.7.1), sur le fond étroit et rocheux de la vallée, se développe un suggestif barrage avec lac artificiel qui a été construit de 1950 à 1952 et est utilisé comme bassin de compensation par les installations hydroélectriques du Val Maggia. Figure 7.1: Vue panoramique du lac artificiel de Palagnedra, sur la gauche le village de Palagnedra, en arrière plan celui de Moneto. Figure 8.1: La bourgade de Rasa avec son ancienne cloche de l'église, vue depuis l'arrivée du funiculaire. Tout au long de la ligne de faîte, qui descend du Pizzo Ruscada, sur le versant N de la vallée, se développe le Mt. Comino, une magnifique plaine de col d’origine glaciaire placée à une altitude de 1000-1200 m s.n.m.. De Verdasio, un des villages les plus typiques des Centovalli, on peut s'y rendre confortablement en téléphérique, construit en 1993 ou en moins d’une heure sur un agréable sentier à grands lacets. Au-dessous de ce mont, se dresse la petite église de la Madonna de 6 Chapitre 1 Cadre géographique la Segna, construite en 1647 et vénérée depuis des siècles par les gens du lieu. Derrière ce lieu de prière, sur la ligne de partage des eaux avec la vallée d’Onsernone, il y a une vallée ouverte entourée par des forêts, où se trouve la tourbière du Pian Segna, d’importance nationale. Cette tourbière a une extension d’un hectare environ et est caractérisée par des espèces typiques des environnements marécageux. En aval de la bourgade de Verdasio, en face au funiculaire du Mt. Comino, on retrouve celui à destination de Rasa (898 m). Ce funiculaire fut construit en 1958 et constitue encore aujourd'hui l'unique moyen d’accès a cette bourgade folklorique (fig.8.1) depuis le fond de la vallée. Des nombreux et anciens ponts de pierre se lèvent le long du fond de la vallée en reliant les deux versants séparés des torrents Melezzo E et W. Entre ceux-ci doit être rappelé le pont romain près d'Intragna (fig.9.1) construit en 1578, entièrement en pierre à une seule travée suspendue sur une gorge rocheuse. En montant du pont romain le long du versant S on arrive sur la crête de Corona des Pinci (1293) d'où l'on peut observer un panorama superbe sur Ascona et le lac Majeur (fig.10.1). Figure 9.1: Vue du pont roman d'Intragna construit sur le Melezzo E. Figure 10.1: Vue panoramique du lac majeur depuis la crête de Corona dei Pinci. Le village d'Intragna se caractérise par un centre historique restructuré splendide, avec une église du XVIIe siècle, des maisons typiques des montagnes en pioda et bois et ruelles en cailloutage qui se dénouent le long de la colline où s'élève le village. Parmi les bourgades voisines, but aisé de promenades et d'excursions nous rappelons celle de Costa et de Pila (joignable même par funiculaire au départ d'Intragna). QUELQUES CONSIDÉRATIONS Même s’il y a une substantielle continuité climatique de la flore et de la faune entre le Val Vigezzo italienne et les Centovalli suisses, en réalité les différences qui sautent aux yeux sont nombreuses, attribuables notamment à l'intervention de l'homme pendent ce dernier siècle. Sur le versant suisse on peut apprécier le soin approfondi du territoire effectué par les habitants de la vallée; les sentiers sont toujours excellemment marqués et tracés même dans les zones plus inaccessibles et reculées, en outre beaucoup de bourgades, qui ne peuvent pas être atteintes de manière carrossable ont été restructurées et sont habitées, la construction de nombreuses téléphériques a pourvu à l'absence de routes en permettant le transport de marchandises et parfois même des gens. Cependant les portions de forêts et les endroits abandonnés peuvent être difficilement parcourus à cause de la raideur des versants et de l'épaisse végétation du sous-bois. Malheureusement la situation sur le côté italien n'est pas toujours la même qui caractérise les vallées suisses. Si en certains cas la construction de nombreuses carrossables en terre battue permet 7 Chapitre 1 Cadre géographique de rejoindre facilement certaines bourgades et vallées latérales, dans d'autres cas l'état d'abandon des sentiers rend difficile et parfois impossible de rejoindre des nombreuses localités qui sombrent dans un état de complet abandon. La signalisation des sentiers de l'Ossola et en particulier du Val Vigezzo s'inspire indubitablement de la Suisse voisine, les panneaux métalliques jaunes placés au debout des itinéraires et le long des principales bifurcations indiquent les parcours et les temps de parcours qui peuvent s'effectuer; parmi les principaux on doit rappeler la Grande traversée des Alpes (GTA) marquée de bandes blanches rouges et du Sentier du Walser indiqué avec l'abréviation "W". Cependant plusieurs itinéraires, surtout ceux secondaires et moins touristiques, ne sont pas toujours bien signalés, souvent les sentiers marqués sur les cartes topographiques ne sont pas identifiables ou se terminent tout à coup contre des murs de végétation ou des effondrements du versant. Evidemment ce processus d'abandon a été favorisé par le dépeuplement de la vallée, sensible dès les premières décennies du XXe, et accentué après 1950. En effet les difficiles conditions de vie et les maigres ressources de revenus constitués par l'agriculture, l'élevage du petit bétail et l'exploitation forestière ont sûrement favorisé une forte émigration des habitants de la vallée. De plus le profil typique des vallées de ces régions caractérisé par de brusques ruptures de pentes, avec des formations de parois verticales qui peuvent atteindre même des hauteurs de plusieurs dizaines de mètres, rend dangereuses et souvent inaccessibles beaucoup de localités qui sont en effet complètement abandonnées. Une partie des versants le plus raides et d'accès difficile peut-être n'ont été jamais parcourus par l'homme même dans les temps anciens. 8 Chapitre 2 Cadre géologique 2 – CADRE GÉOLOGIQUE: LA ZONE DE THÈSE DANS LE CONTEXTE GÉOLOGIQUE DES ALPES CENTRE-OCCIDENTALES La zone étudiée est historiquement connue sous le nom de "zone des racines" (Argand, 1916, Romer et al., 1996) ou zone subverticale méridionale ("southern step belt" Milnes, 1974). Elle constitue la marge interne ou méridionale de la fenêtre tectonique d’Ossola-Ticino (fig.1.2) et elle est traversée par une zone tectonique large et complexe, responsable de la mise en place du Dôme Lépontin (Système Pennique). La partie méridionale de la zone étudiée atteint les secteurs les plus externes des Alpes méridionales, c’est à dire la zone du Canavese et le corps ultrabasique de Finero. De nombreuses lignes tectoniques notamment la ligne Rhône-Simplon, la ligne Insubrienne et celle des Centovalli atteignent et traversent la région en produisant une situation structurale très complexe et toujours d'interprétation controversée par les différents auteurs. Figure 1.2: Carte géologique de la région du Dôme Lépontin. Surcharge, traits obliques: zone de cisaillement ductile du Simplon. Surcharge pointillée: Dôme Lépontin à métamorphisme en faciès amphibolitique En rouge la zone de thèse (tiré de Steck & Hunziker 1994). 2.1 - TRAVAUX ANTÉRIEURS ET ÉTAT DES CONNAISSANCES Les premières études de caractère géologique sur la région sont entreprises à la fin du XIXe siècle. Dans cette période les géologues définissent à grands traits les premières grandes unités et leurs caractères métamorphiques et litho-structuraux. Parmi les initiateurs il faut rappeler le travail de Gerlach (1869) et Traverso (1895) sur les zones Penniques Ossolaines. On peut ensuite citer les travaux de Novarese (1906, 1929) autour de la zone du Canavese et des formations adjacentes suivis par des études pétrographiques sur la même zone, amorcés par Fenoglio (1933, 1940). Les premières études spécifiques sur la Zone d’Ivrée et sur les corps ultrabasiques associés sont entreprises principalement par Franchi (1905) et Argand (1906). 9 Chapitre 2 Cadre géologique Dans la zone du Simplon le percement du tunnel homonyme permet à Schardt (1903) de décrire et distinguer les grandes nappes penniques de recouvrement et de donner les premières indications sur la tectonique et la mise en place des nappes mêmes. Un grand apport aux connaissances de la "zone des racines" comprise entre Domodossola et Locarno fut donné autour des années ’50 par Kern (1947), Walter (1950), Zawadynski (1952), Kobe (1956), Knup (1958) et Wieland (1966). Notamment les travaux de Walter et Knup, outre la réalisation de deux cartes géologiques à l’échelle 1:25'000, visaient à une description pétrographique détaillée des différentes unités avec un regard sur le métamorphisme et sur l'évolution géologique-structurale dans le secteur compris entre le Val Vigezzo et les Centovalli. Walter s’occupa plutôt de la marge N de la zone Ivrée et de son contact tectonique avec la ligne du Canavese, tandis que Knup analysa la "zone des racines" strictement Alpines jusqu'au contact avec la marge septentrionale de la zone du Canavese. En effet bien que la Ligne du Tonalee, des Centovalli, du Canavese et du Simplon fussent déjà reconnues et décrites, Walter et Knup dans leurs études coupèrent au milieu l'accident complexe qui traverse les Centovalli et le Val Vigezzo, en sous-évaluant son importance et sa taille réelle. Une contribution ultérieure à l'évolution des connaissances pétro-métamorphiques fut donnée par l'étude de Venkayya (1956) liée au percement du tunnel hydroélectrique de la Maggia dans la région des Centovalli et au travail de Reinhardt (1966) dédié à une étude géologique et pétrographique des nappes du Mt. Rose du Sesia-Lanzo et du Canavese dans le secteur oriental du Val d'Ossola, près de la zone de thèse. Alors que les études sur la zone du Simplon, sur la zone du Canavese et sur la ligne du Tonale ont eu une suite ininterrompue jusqu’au présent, les travaux sur les vallées adjacentes du Vigezzo et des Centovalli ont été souvent lacunaires et seulement dans les dernières décennies on a observé un intérêt renouvelé pour cette zone des Alpes. Un frein au développement des études dans cet endroit est dû probablement à l'exiguïté des affleurements et à la complexité géologique et tectonique de cette région. En effet les nappes verticalisées sont fortement étirées au point que même la distinction entre elles devient difficile et parfois douteuse. En plus, alors que les lignes tectoniques principales dans les autres secteurs des Alpes Centre-Occidentales sont biens définies, séparées et facilement déductibles, dans ce secteur elles se rapprochent et se superposent en constituant un véritable nœud tectonique difficile à débrouiller. Pour cette raison la plupart des travaux scientifiques d'où proviennent les données de littérature, concernant surtout les lignes tectoniques, à été concentré à l'extérieur du secteur compris entre Domodossola et Locarno. Notamment les études sur la ligne du Simplon sont entamées principalement dans la région homonyme où sont reconnues et décrites pour la première fois les évidences d'une déformation importante de type ductile et cassante tandis que la continuation de ces lignes et leur corrélation avec les lignes tectoniques affleurantes dans les régions avoisinantes reste longtemps débattue. L'existence d'une discontinuité structurale majeure dans la partie méridionale de la région du Simplon fut démontrée par Amstutz (1954) qui fut le premier à observer un contact tectonique principal, souligné par une zone de faille. En 1956, Bearth découvre au N du Simplon la présence d'une zone de faille principale qui se caractérise par un saut métamorphique important entre les deux compartiments de faille. Dans les Centovalli il observe aussi des structures plus jeunes qui continuent vers l'W dans le Val Bognanco et sont apparemment indépendantes de celles du Simplon. Ensuite Amstutz (1971) confirme l’existence de cette discontinuité tectonique et propose la continuation vers l'E de cette zone de faille dans le Val Vigezzo-Centovalli définissant une zone de faille "Simplon-Crevola d'Ossola–Centovalli". En 1963, à la lumière des données du percement hydroélectrique de la Maggia, Dal Vesco publie des réflexions sur l’origine et sur les possibles corrélations des lignes tectoniques qui affleurent dans le Centovalli avec les autres importantes lignes tectoniques. Le levé du tunnel Palagnedra-Brissago permet d’identifier des écailles tectoniques séparées par trois systèmes de faille. Bien que l'auteur attribue à l'une de celles-ci la continuation de la ligne du Canavese, il n'arrive pas à une interprétation globale de ce système tectonique. 10 Chapitre 2 Cadre géologique C’est seulement après les années '70 qu’on parvient à des connaissances plus complètes et ponctuelles sur la tectonostratigraphie et sur l'évolution géodynamique d’âge alpin de cette région. Actuellement on reconnaît plusieurs unités tectoniques et plusieurs systèmes de failles actives sur des périodes différentes mais leur précise localisation et regroupement est toujours en partie débattue (Milnes et al., 1981), ce qui montre que même l'organisation en nappes et la division en unité de ce complexe secteur structural des Alpes est loin d'être défini de manière univoque. Un apport fondamental à la compréhension et à la description de l'évolution géodynamique naît de l'interprétation des données radiométriques et du développement du concept de "température de fermeture d'un minéral" (Jäeger et al. 1967; Chopin & Maluski, 1980; Desmons et al. 1982). En appliquant ce concept on arrive à définir une trajectoire P-T-t parcourue par les différentes unités pendant leur évolution métamorphique et géodynamique qui les a mises au jour (voir § 2.5 "Données géochronologiques"). Dans les Alpes centrales les travaux de Niggli & Niggli (1965) Frey et al. (1974, 1980) parmi d'autres, donnent des importantes informations sur la dynamique et l'âge du pic métamorphique lépontin. Ensuite, la plupart des travaux qui suivront dans les années '80-'90 est dédiée à la compréhension de l'organisation structurale de la "zone des racines" avec un intérêt particulier aux grandes lignes tectoniques qui traversent la région tels que l'accident Insubrien et celui du Simplon. Dans cette perspective un considérable apport est fourni par les nombreux travaux de Steck (1980, 1984, 1987, 1990) et de Mancktelow (1985, 1990) qui décrivent ces lignes tectoniques en reconnaissant leur complexité spatio-temporelle et proposent des nouveaux modèles évolutifs. Une synthèse sur la partie N de la zone d'Ivrée et sue la ligne du Canavese est apporté par Hurford (1986), Schmid et al. (1987) et Pfeifer & Colombi (1989). Ces auteurs à côté d'une nouvelle carte géologique (Pfeifer & Colombi 1989) reconnaissent, sur la base de nouvelles mesures structurales et géochronologiques, l'exhumation rapide de la zone des racines entre 30 et 15 Ma. Des progrès ultérieurs et importants aux connaissances de l’évolution de la chaîne alpine sont apportés par le développement de la géophysique. La réalisation de plusieurs traverses sismiques liées à des projets internationaux (Ecors-Crop, Roure et al., 1996; NRP-20, Schmid et al. 1996; Escher et al., 1997; Steck et al., 1997; Pfiffner et al. 2000) ont permis de produire des coupes des Alpes qui intéressent la croûte profonde et le manteau. Ces données consentent de proposer des nouveaux modèles évolutifs des Alpes et de donner des nouvelles contraintes aux interprétations des données géologiques de surface. Comme on a pu le montrer, les actuelles connaissances sur cette région et sur la chaîne alpine en général sont le résultat d'un long chemin et d'un apport lent mais continu des techniques nouvelles à la connaissance et à la compréhension de l'évolution cinématique des Alpes. À la lumière des données acquises pendent ce dernier siècle d'études, la "zone des racines" alpines, comprise entre Domodossola et Locarno, peut être considérée d'un côté comme le résultat d'un rétrocharriage et d'une transpression dextre des Alpes le long de la ligne Insubrienne, de l'autre comme l'effet d'une extension et remontée du dôme Lépontin le long de la ligne du Simplon. À l'échelle lithosphérique ces mouvements seraient dus à la collision continentale entre les plaques Européenne et Adriatique ainsi qu'à la géométrie profonde particulière des écailles lithosphériques et du manteau de ces deux plaques. La complexité de ces mouvements est aussi attestée par les traces géologiques d'une longue histoire, de conditions profondes à celles de surface, que les différentes lignes tectoniques ont conservé à leur intérieur et qui sont dans leur ensemble difficiles à séparer et déchiffrer. 2.2 - CARACTÈRES LITHOSTRATIGRAPHIQUES ET GÉOCHRONOLOGIQUES Dans la littérature géologique qui caractérise ces derniers 50 ans d'études on peut observer comment les roches de cette région ont été subdivisées et/ou regroupées dans un nombre excessif de 11 Chapitre 2 Cadre géologique nappes et sub-nappes produisant aussi des problèmes de nomenclature géologique. Ce fait est une démonstration de la complexité de la "zone de racines" et de la difficulté de corrélation entre les unités affleurantes dans cette zone avec celles qui affleurent dans les régions avoisinantes. En dépit de cette complexité tectonostratigraphique, les caractères minéralogiques des roches affleurantes sont relativement simples. À l'exception du corps de Finero et en partie de la zone du Canavese, toutes les unités sont constituées d'une succession d'orthogneiss, de paragneiss et de roches vertes subordonnées, se pénétrant entre eux et traversés de niveaux pegmatitiques de différentes générations. Figure 2.2: Carte géologique de la région des racines entre le Val Vigezzo et les Centovalli. En rouge la zone levée. Dans la figure sont indiqués les échantillons de pegmatites utilisés pour des datations radiométriques par Schärer et al. (1996) et discutés dans le paragraphe "données géochronologiques". Dans ces dernières années l’évolution des connaissances et l’affinement des techniques d’investigation a permis une simplification et un regroupement de la plupart de ces nombreuses micro-unités bien que une définition exacte et univoque de celles-ci soit encore loin d'être atteinte. Actuellement les unités tectoniques reconnues dans la "zone des racines" (fig.2.2) et comprises dans la zone étudiée, sont, du S vers le N, les suivantes: Corps péridotitique de Finero: il constitue la marge externe de la zone Ivrée. Il forme un corps stratifié de roches basiques et ultrabasiques d’âge Cambrien (Lu et al. 1997) caractérisées par une longue et complexe histoire tectono-métamorphique décrite en détail par Steck & Tièche (1976). Ce complexe stratifié est constitué par une alternance de niveaux à épaisseur hectométrique de péridotites à hornblende, à phlogopite et de métabasites à paragenèse en faciès granulitique associés à des intrusions de filons basiques discordants. Le corps est traversé par des zones mylonitiques d'épaisseur variable, pour la plupart formées lors d’une retromorphose sous conditions du faciès amphibolite élevé. Dans les mêmes conditions métamorphiques se forme la grande structure antiforme qui caractérise ce corps péridotitique tout le long de la région de Finero. Une histoire très ancienne caractérise le massif ultrabasique de Finero. Des datations Rb-Sr et K-Ar (Hunziker 1974; Steck & Tiéche, 1976) indiquent un âge calédonien (475 ± 20Ma) pour la 12 Chapitre 2 Cadre géologique cristallisation en faciès granulite du complexe et un âge hercynien (320 ± 20Ma) pour le métamorphisme en faciès amphibolite. Les âges alpins de refroidissement et de mise en place se caractérisent, semblablement à la zone d'Ivrée, par un degré métamorphique en faciès schistes-verts. La plupart des âges des minéraux qui proviennent de la zone d'Ivrée varient par contre entre 240 et 130 Ma et témoignent de la longue évolution géodynamique de la croûte Sudalpine (fig.3.2). Les âges les plus anciens de cette zone, obtenues avec la méthode U-Pb sur monazites (T° de fermeture 730-650 °C) marquent la mise en place dans la croûte supérieure du corps ultramafique. Les âges Rb-Sr des différents minéraux témoignent la permanence de cette zone à niveaux de croûte profonde et le développement d'un métamorphisme de HT, jusqu'à 100 Ma. Enfin l'implication de la zone d’Ivrée dans les phases de remontée et rétrocharriage du dôme Lépontin sont confirmées par les âges obtenus avec les traces de fission du zircon et de l’apatite. Figure 3.2: Courbes de refroidissement depuis 500 Ma jusqu'à présent de la zone Ivrea-Verbano et de la zone StronaCeneri. Les âges autour de 450 Ma (U-Pb monazites) sont dus au pic métamorphique pre-varisque. Dans la zone d'Ivrée les âges autour de 280 Ma indiquent le début de la remontée de cette unité vers la croûte supérieure. Les étapes de cette remontée vers la surface sont marquées par les âges Rb-Sr et des traces de fission. (Zingg et al., 1990). Zone du Canavese: constitue le terme de passage entre les nappes du Sudalpin et celles des Alpes N vergentes à métamorphisme alpin. Dans le secteur étudié cette zone est uniquement constituée de roches sédimentaires Permo-Mésozoïques associées à des rares niveaux volcanosédimentaires (Schäppi, 1985). L’origine de ces roches est controversée, initialement attribuées au Sudalpin (Novarese, 1929), il s’agit probablement de roches provenant d’un bassin sédimentaire situé entre l’Austroalpin et le Sudalpin qui a été tectonisé à partir du Crétacé jusqu’au Pliocène (De Bono et al., 1994). Cette zone est affectée exclusivement par un métamorphisme alpin à paragenèse en faciès schistes-verts localement mylonitique (Zingg et al., 1976, 1990). Les âges de clôture Rb-Sr et K-Ar des muscovites et des biotites des roches du Canavese sont compris entre 26-19 Ma. Ces âges témoignent d'un soulèvement rapide de la zone du Canavese, liée à la formation des mylonites en faciès schistes-verts, pendant une période comprise entre l’Oligocène sup. et le Miocène inf., c’est à dire en même temps que la remontée du dôme Lépontin. Le gradient thermique est décroissant vers le SW où la déformation mylonitique est substituée par une déformation de type cassante. Selon Hurford (1986) la limite ductile-cassante est atteinte dans la zone de Locarno avant le Miocène moyen. Après, l'activité tectonique (ligne insubrienne) qui implique les roches du Canavese se réduit drastiquement entre le Miocène moyensup. (Zingg & Hunziker, 1990). 13 Chapitre 2 Cadre géologique Zone Sesia-Arcegno: elle constitue l’ensemble de la zone Sesia-Lanzo et de la zone d'Arcegno; cette dernière qui forme la partie affleurante dans la région étudiée fut initialement définie comme unité indépendante par Walter (1950). Elle est formée par une séquence de roches polymétamorphiques constituées des micaschistes et des paragneiss biotitiques parfois à grenat, associées à un complexe de métadiorites et métagranites (Walter, 1950; Reinhardt, 1966). La marge interne (méridionale) est caractérisée par une étroite bande de schistes mylonitiques écaillés connus sous le nom de "schistes de Fobello-Rimella"; à cause de la lamination et de la déformation intense qui caractérise ces schistes, la zone de contact entre les schistes du Canavese et la zone du Sesia est souvent incertaine ou douteuse. Les âges de clôture Rb-Sr et K-Ar des muscovites et des biotites des roches de la zone Sesia dans le secteur étudié, semblablement à celles du Canavese, sont compris entre 24-19 Ma (Zingg & Hunziker, 1990). Ces âges témoignent d'une implication de la marge interne de cette zone dans les mouvements le long de la ligne insubrienne pendant une période comprise entre l’Oligocène sup. et le Miocène inf. qui est à l'origine de la formation des schistes mylonitiques de "Fobello Rimella" (Dal Piaz et al., 1972). Vers le N la marge externe (septentrionale) de la zone Sesia est séparée de l'unité du Mt. Rose par une mince et discontinue zone ophiolitique attribuée à la zone de ZermattSaas. Sur la base des données géochimiques et pétrographiques cette zone correspondrait à la continuation vers l'E de la Zone Piémontaise qui de façon très discontinue peut être suivie jusqu'à Locarno (Pfeifer et al., 1989). Unité du Mt. Rose-Locarno: est composée d'un socle polycyclique recoupé par des granites à biotite d’âge permien qui dans la région ossolaine sont associés à une couverture permomésozoique (Bearth, 1952). Elle forme un complexe gneissique organisé en une grande structure antiforme formée pendant les épisodes progrades de charriage des nappes et ensuite replissée par des phénomènes rétrovergents de déformation (Milnes et al., 1981). Blumenthal (1952) fut un des premiers à reconnaître la continuation de ce grand structure anticlinale qui caractérise cette unité vers l'E, dans la région du Val Vigezzo-Centovalli. Dans la "zone des racines" le lithotype prédominant est constitué d'un gneiss granitique, leucocrate à muscovite et parfois biotitique, soit œillé et macro-œillés soit à grain fin tandis que les couvertures sont absentes. Cette zone est bien délimitée entre le Val d'Ossola et Druogno par les deux zones ophiolitiques de Zermatt-Saas et d'Antrona (Bearth, 1967) tandis que plus à l'E les zone ophiolitiques deviennent au fur et à mesure plus discontinues et le contact avec les autres unités plus incertain. Les levées détaillés produites par Pfeifer & Colombi (1989) ont aussi montré que les gneiss du Mt. Rose et les ophiolites, coupés par des failles décrochantes dextres, n'affleurent pas dans la région de Locarno. L'ancienne zone de Locarno définie par Forster (1947) et ramenée à celle du Mt. Rose par Kern (1947) Blumenthal (1952) est en réalité la continuation vers l'E de la zone d'Orselina définie par Knup (1958). Zone Camughera-Moncucco-Orselina-Isorno-Bosco: cette zone complexe constitue une série d'unités structurales interposées entre l'Unité d'Antigorio-Pioda di Crana au N et l'Unité du Mt. Rose au S. Dans les secteurs à l'W et au N de la "zone des racines" ces différentes zones sont bien distinguées et définies tandis que plus à l'E, dans la zone étudiée, elles constituent une série de subunité discontinues et amincies dont l'attribution à l'unité d'Orselina ou à d'autres unités adjacentes a été controversée et est toujours débattue. Dans son ensemble cette zone est constituée de paragneiss, de micaschistes à grenat associés à des niveaux d'orthogneiss, d'amphibolites et de rares marbres; parfois peuvent aussi apparaître des corps lenticulaires de métapéridotites à épaisseur variable (zone de Moncucco). La série de Bosco-Isorno-Orselina dans le secteur septentrional du Val d'Ossola et du Tessin occupe clairement une position tectonique interposée entre les nappes d'Antigorio et du Mt. Leone. Dans la vallée d'Isorno cette lithologie est répétée de façon symétrique suggérant que cette série forme une nappe–pli (Maggini 1999). Vu la position tectonique est possible que la série Bosco-Isorno-Orselina représente un équivalent d'une partie de la nappe du Mt. Leone (Steck et al., 2001). Cependant certains auteurs ont considéré cette zone comme l'équivalent structural de la Nappe du Grand Saint Bernard avec un âge Permo-Mésozoïque (Klein, 1978; Bigioggero et al., 14 Chapitre 2 Cadre géologique 1981). Par contre Knup (1958) propose un âge Permo-Carbonifère aux gneiss de la zone d'Orselina tandis que les âges Sm-Nd des roches basiques suggerent un âge pre-Cambrien (Wenger, 1993). Le côté interne de cette zone, en contact avec les ophiolites d'Antrona et l'unité du Mt. Rose, est constitué par la zone de Camughera composée par des orthogneiss macro-œillés et des paragneiss. Steck et al. (2001) proposent que la zone de Camughera représente la continuation de la nappe Siviez–Mishabel (nappe du Grand Saint Bernard) tandis que Bigioggero et al. (1981), sur la base des analogies isotopiques, avaient rattaché cette zone à la marge externe du Mt. Rose. Entre la zone de Camughera et celle d'Orselina s'interpose la zone de Moncucco. Steck et al. (2001) considèrent que les gneiss de la zone de Moncucco seraient liés à la nappe de Pontis, qui fait partie de la zone Houillère, tandis que les roches ultramafiques de la zone de Moncucco par analogie se rattacheraient plutôt à la série Isorno-Orselina et, par conséquent, à la nappe du Mt. Leone. De plus la zone de Camughera et celle de Moncucco dans le secteur compris entre Domodossola et Locarno constituent des niveaux au fur et à mesure plus amincies et discontinus et leur localisation est souvent très douteuse. En réalité la zone de Camughera-Moncucco-Orselina-Isorno-Bosco affleurante dans la "zone de racines" ne peut pas être reliée directement aux nappes penniques s.s., elle constitue l'équivalent étiré, écrasé et effacé en partie des nappes du Grand-Saint Bernard et du Mt. Leone qui se développent de façon claire et complète à l'W de Domodossola. Unité d'Antigorio-Pioda di Crana: constitue la marge externe de la zone étudiée et est composée par un cœur de gneiss et une couverture externe mésozoïque. La roche dominante dans la zone Val Vigezzo-Centovalli est un orthogneiss biotitique (metagranodiorite) à grain grossier avec des variations texturales locales rappelant des migmatites. Les roches de couverture, constituées principalement de calcschistes, de gneiss schisteux et marbres avec des associations des schistes à dolomite-anhydrite, sont absentes dans cette région et elles affleurent plus au N dans le cœur du dôme Lépontin (Knup, 1956). 2.2.1 - Données géochronologiques de la"zone des racines" à métamorphisme alpin Les études géochronologies accomplies dans ces derniers 40 ans dans les Alpes CentreOccidentales ont permis de reconstruire les différentes étapes évolutives des unités alpines et de révéler une distribution temporelle et spatiale des âges très hétérogène et discontinue qui dénote une évolution différentielle des distincts secteurs des Alpes. Dans les Alpes Centrales les unités du dôme Lépontin montrent des âges essentiellement néoalpins, indépendamment du type de géochronomètres utilisé (fig.4.2 a-b-c). Néanmoins des âges préalpins sont préservés dans certaines roches. Des datations U-Pb sur zircon des granites anatectiques de la zone du Mt. Rose, dans la région de Corcapolo, ont donné des âges de 285 ± 5 Ma (Romer et al., 1996). Les mêmes auteurs datent la mise en place de veines porphyriques à 448 ±5 Ma (U-Pb monazite) dans la zone du Sesia. Un âge varisque a été documenté aussi par des micas des niveaux pegmatitiques (Hunziker et al., 1992, Gebauer, 1999). Des datations Rb-Sr sur roche totale des orthogneiss de la zone d'Orselina ont donné un âge de 271 ± 4.8 Ma qui devrait correspondre à l'âge d'intrusion des roches granitiques originelles (Bigioggero et al., 1981). Des datations Sm-Nd sur des amphibolites de la zone d'Orselina donnent, pour la source de formation de ces roches, des âges précambriens, estimés à 985 ± 21Ma. Des datations Rb-Sr donnent par contre des âges de (re)cristallisation autour de 530 ± 80 Ma (Wenger, 1993). Par contre les âges radiométriques sur micas blancs, obtenus avec la méthode du Rb-Sr (T de fermeture 550-450°C), ont permis de dater le pic métamorphique alpin en faciès amphibolitique à 38-35 Ma (Hunziker, 1974, Steinitz & Jäger, 1981). Les mêmes âges sont considérés comme un indice du début de la remontée du dôme Lépontin. Les âges du pic métamorphique lépontin sont les mêmes obtenus que pour l'événement métamorphique en faciès schistes-verts dans les Alpes Occidentales (Frey et al., 1974), pourtant les deux événements métamorphiques peuvent être considérés contemporains mais développés à des niveaux crustaux différents. 15 Chapitre 2 a) b) c) 16 Cadre géologique Figure 4.2: a) carte des âges radiométriques du mica blanc (T = 500°C). L'âge la plus ancienne de 38 Ma mesuré à l'E et à l'W du dôme est interprété comme l'âge du pic métamorphique tertiaire. Les lignes continues indiquent les isochrones Rb-Sr du mica blanc. (Steck & Hunziker, 1994). b) carte des âges de refroidissement (T < 300°C) du dôme gneissique lépontin pendant sa remontée dans l'OligocèneNéogène. Les lignes continues indiquent les isochrones Rb-Sr de la biotite. c) carte des âges radiométriques obtenus avec la méthode des traces de fission de l'apatite (T < 120°C) de la région lépontine qui montrent les soulèvements les plus récents de cette région. Les lignes continues indiquent les isochrones de l'apatite FT (tiré de Steck & Hunziker, 1994, d'après Soom, 1990). Chapitre 2 Cadre géologique a b Figure 5.2: a) âges et vitesses de refroidissement le long du profil Val d'Ossola-Massif de l'Aar. Les courbes de refroidissement indiquent des vitesses de soulèvement élevés, à partir de 30 Ma, dans la région de Croppo. b) âges et vitesses de refroidissement le long du profil Mont Rose- Bergel. Le refroidissement rapide des unités du Mont Rose et du Siviez-Mischabel entre 38 et 28 Ma peut être généré par la remontée du dôme Lépontin pendant la transpression tertiaire. Le refroidissement de ce dernier débute à 30 Ma dans la zone du Bergell et se poursuit vers la région du Simplon autour de 20 Ma. Les traces des coupes sont indiquées dans la fig.6.2. (tiré de Steck & Hunziker, 1994). 17 Chapitre 2 Cadre géologique Merle et al. (1989), sur la base de données ultérieures, indiquent comme trompeuse la définition d'un âge du pic métamorphique puisque le métamorphisme amphibolitique dans la zone pennique se répartit sur une période compris entre 40 et 25 Ma et cet événement ne peut pas être considéré comme circonscrit dans le temps et synchrone dans la région pennique. Des datations K-Ar sur mica blanc montrent que les roches métamorphosées en faciès amphibolitique se sont ensuite refroidies en dessous de 500°C il y a 23 Ma (Hurdford, 1986). En suivant des différents parcours de refroidissement (fig.5.2 a-b-c) les roches de la "zone des racines" comprise entre Domodossola et Locarno atteindrent la température de 300 °C autour de 20 Ma (ArAr mica âges). Dans la région du Simplon les âges néoalpins des micas sont liés aux mouvements le long de la DSL en conditions de faciès schistes-verts. Les âges les plus jeunes proviennent du mur de la DSL, tandis que le toit plus froid enregistre des âges de fermeture plus anciens. Peu de données proviennent directement des vallées Vigezzo et Centovalli et elles concernent essentiellement des filons pegmatitiques tertiaires. Très important de ce point de vue sont les travaux de Schärer et al. (1996) et de Romer et al. (1996) qui analysent trois intrusions pegmatitiques dans les localités de Malesco, Corcapolo et Palagnedra (fig.2.2). Les âges (U-Pb sur monazite et xénotime) de mise en place des filons pegmatitiques paraconcordants et discordants, sont évalués respectivement à 29 et à 26 Ma. Ces intrusions sont une manifestation du magmatisme Périadriatique qui se déroule le long de la ligne Insubrienne pendant l'Oligocène. Ces filons dans la région étudiée coupent les structures reliées au pic métamorphique tertiaire en faciès amphibolite du dôme Lépontin mais sont coupés par les structures plus récentes liés à la ligne Insubrienne (Reinhardt, 1966). Ce fait permet de séparer les événements géologiques mésoalpins des événements néoalpins. Notamment les rapports d'intersection géométriques montrent que l'intrusion des ces filons pegmatitiques est contemporaine et successive au développement de la ligne ductile du Simplon (DSL, voir § 2.4.1). La déformation produite par la DSL (D2 de Steck, 1990) doit s'arrêter il y a 26 Ma, avant l'intrusion des filons discordants plus jeunes qui ne sont guère affecté par cette déformation tandis que ceux paraconcordants, datés 29 Ma, sont faiblement affectés par cette déformation. 2.3 - CARACTÈRES MÉTAMORPHIQUES En dépit de la complexité tectonostratigraphique de la région, les caractères minéralogiques et métamorphiques de la "zone des racines" sont relativement simples. Ce fait est dû à la relative homogénéité des caractères pétrographiques des roches appartenant aux unités différentes ainsi qu'à une relative homogénéité du degré métamorphique régional. Pour cette raison dans cette section il est proposé une vision générale de l'organisation métamorphique de la région tandis que les caractères pétrographiques et métamorphiques de chacune unité seront traités en détail dans le § 3.1 "Lithostratigraphie". Les roches de la "zone des racines" sont caractérisées par une empreinte métamorphique régionale en faciès amphibolite. La phase métamorphique lépontine atteint son pic thermique il y a 38 Ma (Colombi, 1988; Hunziker et al., 1992). Le degré du pic métamorphique augmente de W (faciès à staurotide) vers l'E (faciès à sillimanite) ainsi que du S vers le N ou mieux du bord au cœur du dôme Lépontin; par conséquent le gradient de température décroît du centre du dôme vers l'extérieur (fig.6.2). Contrairement à la plupart des unités, la zone du Canavese, séparée par d'importantes lignes tectoniques, est la seule à atteindre un pic métamorphique plus faible en faciès schistes-verts. Enfin le corps de Finero se caractérise par une longue histoire métamorphique préalpine qui atteint le faciès granulitique et évolue le long de plusieurs étapes de refroidissement. Le pic métamorphique mésoalpin, dans la région lépontine est associé à une phase schistogène mylonitique très puissante qui efface la plupart des structures préexistantes des roches 18 Chapitre 2 Cadre géologique du socle (Niggli & Niggli, 1965; Frey et al., 1999). Néanmoins des reliques de paragenèses éclogitiques dans les roches ophiolitiques de la zone de Zermatt-Saas, Orselina et Antigorio affleurante dans le Centovalli ont été signalées par Colombi & Pfeifer (1986). Les roches gneissiques des différentes unités ont une minéralogie très simple et similaire, la paragenèse minéralogique caractéristique est celle du degré amphibolitique. Ces roches se caractérisent pour la présence de quartz, microcline, biotite et plagioclase (An 21-25%) comme minéraux principaux et muscovite, zircon, sphène, épidote et apatite en petites quantités. Dans les roches metapélitiques on peut observer l'apparition de la staurotide, de la sillimanite et du disthène tandis que la hornblende et le plagioclase calcique sont typiques des roches basiques. Selon la composition, dans toutes les lithologies peut paraître le grenat. D'un point de vue textural on retrouve presque toute sorte de gneiss, à grain fin, rubanés, œillés ou flaser (Walter, 1950; Knup, 1958; Reinhardt, 1966). Les roches dans cette région métamorphosées en faciès amphibolitique se sont ensuite refroidies en dessous de 500°C il y a 23 Ma (Hurdford, 1986). La paragenèse de rétromorphose en faciès schistes-verts affecte de façon différentielle toute la "zone des racines" selon un gradient thermique très élevé qui se produit avec direction N-S de Locarno vers Arcegno (ligne Insubrienne). La transformation de la biotite en chlorite, la cristallisation de muscovite et la néoformation d'épidote sont les phénomènes typiques de ce métamorphisme rétrograde (Reinhardt, 1966; Colombi, 1988). Des épisodes ultérieurs de rétromorphose affectent localement la "zone des racines". Zawadynski (1952) et Knup (1958) signalent la présence de veines minéralisées à épidote et à zéolites qui coupent la séquence métamorphique et qui sont liées à des phénomènes hydrothermaux qui affectent de façon hétérogène la région. À côté l'on assiste à la formation de kakirites, qui constituent des bandes de roche cassante, blanchie et poudreuse, caractéristique de la région des Centovalli et de l’adjacent Val d’Isorno. Figure 6.2: Carte des isogrades métamorphiques dans les Alpes Centrales. On peut observer la structure concentrique des isogrades autour du Dôme Lépontin qui dessine une structure en oignon. En rouge la zone de thèse (Tiré de Steck & Hunziker, 1994). 19 Chapitre 2 Cadre géologique 2.4 - EVOLUTION TECTONIQUE ET STRUCTURES DE DÉFORMATION 2.4.1 - Introduction La région du dôme Lépontin forme une structure que certains auteurs ont comparé à celle d'un oignon déformé (Merle et al., 1989). En effet les minces nappes de socle et de couverture, la foliation régionale et les isogrades métamorphiques forment une structure concentrique feuilletée, à faible pendage dans son secteur central et à forte pente sur les cotés externes, qui dessine un arrangement en dôme ou en oignon (fig.6.2 et 7.2). En détail le dôme Lépontin peut être divisé en deux sub-dômes symétriques, celui du Ticino plus ancien à l'E et celui plus jeune du Simplon à l'W, les deux sont séparés par la zone à pente subverticale de la Maggia (fig.7.2). La partie externe du dôme est entourée des discontinuités tectoniques responsables de sa mise en place: à l'W on retrouve la ligne du Simplon, à l'E la Ligne du Tonale et de l'Engadine, au S l'accident complexe de la Ligne Insubrienne et des Centovalli (fig.1.2-2.2). L'histoire alpine de la "zone des racines" est profondément marquée par l'évènement métamorphique tertiaire en faciès amphibolitique qui affecte le dôme Lépontin. La plupart des structures préexistantes, témoignage des évènements les plus anciens et des phases précoces de l'orogenèse alpine, sont complètement effacées; les paragenèses minéralogiques ainsi que une grande partie des valeurs isotopiques des minéraux, sont rééquilibrés et une partie des géochronomètres remis à zéro. Les évidences et les données relatives à l'histoire pré- pic métamorphique sont constituées par des structures tectoniques et minéralogiques reliques et par de valeurs isotopiques qui ne sont pas rééquilibrées et qui ont permis d'accorder un âge hercynien aux protolithes de certains gneiss et roches basiques et un âge plus ancien pour d'autres roches (voir § 2.5 "données géochronologiques"). La découverte de quelques paragenèses minéralogiques reliques témoigne aussi de la présence de conditions de HP pendant la phase précoce de l'orogenèse alpine (Ernst, 1971; Heinrich, 1982; Pfeifer et al., 1989), comparables à celles éclogitiques décrites dans les nappes des Alpes Occidentales. Finalement la découverte de plis éradiqués et transposés montre l'existence de vieilles structures de déformation ductile et de phases de déformation guère appréciables et identifiables dans leur complexité. Pour ces raisons, l'épisode métamorphique Lépontin marque une étape fondamentale dans l'évolution de ce secteur de la chaîne en le distinguant nettement des autres portions des Alpes. L'évolution géodynamique qui agit sur les systèmes tectoniques complexes tels que la ligne du Simplon et celle Insubrienne permettent ensuite l'exhumation de cette portion de croûte profonde qui constitue la seule portion de croûte à métamorphisme alpin en faciès amphibolitique mise à jour dans les Alpes Centre-Occidentales. Figure 7.2: a) direction de foliation principale dans le dôme Simplo-Tessinois. le pendage de la schistosité augmente du centre vers l'extérieur du dôme. Bi: Biasca; Be: Bellinzona; Bg: Bosco-Gurin; Br: Brig; Do: Domodossola; Lo: Locarno; b) carte 3D l'enveloppement de la schistosité régionale. (Tiré de Merle et al., 1989) 20 Chapitre 2 Cadre géologique De suite seront décrits les principaux événements géologiques et les principaux systèmes tectoniques d'âge alpin qui se développent impliquant de façon différente la région lépontine et la "zone des racines". Comme on peut l'observer dans le tableau de figure 8.2 qui résume l'ensemble des structures et des phases de déformation tertiaires affectant les Alpes Centrales selon Steck & Hunziker (1994), bien que le métamorphisme lépontin ait effacé la plupart des assemblages plus anciens, les structures qui se développent pendant et après cette phase métamorphique sont nombreuses et leurs rapports spatio-temporels sont parfois complexes et d'interprétation incertaine. Figure 8.2: Tableau chronologique des structures et des phases de déformation tertiaires affectant les Alpes Centrales d'après Steck & Hunziker (1994). DI-DIV représentent les quatre phases de cisaillement ductile responsables de l'extension de cette région des Alpes. 2.4.2 - La zone de cisaillement ductile du Simplon Comme démontré par des nombreuses études pétrographiques et métamorphiques (Ernst, 1973; Frey et al., 1974, 1980; Merle et al.1989) le métamorphisme en faciès amphibolite dans la région pennique se déroule pendant l'époque tertiaire. Il est associé à la formation d'une schistosité régionale (Sr), généralement le résultat d'une transposition de plus vieilles schistosités, et au développement d'une intense linéation d'étirement (L2) de direction NE-SW (Steck & Hunziker, 1994). Ce processus tectono-métamorphique est directement lié à la formation de la zone de cisaillement ductile dextre du Simplon (DSL) et des roches mylonitiques associées. Cette zone (DSL) a été définie et décrite pour la première fois par Steck (1984, 1990), qui a analysé les linéations d'étirement des Alpes et a observé une zone de déformation mylonitique de HT, caractérisée par une linéation directe environ NE-SW et par des mouvements du toit vers le SW. Sur cette zone de déformation ductile se superpose une zone de déformation cassante définie comme faille Rhône-Simplon (RSF) qui sera décrite ci-après. Dans son ensemble la zone du Simplon est constituée par toute une série de structures tectoniques développées sous conditions P-T différentes et superposées entre elles. Cette importante zone de cisaillement ductile et de faille a été l'objet des études de nombreux auteurs mais son 21 Chapitre 2 Cadre géologique histoire évolutive et son interprétation géodynamique suscite encore un partiel désaccord entre les spécialistes. Actuellement la DSL peut être définie comme une zone de déformation ductile (D2, Steck, 1984) mylonitique qui traverse obliquement, avec direction NW-SE, tout l'empilement des nappes alpines impliquant la zone des nappes verticalisées comprise entre Domodossola et Locarno (fig.1.2). Les mouvements qui caractérisent la DSL sont de type décrochant dextre et extensionnel et sont liés aux stades profonds et initiaux de la remontée du Dôme Lépontin. Le déplacement relatif entre les deux compartiments de cette zone de cisaillement est estimé à environ 80 km (Steck & Hunziker, 1994) tandis que l'activité tectonique de la DSL sous conditions de faciès amphibolite est estimé entre 35-26 Ma. Les changements de texture et d'assemblage minéralogique dans les roches impliquées dans cette zone de déformation ductile, indiquent une augmentation de la température depuis NW vers SE pendant les mouvements liés à la DSL (Mancktelow, 1985, 1990). À l'E de Domodossola ce gradient thermique a pour conséquence la graduelle homogénéisation et la disparition des caractères minéralogiques-structuraux distinctifs entre le lit et le mur de la DSL et sa localisation devient presque impossible (Mancktelow, 1990, 1992). 2.4.3 - Magmatisme Périadriatique Après la formation de la DSL, pendant l'Oligocène on assiste au développement du magmatisme Periadriatique qui est responsable de la mise en place d'importants corps intrusifs, notamment du batholite de l'Adamello, de Biella et du Bergell, daté à 30 Ma (Köppel & Grünenfelder, 1975). Ce stade magmatique est aussi responsable de la mise en place de nombreux et différents filons intrusifs constitués de dykes porphyriques et de pegmatites. Notamment des filons porphyriques qui sont en partie affectés par la rétrogression métamorphique et les déformations alpines traversent la zone du Sesia entre Domodossola et Locarno (Reinhardt, 1966). Par contre des filons pegmatitiques, datés entre 30-26 Ma (Hurford, 1986; Klötzli, 1988; Schärer et al. 1996, Romer et al. 1996) traversent toute la "zone des racines". L'intrusion de ces filons est contemporaine du soulèvement des Alpes Centrales ayant induit la verticalisation des racines et précède le rétrocharriage du Canavese. Ces roches magmatiques représentent des marqueurs de temps très importants dans l'histoire tertiaire des Alpes car ils permettent de séparer les événements mésoalpins (Eocène-Olgocène), antérieurs à ces intrusions, des événements néoalpins (Oligocène-Néogène), postérieurs (Steck & Hunziker, 1994; Steck e al., 2001). 2.4.4 - La ligne du Canavese (ligne Insubrienne) Un refroidissement général de la région lépontine, traditionnellement attribué à son soulèvement, suit le pic métamorphique, le développement de la DSL et le magmatisme Périadriatique. Cette nouvelle déformation à métamorphisme rétrograde est plus ancienne à l'E (sub-dôme Tessinois) et plus jeune à l'W (sub-dôme du Simplon). Sur la base des âges radiométriques de fermeture des minéraux, Hurford (1986) indique une période de soulèvement très rapide pendent le Miocène inf. suivi d'une période de soulèvement plus lente. La genèse de la "zone des racines" au S du dôme est liée à ce phénomène de soulèvement qui est contemporain de la formation de la zone mylonitiquede la ligne du Canavese. L'épaisseur de ces mylonites, inférieure à celui de la DSL, varie entre 1-2 km et le corps mylonitique qui se développe est caractérisé par des paragenèses rétrogrades en faciès schistes-verts (Zingg et al., 1976). Cette phase de cisaillement ductile indiquée D3 par Steck (1984, 1990) produit, dans le côté méridional du dôme, deux grandes structures de déformation: le rétrocharriage des nappes alpines le long de la ligne Insubrienne (phase Insubrienne d'Argand, 1916) et les plis à vergence méridionale (plis rétrocharriés). La ligne Insubrienne, à coté de la DSL est donc l’autre grand accident tectonique qui coupe les secteurs internes des Alpes Centrales; elle sépare les unités gneissiques à métamorphisme alpin du socle Sudalpin à métamorphisme essentiellement préalpin. Les mouvements à grande échelle de 22 Chapitre 2 Cadre géologique cette ligne, déduits des reconstructions paléostratigraphiques et des évidences structurales, sont principalement de type décrochant dextre et de sous-charriage (Laubscher, 1971, 1985; Schmid et al., 1989). Trois unités sont impliquées dans cet accident tectonique: la zone Arcegno-Sesia-Lanzo, la zone du Canavese et la zone Ivrée-Verbano. La partie de la ligne Insubrienne comprise entre Locarno et le Val Sesia est connue sous le nom de Ligne du Canavese et elle est définie par une bande mylonitique en faciès schistes-verts d'une épaisseur d'environ 1 km qui s'accompagne d'une déformation subordonnée de type cassante avec développement de cataclasites (Schmid et al., 1987; Zingg & Hunziker, 1990). Dans la littérature, les roches mylonitiques de la ligne du Canavese, affleurants dans la région étudiée, ont été décrites sous les noms de "scisti di Fobello-Rimella" (Sacchi, 1979) ou "Südliche Phyllonit-zone" (Reinhardt, 1966). Les roches des trois unités impliquées montrent toujours une linéation d'étirement sub-horizontale avec direction moyenne EW NE-SW et sens de cisaillements qui indique un soulèvement et un rétrocharriage de la zone Sesia au-dessus de celle d'Ivrée (Schmid et al., 1996). Parfois les métasédiments du Canavese montrent d'autres linéations à pendage raide, témoignage d'une histoire plus complexe. Plus au SW, dans les Alpes Occidentales, la déformation cassante de la ligne Insubrienne est dominante et des systèmes de failles coupent les mylonites plus anciennes (Zingg & Hunziker, 1990). Les datations K-Ar et Ar-Ar (T° de fermeture 400-300°C mb; 350-250°C bio) des micas le long de la ligne Insubrienne soulignent une longue période d'activité de la déformation ductile (>300 °C) qu'intéresse les différentes unités (fig.9.2). Les âges des mouvements les plus anciens se retrouvent au SW, près d'Ivrée et sont compris entre 76-61 Ma tandis que les mouvements les plus jeunes se retrouvent dans la région des racines, à l'W de Locarno, où les âges varient entre 26-19 Ma. (Zingg & Hunziker, 1990). Ceci implique que la ligne Insubrienne soit caractérisée par plusieurs cycles de déformation relayés par des périodes de calme tectonique. La ligne du Tonale, qui représente la continuation vers l'E de la ligne du Canavese (Schmid et al., 1989), est constituée d'une zone mylonitique sur laquelle se superpose un système, à direction E-W, de failles cassantes, subverticales et plongeantes vers le N. D'après les mêmes auteurs à l'W de Locarno les mylonites de la zone du Canavese ne sont pas associées à des manifestations cassantes tandis que les failles limitrophes des Centovalli, à direction E-W, ne se développent pas sur une zone mylonitique; donc selon ces auteurs il n'y a pas de liens entre ces deux évènements tectoniques. De toute façon ils considèrent qu'il y a une corrélation entre la ligne des Centovalli et le système cassant du Tonale. Donc on peut affirmer que le gradient de température croissant du S vers le N permet de considérer comme contemporaines les déformations en faciès schistes-verts le long de la ligne Insubrienne et celles en faciès amphibolitique plus au N dans la "zone des racines". Schärer et al. (1996) en analysant les structures de la région Val Vigezzo-Centovalli proposent une vision plus synthétique à telle enseigne qu'ils définissent une unique zone de cisaillement "Simplo-Insubrienne". En effet ils considèrent que les mylonites de HT des Centovalli le long de la ligne Insubrienne et les mylonites du Simplon représentent la même phase de déformation D2 tandis que les failles cassantes du Tonale, des Centovalli et du Rhône-Simplon représenteraient la même phase D4. Le processus géodynamique décrit par ces auteurs prévoit que les mouvements de cisaillement dextres dans la "zone des racines" débutent après l'empilement des nappes alpines et la collision continentale Europe-Adria mais sont antérieurs au magmatisme oligocène le long de la ligne Insubrienne. L'intrusion du batholite du Bergell serait donc clairement liée à la zone de cisaillement dextre de la ligne Insubrienne, ce qui est démontré par la géométrie allongée du corps intrusif. En même temps ce décrochement dextre avec l'intrusion du Bergell seraient responsables soit du découronnement (unroofing) et de la remonté du dôme Lépontin soit du développement de la plus jeune RSF et ils seraient liés aussi aux déformations cassantes le long de la marge périadriatique. 23 Chapitre 2 Cadre géologique Figure 9.2: Carte géologique schématique de la zone du Sesia et du Canavese montrant les âges K-Ar (mb) des mylonites dérivées du socle et des sédiments du Canavese qui affleurent le long de la Ligne Insubrienne. (Zingg & Hunziker, 1990). Les âges des traces de fission du zircon (T de fermeture 250-200°C) et de l'apatite (T de fermeture 120-60 °C) témoignent des phases plus récentes de l'évolution géodynamique liées au rétrocharriage et à la transpression dextre le long de la ligne Insubrienne ainsi que la transtension dextre le long de la ligne du Simplon. Au N de la ligne Insubrienne tous les âges des traces de fission du zircon sont plus jeunes de 30 Ma et rajeunissent ultérieurement le long du Val Maggia où l'on a obtenu des âges de 15 Ma pour le zircon et de 8 Ma pour l'apatite (Hurford, 1986). 2.4.5 - Le rétrocharriage Le développement des plis rétrocharriés (à vergence S), également à celui de la ligne Insubrienne, est un processus long qui s'étale sur une période compris entre 30 et 5 Ma et qui accompagne les mouvements de rétrocharriage et décrochants de la ligne du Canavese (Steck & Hunziker, 1994). La série la plus ancienne de plis à vergence S (fig.8.2) est représentée par les anticlinaux de Verzasca et de Salmone, les synclinaux de la Maggia et du Wandfluhhorn. Ces plis se développent sous conditions de faciès amphibolite et témoignent de phases précoces du rétrocharriage. Une deuxième série de plis rétrocharriés, un peu plus récents, est constitué par l'antiforme de Vanzone et le synforme de Cressim (30-25 Ma. Steck, 1990) tandis qu'une dernière série de plis plus jeunes (12 Ma environ) est constituée par l'anticlinal du Glishorn et le synclinal de Berisal. Les plis de Vanzone, Mischabel, Berisal et Glishorn, à vergence S-SE, ont des âges qui rajeunissent du SE vers le NW (Steck, 1990) et agissent en replissant la schistosité mylonitique (D2) liée à la DSL. C'est intéressant de rappeler l'interprétation proposée par Milnes et al. (1981) dans la région à l'W de Domodossola; ces auteurs reconnaissent deux phases de plis rétrocharriés, une plus ancienne ou phase de Mischabel du nom de l'homonyme plis et une plus récente nommée phase de Vanzone. Cette dernière serait directement liée au développement de la RSF tandis que l'autre devrait être contemporaine de la DSL. 24 Chapitre 2 Cadre géologique Dans ce contexte la "zone des racines" représente le flanc méridional du grand pli antiforme à axe direct environ E-W, bien reconnaissable à l'W et à l'E du dôme lépontin. A l'W, où il plie la nappe du Mt. Rose et de Moncucco-Orselina, il est connu sous le nom d'antiforme de Vanzone, à l'E il déforme les unités Austroalpines de la zone du Bergell. Grujic & Mancktelow (1996) étudient les déformations ductiles dans la région de la Maggia à l'E de Locarno, où l'empreinte métamorphique lépontine et la DSL sont moins puissantes. Ils distinguent bien cinq phases de déformation qui développent autant de phases de plissement. La première phase chaude, isoclinale et très ancienne, serait liée à la mise en place des nappes, une deuxième phase avec les mêmes caractéristiques serait liée aux mouvements de la DSL, une troisième qui développe un clivage de crénulation d'interprétation douteuse, une quatrième plus ouverte et à grande échelle liée au rétrocharriage le long de la ligne Insubrienne et une cinquième phase avec un style de kink-band, coaxiale avec la quatrième mais liée à des mouvements verticaux de raccourcissement. Une reconstruction similaire est proposée aussi par Steck (1998), lui-même reconnaît cinq phases de plissement mais qui se produisent sous des conditions géodynamiques au moins en partie différentes de celles proposées par Grujic & Mancktelow (1996). De toute façon, étant donné que ces déformations se produisent nettement hors de la zone étudiée on ne rentrera pas dans les détails de ces différentes interprétations. 2.4.6 - La faille Rhône-Simplon La propagation de l'E vers l'W du rétrocharriage, des plis rétrocharriés et du soulèvement du dôme est une conséquence directe de la compression oblique à composante dextre du domaine ductile lépontin, coincé entre les deux blocs rigides constitués par la microplaque Adriatique et celle Européenne (Schmid et al., 1989; Steck, 1990). Ces mouvements de rétrocharriage sont suivis de mouvements de cisaillement dextre qui affectent et coupent les anciennes structures et qui voient leur expression maximale dans la faille Rhône-Simplon (RSF). La RSF constitue une faille décrochante dextre près de Domodossola qui devient graduellement une faille normale à faible angle dans la région du Simplon où elle se superpose à l'ancienne DSL et coupe les derniers plis de rétrocharriage (Steck, 1980, 1984, 1990; Mancktelow, 1990, fig.10.2). Plus au NW, dans la vallée du Rhône, la RSF constitue, semblablement à la région de Domodossola, un ensemble de failles décrochantes dextres (Steck, 1984, 1987, 1990; Mancktelow, 1990). À l'E de Domodossola, le développement des cataclasites et des kakirites dans les Centovalli, déjà décrit par Knup (1956) et Zawadinsky (1952), peut être attribuée à cette dernière phase de déformation et représente les évidences d'une déformation plus froide et cassante (Steck & Hunziker, 1994). Bien que cette faille ait été étudiée et définie en détail le long de son étendue régionale il existe toujours un partiel désaccord parmi les auteurs de la littérature géologique sur l'interprétation spatio-temporelle de la DSL, de la RSF et sur les liaisons génétiques réciproques entre ces deux zones de déformation. Comme l'on a vu l'accident cassant de la RSF se superpose à la DSL dans la région du Simplon. Sur des endroits différents de cette région une faille cassante fut observée et décrite initialement par Amstutuz (1954, 1971) et Bearth (1956) mais c'est seulement avec Steck (1984) que cette zone de faille est définie comme "faille Rhône-Simplon" démontrant son importance à l'échelle régionale et son extension depuis Crevola d'Ossola jusqu'à Chamonix. Dans son ensemble Steck (1990) considère tout le système Rhône-Simplon-Centovalli, qui comprend la DSL et la RSF, comme une zone transpressive complexe qui se développe dans l'espace et dans le temps au cours de quelques étapes fondamentales et distinctes. Ces étapes marquent des variations importantes au niveau de l'évolution géodynamique, en passant de conditions ductiles à des conditions au fur et à mesure plus superficielles et cassantes (fig.8.2). Selon Steck (1990) la DSL, d'une épaisseur d'environ 8-10 km, reste active pendant une période comprise entre 35 et 12 Ma, toujours sous conditions ductiles, jusqu'à la création des plis rétrodéversés et de l'accident cassant Rhône-Simplon (RSF) depuis 12 Ma. Ce dernier fait partie d'une nouvelle phase de déformation D4 plus froide qui se superpose à la DSL. En même temps 25 Chapitre 2 Cadre géologique Steck (1990) montre que dans la région comprise entre Domodossola et Locarno les étirements D2, liés à la DSL et D4 liés à la RSF sont identiques et leur distinction devient presque impossible si ce n'est que par leur différent degré métamorphique. Selon Hunziker & Bearth (1969) et Steck & Hunziker (1994) cette dernière période de déformation liée au développement de la RSF est constituée par des mouvements en faille normale très importants qui s'étalent sur trois intervalles de temps, notamment entre 18-15, 12-10 et depuis 4 Ma (fig.3.2b). Les âges les plus jeunes (fig.13.2) associés aux mouvements de la RSF, peuvent être observés dans la région du Valais où la méthode des traces de fission sur apatite donne des valeurs comprises entre 6-1.4 Ma tandis que plus au SE, dans la région du Simplon, les âges sont compris entre 13 et 6 Ma (Seward & Mancktelow, 1994). La même tendance est soulignée par les âges des traces de fission du zircon avec des valeurs de 11-13 Ma dans la région du Valais et de 26-16 Ma dans la région du Simplon. Ces âges ont été obtenus sur des roches qui forment le mur de la RSF et leur distribution confirme l'exhumation depuis le Néogène jusqu'à l'actuel des Massifs Externes des Alpes le long de la RSF. Cette activité tectonique serait responsable d'un déplacement entre les deux compartiments de faille évalué autour de 15 km. Une interprétation au moins en partie différente de ce système tectonique est proposée par Mancktelow (1985, 1990, 1992) qui exclut une poursuite de la RSF dans le Val Vigezzo-Centovalli et considère l'accident de la RSF comme une manifestation locale, sous conditions cassantes, de la DSL. Mancktelow (1990) suppose, sur la base des données microstructurales, que la zone de faille du Simplon a sa continuation dans la vallée Isorno tandis qu'il considère la ligne des Centovalli comme une ligne génétiquement et structurellement indépendante de celle du Simplon (fig.10.2). En effet cet auteur considère la ligne du Simplon dans son ensemble comme une faille asymétrique du type modélisé par Sibson (1977). Ce genre de faille (fig.12.2) développe un mur ductile qui évolue, avec un passage graduel, vers des conditions cassantes dans le toit. Cette situation se retrouve et est décrite dans la région du Simplon mais elle n'est pas visible dans la région des Centovalli. En conséquence dans la région du Simplon, Mancktelow (1985, 1990) distingue nettement dans la zone de faille un mur ductile et mylonitique (pennique inférieur) et un toit plus froid à réponse cassante (pennique supérieur) avec formation de cataclasites et des kakirites. Mancktelow (1992) indique que la distinction entre mur et toit devient au fur et à mesure moins marquée vers le SE (c'est à dire dans la région des Val Vigezzo-Centovalli) où les cataclasites du toit disparaissent; à leur place on retrouve des gneiss très feuilletés (Vallée d'Isorno) tout à fait comparables à ceux du mur de faille. La distinction proposée par Mancktelow entre un mur ductile et mylonitique et un toit plus froid est contestée par Mancel & Merle (1987) d’après lesquels la déformation mylonitique est enregistrée de façon uniforme dans les différents domaines du pennique. De plus ils reconnaissent que la déformation cassante de la RSF dans la région du Simplon se caractérise par des mouvements sénestres liés au retroplissement du dôme Lépontin (fig.10.2). Selon ces auteurs la RSF est génétiquement liée à la phase de rétrocharriage. De toute façon il faut remarquer qu’à l'E de Locarno le long de la ligne du Tonale, on retrouve un système de failles cassantes subverticales tout à fait comparable avec la RSF, qui coupe la vieille zone mylonitique liée à la ligne Insubrienne. Ce système cassant a été lié au système de failles qui de l'E vers l'W traversent la zone du Tonalee, les Centovalli, le Val Vigezzo et le Val Bognanco (Steck, 1990, Schmid et al., 1989; Steck & Hunziker, 1994) 26 Chapitre 2 Cadre géologique Figure 10.2 ↑: Carte structurale schématique de la région du Simplon (Mancktelow 1992). On peut observer la nette séparation, attribuée par cet auteur entre la ligne du Simplon qui se poursuit vers L'E dans la vallée d'Isorno et la ligne des Centovalli.. Figure 11.2 →: Carte structurale schématique de la déformation cassante le long de la ligne du Simplon (SF) d'après Mancel & Merle (1987). La localisation géographique de la figure est indiqué par le carré en traits dans la fig.10.2.a) direction de raccourcissement horizontale liée aux plis de rétrocharriage (Berisal-Glishorn) b) déplacement vers le S des Unités du Pennique sup. c) mouvements décrochants sénestres le long de la ligne du Simplon, comme résultat du déplacement relatif entre Pennique sup. et Pennique inf. Finalement on estime que la déformation mylonitique du Simplon se développe dans un range de températures comprises entre 300-500°C et pendant une période de temps compris entre 20-12 Ma (Hunziker, 1969; Mancktelow, 1990). Dans les roches très déformées de la région du Simplon, Mancktelow (1990) indique que la transition ductile-cassante est marquée par le développement d'une deuxième phase mylonitique en faciès schistes-verts produisant des zones de cisaillement (shear-band) et un clivage de crénulation extensionnel qui se superpose à un angle élevé sur la foliation mylonitique en faciès amphibolite de la DSL. La transition ductile-cassante est placée par le même auteur, environ à 14-16 Ma, sous conditions de température inférieures à 280300°C. L'accident cassant Rhône-Simplon (RSF) est considéré comme une manifestation moins importante et tardive qui se développe au sein de la préexistante zone de déformation ductile et qui forme des niveaux de cataclasites qui coïncident avec le plan de faille principal (=RSF). Selon Mancktelow (1990) les cataclasites de la RSF sont déformées de façon légère par les plis rétrocharriés du Glishorn et de Berisal qui donc se développent après la formation de la RSF. Dans la région du Simplon des nombreuses structures postmylonitiques semi-ductiles et cassantes sont aussi décrites par Wawrzyniec et al. (2001a, b). Dans le mur de la faille du Simplon ces auteurs reconnaissent des zones de cisaillement semi-cassantes, des failles cassantes, des fractures, des veines et des kink-bands. La distribution de ces structures varie considérablement dans les différents endroits de la DSL mais leur direction spatiale est toujours parallèle à celle de la DSL. Malheureusement ces auteurs n'arrivent pas à donner au moins une chronologie relative de ces événements, sauf à dire que les déformations semi-cassantes sont plus anciennes que celles cassantes. Ils proposent toutefois que ces déformations produisent un important "unroofing" et un rétrocharriage arrangé par une combinaison de mouvements verticaux de cisaillement simple et de fracturation flexurale. Ce dernier processus est responsable du développement des veines minéralisées et des kink-bands (Manning & Bartley, 1994). En tout cas il est démontré, sur la base 27 Chapitre 2 Cadre géologique des données de traces de fission d'apatite et du zircon, que ces mouvements le long de la RSF dans l'adjacente région du Simplon continuent après 3-4 Ma (Soom, 1990). Figure 12.2: Coupe schématique d'une zone de faille majeure d'après Sibson (1977), montrant la transition graduelle entre une mince zone de faille cassante et une large zone de cisaillement ductile. La transition ductile-cassant est marquée par une isotherme critique de 300°C environ. L'évolution de la zone de faille, a)→b), produit une zonation tectono-métamorphique asymétrique avec un toit traversé par des structures froides et un mur de faille traversé par des structures de plus haute température. 2.4.7 - Tectonique néoalpine et récente dans les Alpes Des nombreuses évidences d'une tectonique néoalpine sont décrites dans les Alpes Centre– Occidentales. La plupart d'elles sont concentrées le long de la ligne Rhône-Simplon soit dans la zone du Simplon, soit plus au NW dans la région du Valais. Par contre peu de données sont proposées par rapport à la région plus au SE, c'est à dire celle des "racines". Les auteurs (Mancktelow, 1992; Hubbard & Mancktelow, 1992; Steck, 1984-1990; Steck & Hunziker, 1994) conviennent que les structures les plus récentes se développent à compter du Miocène sup. et leur activité dans le temps varie dans les différents endroits. Les évidences de mouvements très récents (1-3 Ma) sont concentrées le long de la RSF dans la vallée du Rhône (Soom, 1990; Maurer et al. 1997) et sont constituée essentiellement par des mouvements d'extension associés au cisaillement dextre. Le modelé cinématique proposé est celui d'une convergence oblique des plaques et le développement d'une transpression dextre. Dans ce modèle la RSF représente une structure de pullapart qui transfère le déplacement dextre de la ligne Insubrienne au N vers la ligne RhôneBelledonne (Steck, 1984, 1990; Mancktelow, 1992). Les études sur les vitesses de soulèvement actuelles dans les Alpes Centrales (Steck & Hunziker, 1994; Jaboyedoff et al., 2003) montrent de toute façon que la chaîne Alpine est loin d'être un corps géologique stable et immobile (fig.13.2). La zone la plus active avec des mouvements de 1.5 mm/a est localisée dans la région du Valais, où se développe la partie NW de la RSF qui peut donc être considérée au moins dans cette région comme une faille active. Dans la région du Val Vigezzo-Centovalli les mouvements de croûte sont évalués entre 0.8-1.0 mm/a ce qui fait supposer une substantielle activité tectonique actuelle responsable de ces mouvements. Cependant, bien que soit démontré que les mouvements le long de la RSF dans l'adjacente région du Simplon continuent après 3-4 Ma, peut-être jusqu'au présent (Soom, 1990), il n'y a pas des données concernant la région des racines qui indiquent la présence d'une tectonique récente active après le Miocène Sup. 28 Chapitre 2 Cadre géologique Figure 13.2: Carte schématique des vitesses de soulèvement dans les Alpes Centrales dans les derniers 80 a. Le point 0 pour les mesures relatives a été choisi près de la ville de Aarburg. Les courbes indiquent les zones à même vitesse de soulèvement. (tiré de Steck & Hunziker, 1994) 2.5 - DONNÉES GÉOPHYSIQUES Les deux récentes campagnes sismiques dans les Alpes Centre-Occidentales nommées Ecors-Crop (Roure et al., 1996) et NRP-20 (Pfiffner & Heitzmann, 1997; Pfiffner & Hitz, 1997) ont marqué des importants progrès par rapport à la connaissance et à l’interprétation de l’organisation structurale actuelle des Alpes et de la "zone des racines", aussi en relation aux grandes lignes tectoniques et à leur interprétation strictement géologique. La comparaison des données des trois profils sismiques (fig.14.2 a-b-c) montre d’abord une substantielle différence géométrique et cinématique dans les différents secteurs des Alpes. En particulier la transition en profondeur entre les Alpes Occidentales et celles Centrales est soulignée par des discontinuités géophysiques très importantes. Leur interprétation est, comme toujours, controversée. Certains auteurs proposent la présence d’un coin de croûte profonde ou de manteau, appartenant à la microplaque Adriatique, déraciné et coincé dans la lithosphère européenne en subduction. Ce coin serait plus en profondeur vers l’W et serait connecté vers l’E au corps d’Ivrée qui affleure en surface (Nicolas et al., 1990; Roure et al. 1990). D’autres auteurs (fig.14.2 a-b) considèrent par contre que ce coin serait un redoublement de la croûte inférieure européenne et serait indépendant des roches du manteau Adriatique de la zone d’Ivrée (Roure et al. 1996a; Schmid & Kissling, 2000). Indépendamment de ces différentes interprétations, les données montrent nettement que le coin interposé entre la lithosphère européenne et la plaque en formant un bloc rigide épais est responsable du rétrocharriage et des soulèvements récents de la chaîne alpine. Les données géophysiques montrent aussi que la zone de contact entre la limite occidentale de la microplaque Adriatique et la limite orientale de la plaque européenne correspond à une profonde zone de cisaillement dextre qui forme la ligne du Tonale et du Simplon (Schmid et al.1996). 29 Chapitre 2 Cadre géologique Figure 14.2: Carte schématique des Alpes où sont localisées les trois coupes géologiques-géophisiques "ECORS-CROP" et "NRP-20". A) Coupe Occidentale ECORS-CROPS, où l'on peut observer le redoublement de la lithosphère européenne qui produit en surface le soulèvement de l'unité du Grand Paradis. B) Coupe NRP20 W, on peut toujours observer le redoublement de la lithosphère européenne et la formation du coin de manteau adriatique qui en surface produisent le rétrocharriage des nappes le long de la Ligne Insubrienne. C) Coupe NRP-20 E, on peut observer la disparition du redoublement de la lithosphère européenne et du coin superficiel de manteau adriatique. Les cercles indiquent les hypocentres des séismes principaux (tiré de Schmid & Kissling, 2000 30 Chapitre 2 Cadre géologique Le développement de ces mouvements dextres arrive pendent l’épisode post-collisionel, après 35 Ma lorsque la microplaque Adriatique, pendant sa rotation en sens inverse des aiguilles d'une montre, se découple elle-même au niveau lithosphérique; ce processus a pour conséquence la remontée de la partie centrale du coin lithosphérique qui correspond, en surface, au développement de la ligne tectonique du Simplon et de la ligne Insubrienne. Le manteau de la zone d’Ivrée et le coin de lithosphère corrélé, jouent le rôle de bloc rigide qui s’oppose au cisaillement dextre et produit un raccourcissement des Alpes Centrales (phase de rétrocharriage). Les effets de ce raccourcissement, estimé environ à 60 Km (Schmid & Kissling, 2000), sont très évidents dans le secteur central des Alpes, en correspondance du dôme Lépontin où les données sismiques montrent comment le rétrocharriage des nappes représente l’évidence de surface d’un processus qui implique même les portions profondes de la croûte continentale des deux plaques en collision. Les coupes sismiques des Alpes Centre-Occidentales montrent des profondes analogies qui indiquent une évolution en partie différente mais liée aux même processus dynamiques, tandis que les Alpes Centrales, à l’E du dôme Lépontin montrent des caractères indépendants et qui différent du contexte évolutif des Alpes Centre-Occidentales. L'évolution géodynamique des Alpes, modélisée avec les données géophysiques, est de toute façon en accord avec les données géologiques de surface. En ce qui concerne les interprétations des processus tectoniques néogènes, par rapport auxquels subsistent les divergences majeures entre les différents auteurs, les modèles géophysiques permettent d'avoir une vision organique et simplifiée qui regroupe les multiples évidences de terrain. La mobilisation et la translation vers le W du coin de manteau placé sous les Alpes CentreOccidentales, est responsable des mouvements néogènes dans le secteur compris entre Locarno et le Val Stura. L'on assiste au développement des zones de cisaillement dextre complexes, actives sous conditions crustales et à des périodes différentes qui réactivent les discontinuités tectoniques et lithologiques préexistantes. Entre-temps on assiste au rétrocharriage le long de la ligne Insubrienne et au développement des failles antithétiques sénestres (faille de la Stura, faille de l’Engadina), qui compensent les mouvements dextres. Le complexe système de failles cassantes du Rhône-SimplonCentovalli-Tonale ainsi que les zones mylonitiques du Simplon, du Canavese et des Centovalli peuvent être considérés comme l'expression à échelle de la chaîne alpine des mouvements lithosphériques profonds (Giglia et al., 1996). Finalement nous pouvons considérer les données sur la sismique naturelle de cette région, présentées dans les travaux de Deichmann et al. (1990, 1997) sur les tremblements de terre en Suisse dans les dernières années. Ces valeurs, confrontés aussi avec les données de la géophysique, nous indiquent que la ligne Rhône-Simplon-Tonalee est une zone sismiquement active même si c'est de façon hétérogène. En effet les données historiques des séismes importants sont concentrées essentiellement dans la partie NW de cet accident tectonique, en Valais et dans la zone du Simplon tandis que la partie SE, qui comprend les Centovalli, se révèle moins active et les microséismes remarqués ont une intensité très faible et sont peu nombreux. L’étude de l'orientation spatiale du stress le long de la ligne Rhône-Simplon, complété par des données sur les séismes naturels permet de déterminer deux régimes tectoniques différents au S et au N de cette ligne tectonique (Steck, 1990; Maurer et al., 1997). En particulier le secteur au N de la RSF, où prévaut un soulèvement et un charriage vers le N dû à des forces de flottation, se caractérise pour une compression orientée NW-SE et une extension NE-SW avec les axes de tension principale (σ1) et secondaire (σ3) orientés horizontalement. Par contre au S de la ligne, où les nappes penniques sont déplacées vers le S, suite à un collapse tectonique, prévalent des mouvements verticaux de raccourcissement avec une extension orientée N-S. Dans ce cas l’axe principal de tension (σ1) est vertical (fig.15.2). De nombreuses études exécutées sur des données historiques indiquent combien la région tessinoise est à bas risque sismique (Ortelli, 1992); de toute façon il faut rappeler que dans la région Centovalli-Val Vigezzo, placée à la frontière entre la Suisse et l'Italie manque soit un réseau de 31 Chapitre 2 Cadre géologique sismographes distribué sur le territoire de façon homogène soit une collaboration internationale de type scientifique sur le monitorage et le recensement des tremblements de terre entre ces deux pays. Figure 15.2: Représentation 3D schématique des Alpes suisses Occidentales où sont indiquées la distribution spatiale de la sismicité (points noirs) et des failles majeures associées (lignes en gras). Les flèches aux deux extrémités indiquent la direction de tension régionale (σ1) entre la plaque Adriatique et celle Européenne. Au centre sont montrés les deux différents champs de tensions qui se développent ensuite à la collision entre les plaques, au N et au S de la Ligne Rhône-Simplon. (Maurer et al., 1997) 2.6 - GEOMORPHOLOGIE ET QUATERNAIRE Le secteur compris entre le Val Vigezzo et les Centovalli (fig.1.1) est constitué de deux sillons symétriques d'origine fluvio-glaciaire, orientés E-W, dans lesquels coulent respectivement les rivières du Melezzo Occidental et du Melezzo Oriental (appelé Melezza en Suisse). La ligne de partage des eaux se trouve le long de l'axe principal de la vallée à 831m d'altitude, dans la plaine de Vigezzo. Le bassin hydrographique du Melezzo E, d'environ 181.5 km2 est considérablement plus étendu de celui du Melezzo W qui couvre une surface de 53.5 km2 à peine et en outre ne possède pas un entonnoir initial. L'érosion fluviale des cours d'eau principaux et de ceux secondaires latéraux apparaît être très prononcée en portant à la formation de talus fluviaux beaucoup accentués même dans les ruisseaux à débit saisonnier. L'apport de la sédimentation apparaît par contre très limité et localisé principalement dans la plaine de Vigezzo. Le profil typique des vallées principales et secondaires de cette zone se caractérise par une portion sommitale à pente modérée, conséquence de l'action érosive des glaciers et une partie inférieure qui, au lieu de dégrader doucement vers l'axe fluvial, est caractérisée par une rupture de pente brusque avec des formations de parois verticales qui peuvent rejoindre des hauteurs de plusieurs dizaines de mètres et qui sont le résultat de l'intense érosion fluviale. Le sillon du Val Vigezzo-Centovalli est clairement d'origine tectonique et l'action des glaciers et des torrents a contribué à sa formation seulement de manière réduite (Hantke, 1987). La 32 Chapitre 2 Cadre géologique problématique relative à l'influence de la tectonique sur la morphogenèse de ces vallées alpines n'est pas encore résolue. Quelques évidences géologiques témoignent de la présence de phénomènes récents de déformation qui indiquent une influence actuelle de la tectonique dans le modelé géomorphologique des vallées, par rapport aux phénomènes superficiels d'altération et de dépôt. Notamment les données proposées dans la neotectonic map of Italy (Ambrosetti et al, 1987) indiquent qu'aussi d'un point de vue tectonique la ligne des Centovalli se révèle active même en époque quaternaire. Les données de relevés géomorphologiques exécutés par le CNR de Turin (Baggio, 2000) dans la vallée Verzasco, au N de S.M.Maggiore, indiquent la présence de failles cataclastiques et de failles normales avec d'évidents phénomènes de réactivation néotectonique. En outre Hantke (1987) livre les données de quelques sondages (perforations) effectués dans les alluvions du Toce près de Villadossola qui ont mis en évidence des soulèvements tectoniques produits à partir du Pliocène et évalués à quelques centaines de mètres. Du point de vue du développement des phénomènes superficiels, à l'intérieur de l'évolution des deux bassins du Melezzo E et W, deux importants évènements érosif-sédimentaires ont été reconnus sur la base des dépôts et des formes conservées. Le premier est lié à une séquence de systèmes fluvio-glaciaux tandis que la deuxième est de type exclusivement fluvio-torrentiel. Les dépôts fluvio-glaciaires forment des cordons distribués sur plusieurs ordres de terrasses qui témoignent de l'avancée et du retrait des glaciers dans les différentes époques glaciaires et interglaciaires, historiquement reconnues dans les Alpes. Le long des flancs des vallées, des cordons de moraines d'âge würmienne, post-würmienne et récente sont reconnus et cartographiés; à des hauteurs plus élevées ces moraines sont normalement bordées de dépôts détritiques de versant (Sacco, 1930). Les dépôts glaciaires et fluvio-glaciaires sont constitués de blocs et de galets grossièrement stratifiés, localement avec des structures graduelles, non épaissies, mal classées et avec des grains généralement bien arrondis. Les dépôts glaciaires de fond sont constitués d'argiles et de sables très compactés. Le dépôt détritique de versant est constitué généralement d'éléments anguleux "clast-supported", mal classés et avec matrice pauvre ou absente. Les dépôts fluviaux ont les caractères typiques des dépôts à haute énergie des zones montagneuses, en effet prévalent les blocs et les graviers grossiers peu et mal stratifiés, auxquels succèdent localement des niveaux graveleux et sableux, parfois à stratification entrecroisée. La composition des fragments dans les différents milieux sédimentaires est polygénique et le gneiss est clairement le lithotype prédominant auquel s'associent localement des amphibolites, des marbres ou schistes calcaires, des roches ultrabasiques et filoniennes. 2.6.1 - Le bassin lacustre de Re La plaine de S. M. Maggiore contient les restes d'un bassin lacustre attribué selon Sidler & Hantke (1993) à l'époque interglaciaire Riss/Würm (éemien, 67.000-120.000 ans), sa formation serait reliée à des éboulements et à des coulées de boue qui auraient obstrué le cours du Melezzo E durant des périodes successives et long des secteurs contigus en formant trois bassins lacustres qui s'étendaient grosso-modo entre le village de Re et d'Olgia (fig.16.2). La flore pollinique retrouvée dans les dépôts lacustres n'est pas trop dissemblable de l'actuel, en effet on a retrouvé des restes typiques des espèces arborescentes de montagne, caractéristiques des versants alpins méridionaux. La succession pollinique emprisonnée dans les limons et dans les sables lacustres indique une évolution d'un bois fermé, constitué de conifères et d'une chênaie mixte. Les espèces prédominantes sont le pin et le chêne tandis que l'orme, le tilleul, le sapin blanc et le noisetier sont présents en petites quantités. De l'association de la flore on peut déduire que cette période interglaciaire n'était pas particulièrement chaude ni différente de la période actuelle. Même si la partie sommitale des dépôts lacustres a été érodée, l'absence des espèces comme celles du charme, du buis, du châtaignier et la rareté du tilleul indiquent des températures climatiques pas très élevées (Sidler & Hantke, 1993). 33 Chapitre 2 Cadre géologique Fig.16.2: Reconstruction palinspastique des trois bassins lacustres éemiens (surcharge tirets horizontaux) du Val Vigezzo selon Sidler & Hantke (1993) 2.6.2 - L’évolution glaciaire dans le Val Vigezzo-Centovalli L'étude des bords morainiques et les corrélations avec les secteurs limitrophes de la chaîne alpine ont permis de reconstruire l'histoire évolutive des glaciers présents dans ces vallées. L'analyse du reflux et de la morphologie fluvio-glaciaire de ces zones indique un important changement de direction dans le Miocène sup. Selon les reconstructions proposées par Hantke (1987) entre le Miocène et le Pliocène, suite à ces variations d'écoulement, le glacier du Toce pu entrer dans le Val Vigezzo où dépassa le col de Finero et produisit la gorge de Re, en même temps l'érosion produisit des marches glaciaires le long de la vallée. Suite à cet évènement le modelé glaciaire de ces vallées fut le résultat de l'action contrastante entre deux importants glaciers, celui du Toce à l'W et celui du Ticino à l'E. L'action érosive limitée qui s'est réalisée dans ces vallées, évaluée sur une centaine de mètres, indique comme ces deux glaciers entravaient mutuellement leur parcours en aval (fig. 17.2). Dans le Plio-Pléistocène le fond de la vallée glaciaire du Val Vigezzo se serait trouvé encore à une altitude de 570-670 m s.n.m., en donnant l'origine à une vallée suspendue vis-à-vis de la vallée principale (Val d'Ossola). Par contre l'incision des sillions des vallées, due à l'action érosive fluviale, provoque un approfondissement progressif des lits des rivières qui augmente au fur et à mesure qu'on s'éloigne des zones de source. Près de Trontano, en face de l'embouchure du Melezzo W dans la vallée d'Ossola l'approfondissement fluvial arrive à 100-120 m par rapport au niveau de l'ancienne vallée glaciaire, le lit du fleuve présentant une pente moyenne variable entre le 40-75 ‰. 2.6.3 - La brèche de Gagnone Près de Gagnone la vallée entaillée par le Melezzo W débute avec une marche qui est formée par une brèche péridotitique monogénique. L'interprétation de sa genèse est contrastée; en alternative à une pure origine sédimentaire, comme brèche d'éboulement proposé d'Hantke (1987), Boriani & Colombo (1976) montrent l'existence sans équivoque de plans de faille avec direction EW qui disloquent la brèche même. Sur la base des évidences pétrographiques et structurales les deux auteurs reconnaissent le caractère problématique de la genèse de la brèche et supposent une mise en place par fluidification d'une originaire brèche tectonique provenant de la zone adjacente d'Antrona, ensuite réactivée par des mouvements plus récents. 34 Chapitre 2 Cadre géologique 2.6.4 - L'interaction avec l'homme Les pendages constants des roches du socle cristallin et la présence d'importantes discontinuités tectoniques engagent la morphologie des versants et l'organisation hydrographique et sont responsables des nombreux éboulements et de l'instabilité de versant qui caractérisent ces vallées. Parmi les évènements alluviaux les plus catastrophiques de ce dernier siècle on peut rappeler celui d'août 1978 qui provoqua de nombreux morts et d'importants dégâts aux constructions. Les cartes du risque alluvial et de la stabilité des versants exécutés ensuite par la région Piémont et par l'office cantonale du Tessin indiquent combien cette zone est concernée par des nombreux évènements d'éboulements en partie stabilisés mais en partie encore potentiellement dangereux (Mazzucchelli & Seno, 1999). Notamment la carte des déformations de surface produite par la Région Piemonte (1981) a recensé plusieurs centaines de petits éboulements qui se sont produits suite à cet événement alluvionnaire. Les évènements alluviaux de 1996 et de 2000 ainsi que de 2002 ont apporté des nouveaux phénomènes d'instabilité. Seulement en 2002 quelques pluies plus abondantes ont causé l'affaissement du siège routier de la Nationale n.337 prés de Trontano provoquant l'interruption du trafic routier pendant plusieurs semaines. De manière semblable, du côté suisse le même événement pluvieux a provoqué des petits éboulements et a déraciné une partie de la voie ferrée en bloquant la voie ferrée Domodossola-Locarno pour plusieurs jours. De plus les travaux d'arrangement et la stabilisation de la route Nationale-CanTonalee sont à l'ordre du jour, vraiment à cause de la forte instabilité des versants. Figure 17.2: Carte des écoulements glaciaires du Plio-Pléistocènes dans le Val Vigezzo-Centovalli selon Hantke (1987). Les flèches blanches indiquent la direction des langues glaciaires du glacier du Tessin, les flèches noires la direction d'écoulement des langues glaciaires du glacier du Toce. 35 Chapitre 3 Lithostratigraphie 3 – LITHOSTRATIGRAPHIE ET STRUCTURES DES UNITÉS AFFLEURANTES Dans ce chapitre, pour chaque unité distinguée dans les cartes géologiques (annexes 5-6), et présentés de façon schématique dans l'écorche tectonique (annexe 7), seront décrits les caractères lithologiques et pétrographiques internes, l'empilement structural et les contacts avec les unités adjacentes2. D'abord il faut de toute façon présenter certains aspects généraux communs à la plupart des nappes affleurantes dans la région. À l'exception du Corps de Finero et de la Zone du Canavese, toutes les unités sont caractérisées par une empreinte métamorphique en faciès des amphibolites ou de degré plus élevé, ensuite rééquilibrée partiellement en faciès schistes-verts avec une intensité variable qui augmente généralement du N vers le S. L'événement métamorphique d'âge alpin en faciès des amphibolites est lié au développement d'une schistosité régionale (Sr) en partie mylonitique qui produit la foliation principale des roches qui affleurent dans la région. Les contacts primaires entre les unités sont toujours transposés et parallélisés à la Sr. Cette dernière se caractérise par une direction moyenne ENE-WSW et un pendage toujours très raide plongeant alternativement vers le N et le S (fig.1.3). Les variations locales du pendage de la schistosité sont dues aux phénomènes de déformation issus des différentes générations de plis. Dans la Zone du Canavese les caractéristiques de la Sr sont identiques à celles des autres unités sauf pour le degré métamorphique qui est en faciès schistes-verts. Figure 1.3: Projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des données structurales de la schistosité principale (Sr+Smyl.) de la région étudiée. On peut noter deux familles à pendage raide et direction ENE-WSW plongeant respectivement vers le NNE et le SSW. Cette structuration de la Sr est due aux plissements produits par la PIII. Figure 2.3: AFL.31.1.2. Gneiss Antigorio, tabulaire et à grain fin, traversé par des systèmes de veines minéralisées à chlorite, à direction ~ N-S. (Mt. Mater). L'empilement géométrique des nappes est influencé par la présence du Corps de Finero et de la partie la plus massive de la zone du Mt. Rose, qui semblent agir comme des masses rigides en opposition aux autres unités adjacentes qui sont comprimées et aplaties entre ces deux blocs. En effet à l'W du Corps de Finero les unités les plus internes notamment celles du Canavese et de Sesia 2 Pour obtenir des notices plus approfondies surtout au niveau pétrographique et minéralogique sur les différentes unités qui affleurent dans la région étudiée, nous renvoyons le lecteur aux ouvrages des auteurs suivants. Knup (1958): zone Antigorio- Pioda di Crana et zone d'Orselina - Reinhardt (1966): unité du Mt. Rose et unité du Sesia-Arcegno - Walter (1950): zone du Canavese. Corps péridotitique de Finero - Colombi (1989): roches basiques d'Antrona et de Zermatt - Steck & Tièche (1976): Corps péridotitique de Finero. 36 Chapitre 3 Lithostratigraphie paraissent beaucoup plus étendues par rapport aux minces niveaux écrasés et écaillés, affleurants en face et immédiatement à l'E de ce corps péridotitique. Pour cette raison surtout à l'E du Corps péridotitique de Finero l'exacte géométrie et extension des différentes unités est plus difficile à déterminer et les contacts entre les unités sont plus que jamais difficiles à placer. 3.1 - UNITÉ ANTIGORIO–PIODA DI CRANA Cette unité constitue la nappe la plus externe de la zone étudiée et affleure avec continuité le long du versant N du Val Vigezzo-Centovalli, c'est à dire le long de la limite septentrionale de la zone de thèse. Le contact vers le N avec les autres unités du pennique inférieur se situe en dehors des limites de la zone étudiée. Dans le Val Vigezzo cette unité fut initialement décrite sous le nom de Pioda di Crana (Knup, 1958), mais actuellement elle est considérée comme une partie de l'unité d'Antigorio s.s.. Dans son travail Knup (1958) divise cette série gneissique en trois sub-unités avec des caractères pétrographiques différents. La sub-unité la plus interne, qui affleure dans la zone de thèse, est nommée zone de Forcoletta, plus au N on retrouve la zone de Aula Spruga et enfin celle de Mosogno–Crana, de plus haute température, où l'on retrouve des migmatites et des traces d'anatexie dans les gneiss. 3.1.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement L'unité Antigorio-Pioda di Crana est constituée d'une série plutôt homogène et monotone d'orthogneiss et de paragneiss subordonnés parfois associés à des niveaux de micaschistes. La bande de micaschistes la plus importante affleure vers la limite S de cette unité, près du contact avec la zone d'Orselina (Mt. Comino), elle a une épaisseur de quelques mètres et se déroule parallèlement aux structures géologiques régionales. Dans la même région on signale aussi la présence de pegmatites à grenat et mica blanc enfumé qui coupent en discordance la série de gneiss. Les gneiss sont essentiellement de type granitoïde et aplitique avec des niveaux quartzitiques. Le gneiss le plus abondant est de type leucocrate, schisteux, rubané, tabulaire et à grain fin (fig.2.3). Il est associé à des gneiss granitoïdes à biotite et muscovite à grain moyen, très schisteux parfois avec texture lenticulaire ou œillée. Les portions mylonitiques sont plutôt rares et circonscrites à la partie méridionale de l'unité. À l'œil nu les gneiss montrent une composition minéralogique de type quartzo-feldspatique à biotite, muscovite et chlorite localement. Par contre dans les niveaux de paragneiss ou micaschisteux peuvent paraître le grenat et la staurotide. Le contact tectonique avec l’unité adjacente d'Orselina, pareillement à la plupart des contacts entre les unités de cette région, est de type ductile, il est antérieur à la phase mylonitique et au pic métamorphique ensuite il a été soudé par le métamorphisme et finalement il a été transposé par la déformation. L’exacte localisation sur le terrain de ce contact est toujours plutôt incertaine. A l'E dans la région d'Intragna ainsi que dans la plaine de S.M.Maggiore, entre les villages d'Albogno, de Buttogno et à l'W dans la région de Rancaldina, l'ancien contact tectonique ductile est coupé par des zones de failles à gouge qui juxtaposent les deux unités (fig.5.6). Dans ces zones de failles les roches sont fortement déformées, cataclasées ainsi que broyées et metasomatisées et il est plutôt difficile de raccorder ces roches de faille à leur gneiss d'origines et ceci pour ces deux unités. Dans les autres secteurs le contact avec la zone d'Orselina est encore plus difficilement identifiable. En effet comment déjà noté par Knup (1958) et Dal Vesco (1963) il n'y a pas un contact tectonique net reconnaissable entre ces deux unités et les passages entre les roches semblent être toujours graduels. Le seul passage net reconnaissable sur le terrain entre deux lithotypes différents se produit entre un gneiss biotitique feuilleté (type Orselina) et un gneiss aplitique leucocrate (fig.3.3). Sur le terrain pour définir la limite entre ces deux zones on peut utiliser aussi le dernier niveau d'amphibolite affleurant, comment déjà utilisé par Pfeifer & Colombi (1989) pour la cartographie du secteur 37 Chapitre 3 Lithostratigraphie Verdasio-Intragna (Pfeifer comm.pers.). Les structures observées sur le terrain mettent en évidence que ce contact est clairement replissé et transposé par la phase PII et PIII. En effet les nombreuses charnières de pli qui affleurent dans la zone de Selna–Brignoi, Costa-Slogna et Mt. Comino (Centovalli) indiquent que ce contact est fortement replissé par des plis de la phase III (voir chap. plis) qui produit des alternances de gneiss de type Antigorio et de type Orselina. Au N de la plaine de S.M.Maggiore, dans la région de Toceno, affleure une alternance de gneiss leucocrates, de micaschistes et de gneiss biotitiques qui peut être interprétée comme la zone de contact entre l'unité d'Antigorio et celle d'Orselina. Dans la région à l'W de S.M.Maggiore la limite devient encore plus douteuse pour l'apparition d'un gneiss œillé avec texture flaser très semblable soit aux gneiss Antigorio soit à certains gneiss de la zone d'Orselina. Dans la région de Rancaldina, au fond du Val Vigezzo, la zone de contact est de nouveau intéressée par des zones de failles et de kakiritisation qui altèrent et cassent la roche. Dans les cas d'incertitude la limite indiquée sur la carte géologique entre ces deux unités a été tracée en accord avec les préexistantes données de la littérature. Cependant on considère raisonnable et justifié de nourrir certains doutes à propos de la continuité et de la distinction entre ces deux nappes dans la région étudiée. L'homogénéité du gneiss Antigorio est bien visible dans la vallée Verzasco où, le long de plusieurs kilomètres, affleure toujours un même gneiss, leucocrate, à grain moyen, rubané et localement œillé. Régulièrement les roches sont affectées par des phénomènes de mylonitisation, de rétrocession schistes-verts ainsi que de déformation ductile et cassante. Les phénomènes ductiles affectent surtout la partie méridionale de l'unité, proche du contact avec la zone d'Orselina tandis que les portions plus au N sont épargnés en conservant intacts les caractères minéralogiques et structuraux liés au métamorphisme en faciès des amphibolites. Toutefois dans ces portions sont bien développées des structures tectoniques cassantes, constituées de brèches, cataclasites et kakirites. 3.1.2. – Caractérisation au microscope polarisant En lame mince les gneiss sont caractérisés par la présence de: quartz, déformé avec extinction onduleuse et plus rarement structure à mortier; biotite (fig.4.3) avec une caractéristique pléochroïsme jaune délavé (α)-vert sombre foncé (γ); feldspath potassique de type microcline caractérisé par des typiques macles quadrillées; plagioclase de type oligoclase (An = 18-30 %), composition en équilibre avec la paragenèse du pic métamorphique. Occasionnellement dans les orthogneiss peuvent paraître des cristaux d'épidote idiomorphes de type allanite (fig.5.3), avec macles et pléochroïsme caractéristique, souvent entourés de couronnes d'épidote métamorphique. Ces cristaux constituent des reliques magmatiques d'une roche ignée préalpine. Comme minéraux accessoires on retrouve l'épidote s.s., l'apatite et des minéraux opaques.Bien qu'il s'agisse normalement de gneiss à deux micas le mica blanc est en réalité plutôt rare et est plus répandu dans la portion méridionale de cette unité. Evidemment sa formation est liée aux phénomènes de rétromorphose et d'hydratation qui se déroulent pendant les stades finaux de la phase mylonitique, se rapprochant à des conditions de faciès schistes-verts. Les gneiss sont caractérisés par une structure granoblastique équigranulaire à tendance lépidoblastique suite à l'augmentation des phyllosilicates. La schistosité régionale (Sr) dans ces roches est donnée par l'orientation isométrique des phyllosilicates. Les yeux des gneiss sont constitués d'orthose ou de quartz, plus rarement de microcline, nombreux sont aussi les lacets et lentilles polycristallines à quartz et feldspath. On retrouve d'ailleurs des structures typiques du métamorphisme de haute température tels que des veinules perthitiques (fig.6.3) dans le feldspath potassique et plus rarement des myrmékites (fig.7.3). Les phénomènes de rétrocession en faciès schistes-verts permettent la formation de la chlorite aux dépens de la biotite et la séricitisation des feldspaths et des plagioclases. En accord avec les annotations de Knup, on observe que la biotite verte est typique et caractéristique de cette unité tandis que dans l'adjacente unité d'Orselina on a que de la biotite rouge-brune. Cette caractéristique paraît être un des rares termes sûrs de distinction entre l'unité 38 Chapitre 3 Lithostratigraphie d'Antigorio et celle d'Orselina. Malheureusement cette distinction pétrographique n'est pas applicable directement sur le terrain et le placement d'une limite net reste toujours difficile 3.3 4.3 5.3a 5.3b 6.3 7.3 Figure 3.3: AFL.9.1.5. Zone de contact entre le gneiss d'Orselina (à droite) et celui d'Antigorio (à gauche) soulignée par un faisceau (traits oranges) d'altération et de cataclase (Selna). Figure 4.3: C4-AFL.2.1.1. Lm 25x n// gneiss leucocrate avec biotite à pléochroïsme vert typique. Figure 5.3: C195-AFL.29.1.9 Lm 25x n// (a), nX (b), cristaux d'allanite avec les couleurs, la zonation et la macle typique. Figure 6.3: C4-AFL.2.1.1. Lm 100x, nX, grains de Kfeldspath avec la macle polysynthétique de type microcline et des perthites. Figure 7.3: C5-AFL.2.1.2. Lm 100x,, nX structures de type myrmékites dans un grain de quartz du gneiss. 39 Chapitre 3 Lithostratigraphie 3.2 - ZONE CAMUGHERA-MONCUCCO-ORSELINA-ISORNO-BOSCO Cette zone composite et complexe constitue une séquence de roches à composition très hétérogène qui affleure au centre de la zone étudiée, vis à vis de l'axe principale du Val Vigezzo et des Centovalli. L'étirement et la déformation qui affectent les roches dans ce secteur des Alpes mènent à une distinction très difficile entre ces différentes sub-unités et puisque leur définition détaillée est en dehors des buts de cette thèse elles ont été regroupées et décrites ensemble. En accord avec les interprétations données par la littérature (Steck et al., 2001) on considère cette zone comme une partie du système multi-nappe du Grand Saint Bernard. 3.2.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement Dans son ensemble cette zone est constituée d'une série hétérogène d'orthogneiss, paragneiss, micaschistes, associés à des niveaux basiques (amphibolites) et à composition dioritique (gneiss à hornblende), ainsi qu'à des lentilles de roches ultrabasiques des marbres (fig.8.3 a-f) ou roches à silicates de calcium. Le contact vers le S avec l'unité du Mt. Rose, de même qu'à la limite vers le N avec l'unité Antigorio, est loin d'être bien défini et reconnaissable sur le terrain. En effet, déjà Knup (1958) localisait, plus qu'un vrai contact tectonique, un passage graduel d'une série purement gneissique (Mt. Rose) à une série au fur et à mesure plus composite et riche en niveaux amphibolitiques a c b d Figure 8.3: a) AFL.38.1.3, gneiss rubanés avec des alternances à niveaux quartzo-feldspatiques clairs et micaschisteux, sombres. b) AFL.41.1.5, séquence, de droite à gauche, de micaschistes à grenat (bruns), niveaux aplitiques clairs et gneiss à hornblende (verts). c) AFL.38.1.1, détail de la schistosité d'un gneiss rubané. d) AFL.38.1.3, niveaux d'amphibolites décimétriques (sombres) dans le gneiss. 40 Chapitre 3 Lithostratigraphie f e Figure 8.3 (suite): e) AFL.10.1.2, niveau métrique d'amphibolite boudinée et entourée par des niveaux aplitiques clairs. f) AFL.42.1.2, boudin de serpentinite entouré par un gneiss micaschisteux D'après autres auteurs (Knup, 1958; Pfeifer & Colombi, 1989; Schärer et al., 1996; Steck et al., 2001) le contact avec la zone du Mt. Rose peut être placé vis à vis des minces et discontinues lentilles constituées d'ophiolites ainsi que des niveaux amphibolitiques qui se déroulent le long de la marge interne (méridionale) de cette unité. Ces niveaux représenteraient ce qui reste, après une puissante tectonisation de la roche, de la zone ophiolitique d'Antrona qui sépare, dans le secteur occidental du Val d'Ossola, l'Unité du Mt. Rose de la zone du Camughera-Moncucco. Cependant il faut remarquer que dans la zone étudiée des lentilles et des écailles ophiolitiques affleurent aussi à l'intérieur de l'unité d'Orselina et près du contact avec l'unité d'Antigorio-Pioda di Crana, soit dans le Val Vigezzo (à l'E de S.Antonio, à Belvédère près d'Albogno) que dans le Centovalli (au N de Corcapolo). De plus à l'E du Village de Druogno la zone d'Antrona disparaît et donc l'utilisation des niveaux ophiolitiques comme terme de séparation entre les deux unités peut être dangereux si l'on ne connaît pas avec sûreté leur signification génétique. D'ailleurs la présence de plusieurs niveaux ophiolitiques rend évident la possibilité d'un empilement des nappes beaucoup plus complexe que celui accepté par la littérature géologique et qui est le résultat des déformations ductiles et cassantes postmylonitiques qui sans aucun doute affectent la région. Un autre terme diagnostique utilisable sur le terrain pour distinguer les gneiss de cette unité des gneiss des unités adjacentes est l'intime association de niveaux amphibolitiques ou à composition dioritique avec les gneiss. Cette association est en effet caractéristique de la zone d'Orselina tandis qu'elle est absente ou très rare dans les autres unités. Sur le terrain le seul contact net visible se retrouve dans le Melezzo E dans le territoire d'Intragna. Le contact est marqué entre des gneiss biotitiques à niveaux amphibolitique et des gneiss quartzo-feldspatiques œillés et macroœillés (fig.9.3). Ces gneiss œillés peuvent représenter la continuation vers l'E, amincie et désarticulée, de la zone de Camughera. Cette bande de gneiss 41 Chapitre 3 Lithostratigraphie macro-œillés affleure de manière discontinue dans la région et son absence rende plus difficile la distinction et la localisation de ce contact. L'étude macroscopique des roches montre combien cette unité est davantage constituée de paragneiss biotitiques-muscovitiques caractérisés par une schistosité très marquée, souvent mylonitique (fig.8.3 a-c). La texture est variable et peut être rubanée, œillée à grain fin et moyen. Les gneiss rubanés sont souvent caractérisés par une zonation minéralogique donnée par l'alternance de niveaux décimétriques de toutes sortes de gneiss avec des micaschistes, des niveaux amphibolitiques (fig.8.3 b-c) et avec des niveaux aplitico-pegmatitiques déformés et parallélisés à la Sr qui représentent des anciennes intrusions filoniennes d'âge préalpin (fig.30.3). Figure 9.3: AFL.13.1.4. Zone de contact entre des gneiss micaschisteux bruns (Orselina) et des gneiss macro-oeillées quartzo-feldspatiques (zone de Camughera). Dans l'image à gauche on peut noter que l'ancien contact tectonique ductile est transposé et replissé par la déformation (lit du Melezzo E). Les niveaux amphibolitiques peuvent atteindre des dimensions dcm-dm et ils sont très répandus dans toute l'unité; ils sont constitués d'amphibolites parfois à grenat (métaferrogabbros en faciès éclogitique; Colombi & Pfeifer, 1986) ou à épidote, à grain moyen-fin, très schisteuses et localement à texture flaser (fig.8.3 a,d,e; 32.3 a-b). On retrouve aussi des niveaux dcm-dm d'orthogneiss œillés qui sont intimement associés à des niveaux de micaschistes à grenat, staurotide et Al-silicates, très schisteux (fig.8.3b). Les micaschistes à grenat constituent des niveaux à épaisseur variable de quelque cm à plusieurs mètres qui affleurent de manière discontinue essentiellement dans la partie externe de cette unité. Plus rarement ont été cartographiés des niveaux de roches ultrabasiques qui forment des lentilles boudinées discontinues (fig.8.3f). Elles affleurent dans le secteur occidental à l'E de Rancaldina et à l'W de Albogno; dans le Centovalli on retrouve des lentilles près de Verdasio, au N de Corcapolo et au S de Borgnone. Il s'agit normalement de schistes à olivine-talc retromorphosés en serpentino-schistes, talcschistes et chlorito-schistes (pierre ollaire). 3.2.2. – Caractérisation au microscope polarisant Les roches gneissiques montrent une structure à grain hétérogène, de type lépidoblastique due à l'abondance des phyllosilicates orientés selon la Sr. Les yeux des gneiss sont constitués de feldspath ou de quartz et on retrouve des nombreux lacets et lentilles polycristallines quartzofeldspatiques; dans les micaschistes on peut par contre observer des yeux constitués de sillimanite fibreuse ou de grenat. On retrouve d'ailleurs des structures typiques du métamorphisme de haute température tels que les myrmékites et plus rarement des veinules perthitiques dans le feldspath potassique. Dans les gneiss mylonitiques on observe aussi une structure constituée de lits 42 Chapitre 3 Lithostratigraphie millimétriques de muscovite alternés avec des lits de biotite et séparé entre eux par des niveaux gneissiques rétrocédés en faciès schistes verts. En lame mince les gneiss (fig.10.3) sont constitués de quartz, biotite, muscovite, plagioclase de type oligoclase et feldspath potassique de type microcline, normalement peu abondant. La biotite est toujours rouge avec typique pléochroïsme jaune pâle (α) rouge brique (γ). Le mica blanc paraît postcinématique, contemporain de la rétromorphose en faciès schistes-verts. Les gneiss dioritiques (fig.11.3) se caractérisent par l'apparition d'hornblende organisée en lits millimétriques et par l'augmentation de la teneur anorthitique dans le plagioclase (oligoclaseandesine; An ~ 30-35 %). Les niveaux micaschisteux (fig.12.3 a-b) ont une composition minéralogique semblable à celle des gneiss mais la biotite est normalement plus abondante et l'on observe l'apparition du grenat, de la staurotide et de la sillimanite fibreuse; cette dernière est souvent organisée de telle sorte à former des agrégats lentiformes pseudomorphes, plus rarement en cristaux isolés. Figure 10.3: C62-AFL6.1.1. Lm 25x n//, gneiss à biotite rouge de la zone d'Orselina. Figure 11.3: C210-AFL.35.2.2. Lm 25x n//, gneiss dioritique avec un ruban millimétrique formé par l'alternance de niveaux riches en hornblende verte et des niveaux riches en biotite ou quartz-feldspath. Les niveaux amphibolitiques ont une structure nématoblastique à tendance rubanée due à la présence de l'amphibole. Ces niveaux (fig.13.3) sont constitués essentiellement de hornblende, plagioclase calcique (andésine-labrador; An ~ 40-55 %) et biotite. Le grenat peut être localement abondant et parfois peut paraître l'épidote, liée à des phénomènes de rétromorphose schistes-verts, qui forme des niveaux millimétriques microgranulaires ou des agrégats pseudomorphes. Le sphène est présent sous forme de cristaux isolés ainsi que sous forme d'agrégats monominéraux de dimensions mm-cm. Les niveaux basiques associés aux lentilles ultramafiques sont constitués par contre de flaser-gabbros métamorphiques où l'on retrouve le diopside associé à l'hornblende et au plagioclase. L'association minéralogique à l'équilibre de ces roches est typique du degré amphibolitique mais les phénomènes de rétrocession schistes-verts affectent de façon importante les roches de cette unité. Parmi les transformations minéralogiques rétrogrades les plus importantes on observe la formation de chlorite à la place de la biotite et de l'hornblende, la formation de l'actinote à la place de l'hornblende, l'altération du grenat en chlorite, l'altération du plagioclase en saussurrite, du feldspath potassique et de la sillimanite en un agrégat de type séricitique. 43 Chapitre 3 Lithostratigraphie Toute l'unité est traversée par des niveaux mylonitiques en faciès des amphibolites et des schistes–verts subordonné. À l'intérieur de cette unité aussi les phénomènes hydrothermaux se développent de manière très manifeste. La phase hydrothermale voit son expansion maximale à l'intérieur de la zone Orselina où elle altère des énormes portions de roche en donnant l'origine aux bandes de kakirites qui se développent parallèlement au fond de la vallée. De même manière la zone Orselina est traversée par un important système de failles minéralisées et par un des trois systèmes de failles à gouge (voir § 6"failles à gouge") qui affectent la région étudiée. Nombreuses sont les portions rétrocédées en faciès schistes verts, crénelées et ensuite cataclasées. Les niveaux très riches en phyllosilicates se caractérisent à l'affleurement par une typique altération fer rouillé due probablement à l'oxydation du Fe de la biotite et des minéraux opaques. a b ↑Figure 12.3: a) C223-AFL.41.1.6. Lm 25x n// agrégat de sillimanite fibreuse qui entoure un porphyroclastes de grenat dans un micaschiste, b) C228-AFL.43.1.1. Lm 50x n//, porphyroclastes de grenat et staurotide dans un micaschiste. ←Figure 13.3: C45-AFL.5.1.1. Lm 25x n//, amphibolite à hornblende et plagioclase 3.3 - UNITÉ MT. ROSE ET NAPPES OPHIOLITIQUES ASSOCIÉES (Antrona et Zermatt-Saas) L'unité du Mt. Rose affleure dans un secteur compris entre l'axe principal de la vallée et la base du versant méridional du Val Vigezzo-Centovalli. Sur les deux cotés elle est bordée de façon discontinue par des niveaux ophiolitiques de la zone piémontaise constitués par la zone d'Antrona et celle de Zermatt-Saas qui séparent l'unité du Mt. Rose respectivement de la zone CamugheraMoncucco et de la zone du Sesia. 44 Chapitre 3 Lithostratigraphie 3.3.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement La zone du Mt. Rose est représentée essentiellement par une séquence plutôt monotone d'orthogneiss leucocrates à deux micas de composition quartzo-feldspatique, granitoïde ou aplitique, entourée d'écailles ophiolitiques. La texture est variable, on retrouve des gneiss œillés (fig.14.3 a-b), glandulaires à grain moyen-grossier et à grain fin. Rarement l'on observe des passages vers des niveaux micaschisteux à biotite, grenat et staurotide, semblables à ceux qu'on retrouve dans les autres unités. Dans le secteur compris entre les villages de Dissimo, Iselle et Olgia affleurent des migmatites gneissiques avec une puissance de plusieurs dizaines de mètres. Ces roches témoignent de conditions métamorphiques proches de l'anatexie. La portion de Mt. Rose affleurante en face du corps de Finero est constituée par un gneiss œillé à grain grossier très massif; ces gneiss glandulaires (macro-oeillés) affleurent aussi le long de l'axe de la vallée dans la région de Corcapolo, à l'W de la frontière et entre les villages de Malesco et de Re. a b Figure 14.3: a) AFL.13.1.4, gneiss macro-oeillé de la zone du Mt. Rose (champ de l'image environ 5m, Melezzo E). b) AFL.20.2.2, détail d'un orthogneiss à biotite avec une relique de melanolithe magmatique (barrage de Palagnedra). Les deux niveaux ophiolitiques qui bordent le corps gneissique du Mt. Rose devraient représenter ce qui reste des zones d'Antrona au N et de Zermatt-Saas au S. Dans le Centovalli ce qu'on appelle zone d'Antrona est constitué de minces écailles de métagabbros, écrasées et déformés, qui affleurent sporadiquement le long du fond de la vallée (Piancheco, Cortascia). La zone d'Antrona est par contre bien reconnaissable plus à l'W dans le Val Vigezzo, au S de Orcesco et dans la vallée latérale Antoliva où elle constitue un corps continu de métapéridotites et serpentinites, à puissance décamétrique qui vers l'E s'enfonce et disparaît sous les alluvions de la plaine de S.M.Maggiore. D'un point de vue géométrique l'Unité du Mt. Rose est très étendue à l'W du corps de Finero tandis que la partie affleurante à l'E de ce corps péridotitique est plus écrasée et amincie. Pour cette raison surtout à l'E du corps péridotitique de Finero le contact avec la zone du Sesia est plus que jamais difficile à être placé. Comme déjà évoqué par Dal Vesco (1963) la seule discontinuité existante dans ce secteur est constituée par un niveau mince de roches basiques et ultrabasiques nommé "ophiolites de Maja" du nom de la localité d'affleurement. Selon plusieurs auteurs (ex: Pfeifer & Colombi, 1989) ce niveau représenterait la continuation, boudinée, émincée et déracinée de la zone Piémontaise (Zermatt-Saas) qui normalement plus à l'W sépare l'Unité du Mt. Rose de celle du Sesia. Dans la région étudiée ce niveau ophiolitique forme des écailles discontinues alignés selon une direction E-W qui affleurent (de l'E vers l'W) près de Corona dei Pinci, près des bourgades de Dorca, de Droi du Termine, de Bordei et près de Pian de Barch. Dans cette dernière 45 Chapitre 3 Lithostratigraphie localité affleurent des métaferrogabbros à grenat, amphibole de type barroisite, plagioclase et sulfures qui donnent une couleur rouge à la roche affleurante. Les amphiboles apparemment recristallisent sur des vieux pyroxènes et la texture de la roche a une tendance isotropique. En accord avec les données proposées par Colombi & Pfeifer (1986) sur les roches basiques de la zone des racines, ce corps basique semble constituer un boudin d'une ancienne éclogite à omphacite et grenat partiellement rééquilibré (fig.15.3 a-b), qui à été déraciné et amené en surface pendant les déformations le long de la ligne du Canavese. En effet ce niveau est proche de la zone de mélange tectonique Moneto-Pian del Barch qui implique la marge N de la zone du Canavese, la zone de Sesia et la marge méridionale du Mt. Rose. a b Figure 15.3: a) AFL.54.1.,. métagabbros éclogitiques de Pian del Barch. On peut noter l'altération de la roche en produit limonitiques rouges et l'aspect brèchifié semblable à celui de la portion externe du corps de Finero. b) CpdbAFL.54.1.2. Lm 50x n//, portion non altérée du métagabbro où sont reconnaissables les grenats et l'amphibole de type barroisite-glaucophane à pléochroïsme vert-bleu. En accord avec les données de la carte géologique de Pfeifer et al. (1989) on a placé le contact entre le Mt. Rose et la zone du Sesia vis à vis de ce niveau ophiolitique. Il faut de toute façon remarquer que la tectonique ductile et cassante dans ce secteur de la zone étudiée a évidemment bouleversé l'ordre structural des différentes unités, notamment ce contact n'est pas net car il est plissé et coupé par des failles (Halter, 1991) et donc la recherche d'une limite tectonique nette et définie semble une exagération peu conforme par rapport à la réalité géologique de ce secteur des Alpes. 3.3.2. – Caractérisation au microscope polarisant En lame mince les gneiss du Mt. Rose sont composés de quartz, plagioclase (oligoclaseandésine; An~20-34 %), feldspath potassique de type microcline. Le feldspath potassique est plus abondant dans les portions leucocrates tandis qu'il est beaucoup moins répandu dans les niveaux plus riches en biotite et dans les niveaux micaschisteux. Les yeux des gneiss sont souvent constitués de microagrégats polycristallins de quartz déformé et caractérisé par des structures en mortier (fig.16.3). Le mica blanc est toujours moins abondant par rapport à la biotite mais sa concentration augmente vers le S pareillement à la diminution du degré métamorphique. Le mica blanc paraît postcinématique et contemporain à la rétrocession en faciès schistes-verts. La biotite est très répandue dans toutes les roches de l'unité et se caractérise par un pléochroïsme typique beige clair (α) rouge-brun (γ). Les minéraux accessoires caractéristiques sont le grenat, l'apatite, le sphène et le zircon. 46 Chapitre 3 Lithostratigraphie Pareillement aux gneiss des autres unités on retrouve d'ailleurs des structures comme les myrmékites et des veinules perthitiques dans le feldspath potassique. Les niveaux micaschisteux de cette unité peuvent contenir, selon la composition du grenat, staurotide et disthène. Les gneiss, semblablement à ceux des autres unités, sont caractérisés par une structure granoblastique équigranulaire à tendance lépidoblastique en fonction de l'augmentation des phyllosilicates. Les yeux des gneiss sont constitués de feldspath ou de quartz. L'on retrouve toujours des structures myrmékitiques et des perthites. Figure 16.3: C139-AFL.18.1.1. Lm 25x nX, gneiss quartzo-feldspatique à mica blanc avec un détail d'un œil constitué d'un microagrégat quartzitique entouré par la foliation régionale. Les niveaux ophiolitiques sont constitués d'amphibolites, de métagabbros et de schistes à olivine-talc, souvent serpentinisés. Les amphibolites se caractérisent par une structure nématoblastique à grain moyen, elles sont constituées d'hornblende verte, plagioclase de type andesine (An ~ 40-46 %), localement peut paraître le grenat. Parmi les minéraux de rétrogression métamorphique on retrouve le chlorite, la clinozoisite ainsi que des épidotes très riches en Fe (pistachites). Les métagabbros se caractérisent par une structure granoblastique à grain moyen faiblement schisteuse plus rarement flaser. Ils sont constitués essentiellement d'hornblende verte et de plagioclase qui peut atteindre une composition labradoritique (An ~ 50-55 %), certaines portions peuvent contenir de quantités variables de grenat et d'amphibole vert-bleu (barroisite). Dans les zones mylonitiques les roches basiques ne montrent plus la structure granoblastique mais ils révèlent une texture blastomylonitique dominée d'amphiboles aciculaires souvent organisées en gerbes. 3.4 - UNITÉ SESIA LANZO-ARCEGNO Elle affleure de façon très discontinue au S de la zone du Mt. Rose, le long du versant méridional de la vallée où constitue une bande écrasée et amincie en partie. Vis à vis du corps de Finero la zone Sesia-Lanzo est fortement amincie par la déformation tandis que vers l'W elle se déroule en dehors des limites de la zone étudiée. 3.4.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement Cette unité est constituée d'une série plutôt homogène de gneiss à deux micas à texture schisteuse très prononcée, à grain moyen avec des intercalations de micaschistes à grenat et staurotide et silicates d'aluminium. Associés peuvent affleurer des niveaux non cartographiables de gneiss biotitiques granitoïdes et des diorites métamorphiques. Localement sont observables des 47 Chapitre 3 Lithostratigraphie niveaux de métagabbros qui affleurent dans la partie externe de l'unité, en proximité du contact avec les ophiolites de la zone de Zermatt-Saas et de l'Unité du Mt. Rose. Dans la localité de Dorca affleure un niveau de métagabbro avec une structure massive non schisteuse qui forme des lentilles d'épaisseur métrique et d'une extension de quelques dizaines de mètres. Ce mince niveau basique est traversé par toute une série de plans minéralisés et de failles à gouge qui altèrent la roche et désarticulent la géométrie du corps. C'est clair que les plans de failles à gouge qui coupent ce niveau basique déplacent et désarticulent inévitablement l'ancien contact entre les metasédiments du Canavese et la zone de Sesia. De même près d'Ogna, où les niveaux basiques sont complètement effacés par la déformation (fig.7.6), le contact avec la zone du Sesia est constitué par une zone de failles à gouge. La marge interne de la zone du Sesia proche de la ligne du Canavese se caractérise par l'apparition de mylonites et phyllonites de faible degré métamorphique (schistes de FobelloRimella). Le contact avec la zone du Canavese n'est jamais affleurant dans ce secteur, tandis que vers l'W près du col Moneto-Pian del Barch ainsi que dans la région de Dorca la zone de contact probable est coupée par une épaisse zone de faille qui forme un faisceau d'écailles tectoniques. De toute façon la zone de contact doit être difficile à reconnaître pour la superposition de roches phyllonitiques et mylonitiques très semblables entre eux mais appartenant aux deux unités ← Figure 17.3: C182-AFL.28.1.4. Lm 25x n//, métagabbro de la zone Piémontaise, non schisteux à texture intergranulaire constituée d'orthopyroxène rose, d'hornblende verte et de plagioclase. ↓Figure 18.3: C148-AFL.36.1.1. Lm 25x n//, a) gneiss Sesia rubané et mylonitique à biotite rouge et rares cristaux de hornblende. b) portion plus quartzofeldspatique avec des porphyroclastes de grenat entourés par la schistosité. a 48 b Chapitre 3 Lithostratigraphie 3.4.2. – Caractérisation au microscope polarisant En lame mince (fig.18.3 a-b) les gneiss, très semblables à certains gneiss de l'Unité d'Orselina sont constitués de quartz, plagioclase normalement de type oligoclase (An ~ 18-30 %), feldspath potassique de type microcline avec les caractéristiques macles quadrillées. La biotite est rouge avec pléochroïsme jaune pâle (α) rouge brique (γ). Le mica blanc est toujours présent mais en quantités discrètes. L'hornblende ou l'actinote peuvent paraître dans les gneiss dioritiques. Les micaschistes sont constitués de quartz, abondante biotite, grenat, staurotide et silicates d'aluminium. La rétromorphose par rapport aux autres unités est plus puissante et l'on observe une augmentation des minéraux stables en faciès schistes-verts comme le mica blanc et la chlorite qui se développent au détriment de la biotite. Les métagabbros (fig.17.3) se caractérisent par une structure granoblastique équigranulaire à grain moyen-grossier peu ou non schisteuse, les grains ont souvent une texture polygonale et peuvent former des blastes pluricentimétriques. Ils sont constitués essentiellement d'hornblende verte et de plagioclase qui peut atteindre une composition labradoritique (An ~ 50-55 %), parfois peut apparaître le clinopyroxène de type diopside ainsi que l'orthopyroxène de type bronzite en proportions variables selon les changements locaux du degré métamorphique. 3.5 - ZONE DU CANAVESE Elle affleure exclusivement dans la partie orientale de la zone étudiée, le long de la limite méridionale de la carte géologique tandis qu'à l'W du Corps de Finero elle se poursuit en dehors de cette limite méridionale. 3.5.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement La séquence la plus complète des roches de la zone du Canavese affleure près de Corona dei Pinci où l'on retrouve une série métasedimentaire marine avec des schistes et des roches carbonatées. La partie la plus externe, proche du contact avec la zone Sesia, est constituée de micaschistes séricitiques à grain fin, feuilletés, mylonitiques, crénelés et parfois carbonatés (fig.19.3a) attribués au Trias (Steck et al., 2001). Suit une séquence de marbres gris à grain fin et très schisteux; certaines portions apparemment conservent des structures internes primaires (S0) ainsi que des formes reliques minéralisées à calcite identifiables à des microfossiles et des coquilles de bivalves (Lias, Steck et al., 2001). Les marbres sont en contact avec des schistes graphiteux noirs (fig.19.3b), à grain fin-très fin qui forment des intercalations avec des schistes blancs (argentés) à séricite de nouveau d'âge probable triasique. Finalement on retrouve des micaschistes quartzitiques et des gneiss gréseux, conglomératiques, leucocrates quartzo-feldspatiques rubanés schisteux et massifs à nodules de quartz et intercalations fines de schistes noirs et graphiteux d'âge probable permien (Steck et al., 2001). Le contact avec la zone de Finero et du Sesia est rarement visible; dans le secteur Corona dei Pinci-Dorca et dans la région de Moneto-Pian del Barch le contact Finero-Canavese-Sesia est constitué par une zone tectonique complexe qui se caractérise par la superposition d'au moins deux phases de déformations. La première forme des écailles tectoniques ductiles de dimensions plurimétriques liée à une déformation mylonitique de faible degré (schistes-verts ou moins) qui peut être associée aux mouvements de la ligne insubrienne s.s.. Dans ces zones l'on retrouve une intime association des niveaux volcanoclastiques, schistes graphiteux, micaschistes à grenat, marbres, schistes lustrés, roches gneissiques, niveaux pegmatitiques et écailles de roches ultrabasiques serpentinisées. Cette première zone d'écailles tectoniques ductiles est coupée à faible angle par un système de failles à gouges qui croise la zone du Canavese entre Moneto et Dorca en produisant une véritable zone d'écaillage et cataclase tectonique. 49 Chapitre 3 Lithostratigraphie 19a 19b 20 21 22 23 Figure 19.3: a) AFL.57.1.1, schistes carbonatés constituant le "socle" d'appui basal des sédiments lacustres. On peut noter aussi une fracture de surface remplie d'un agrégat polygénique conglomératique cimenté (Il Gabbio). b) AFL.25.2.9, schistes graphitiques noirs (Corona dei Pinci). Figure 20.3: C170-AFL.25.2.8. Lm 50x nX, marbre graphitique mylonitique à grain très fin avec un mica-fish de carbonate à sens de déformation dextre (en rouge). Figure 21.3: C244-AFL.54.1.3. Lm 50x n//, schiste graphitique constitué d'une alternance de niveaux graphitiques et des lentilles à quartz mylonitique. Figure 22.3: C172-AFL.25.2.7. Lm 50x nX, gneiss gréseux à muscovite. Figure 23.3: C173-AFL.25.2.9. Lm 25x n//, micaschiste séricitique rubané, avec micro-plis "M" de phase PIII. 50 Chapitre 3 Lithostratigraphie 3.5.2. – Caractérisation au microscope polarisant L'étude en lame mince de ces roches montre une structure mylonitique toujours très pénétrante qui produit des grains de quartz avec une typique structure en mortier ainsi qu'une réduction générale du grain qui est toujours très fin, avec des tailles granulométriques moyennes inf. à 0,1 mm. Les grains de micas sont toujours très étirés et les structures S/C et les "mica-fishs" sont très abondants. Les micaschistes séricitiques et argentés se caractérisent par la présence de mica blanc toujours très abondante, associée à quartz et chlorite en quantités variables et à fines couches de matériel graphiteux. Localement peut paraître la calcite aussi en quantités abondantes. Ces schistes sont souvent très feuilletés et finement replissés en formant une crénulation serrée de la roche qui porte au développement de structures S/C. La paragenèse minéralogique à l'équilibre est en faciès schistes-verts et la recristallisation des phases minéralogiques est plutôt modeste. Les marbres gris (fig.20.3) sont constitués essentiellement de calcite microgranulaire parfois intimement associée à des taches et lacets fins et irréguliers constitués de graphite de dimensions inférieures à 0.1 mm. La calcite est toujours granulée, brisée et altérée, tandis que le quartz, plus résistant forme des grains arrondis et corrodés, de taille millimétrique, entourés par la schistosité mylonitique. Des cristaux de calcite bien formée et non corrodées constituent exclusivement des veines tardives qui coupent la structure mylonitique de la roche. Les schistes graphiteux (fig.21.3) sont constitués d'une alternance de fines couches de graphite mélangées avec des niveaux quartzitiques mylonitiques. Parfois peuvent apparaître des quantités inférieures de chlorite et mica blanc ainsi que des niveaux boudinés de calcite ou de quartz à structure mylonitique. La composition aussi à l'échelle de la lame mince est très variée et se caractérise par l'alternance de niveaux mm-cm à composition variable. Les roches gneissiques (fig.22.3) et les schistes séricitiques (fig.23.3) ont une typique aspect détritique d'origine sédimentaire, elles sont constituées de grains de quartz, plagioclase de type albite (An <10 %) et de niveaux centimétriques formés par des agrégats de microcline maclé en quadrillage. Le phyllosilicate caractéristique est le mica blanc qui s'organise le long des niveaux millimétriques déformés qui forment la schistosité mylonitique de la roche. Les schistes séricitiques ont une composition très variable et peuvent contenir de notables quantités de carbonate et de graphite. À la différence des unités décrites jusqu'à présent les roches de la zone du Canavese sont caractérisées par une paragenèse minéralogique typique du faciès schistes-verts. Toutes les roches de cette unité se caractérisent pour un grain fin et une texture mylonitique associée à une intense déformation par plissement. 3.6 - CORPS PÉRIDOTITIQUE DE FINERO La partie externe de ce corps atteint le secteur centre-méridional de la zone étudiée et affleure au S de Meis dans la région de la Costa di Misello, de la Testa di Misello (fig.24.3) et dans le Val de Capolo. Ce corps forme une grande lentille de métapéridotites replissée et déformée dans une plus grande structure antiforme, constitué de roches métamorphiques de type gabbro appartenant à la zone d'Ivrée (Steck & Tièche, 1976). 3.6.1 - Caractères macroscopiques à l'affleurement L'étude de terrain a mis en évidence que la marge la plus externe du corps péridotitique de Finero, qui affleure dans la partie supérieure du Val de Capolo et dans les ravins du Rio Ferro et du Rio Negro (fig.25.3), est intéressée par plusieurs déformations sous conditions semi-ductiles et cassantes Cette superposition des déformations est à l'origine de la formation des blastomylonites, 51 Chapitre 3 Lithostratigraphie des roches cataclastiques et des brèches tectoniques. Une première génération de brèches et de mylonites, plus ancienne, est liée à une déformation semi-ductile de haute température, souvent l'effet de l'érosion superposé à la tectonisation de plus haute température génère dans la roche péridotitique des niveaux dcm-m caractérisés par un aspect conglomératique qui s'interposent à des niveaux finement cataclasées et récimentées (fig.26.3b). Cette première génération de brèches cimentées est tectonisée de nouveau par une déformation de type cassante, liée aux failles minéralisées et aux failles à gouge qui conduit à la formation des épaisses zones cataclastiques et des brèches dans la péridotite (fig.26.3a). Finalement l'altération météorique de cette nouvelle roche tectonique produit une désagrégation et un remodelage complète de la roche sur plusieurs mètres d'épaisseur en formant un chapeau d'altération constituée d'une brèche péridotitique qui est à l'origine de la brèche péridotitique s.s. décrite dans le § 8.1"brèches péridotitiques s.s." Figure 24.3: Vue panoramique de la tête de Misello, constituée par les roches du corps de Finero. Le trait bleu sépare grosso-modo la partie inférieure constituée de péridotites et les parois verticales constituées de roches gabbroïdes. Des failles importantes sont signalées au S de la zone étudiée par Lensch (1968) et par Steck & Tièche (1976) qui signalent la présence d'une "faille médiane du corps de Finero". Cette zone de faille, avec mouvement normal, se déroule avec direction ENE-WSW, parallèlement aux structures tectoniques étudiées dans cette thèse, et forme des zones "mylonitiques" de 90 cm d'épaisseur, fortement broyées mais avec recristallisation de chrysotile et talc. Les mêmes auteurs signalent aussi des filons centimétriques de serpentine. Les portions de péridotite plus saine affleurent plus en amont et en partie plus en aval de cette zone tectonique où sont encore bien reconnaissables des péridotites à phlogopite, des dunites, des pyroxénites et des gabbros. À l'intérieur du corps gabbroïque on a retrouvé des pseudotachylites de haute température, complètement cimentée qui peuvent témoigner des mouvements anciens dans le corps de Finero (fig.27.3). 3.6.2. – Caractérisation au microscope polarisant Les amphibolites et les roches basiques du corps de Finero sont constituées d'orthopyroxène, hornblende verte ou brune, clinopyroxène, plagioclase avec une composition proche de celle de l'anorthite pure, grenat préalablement de type pyrope et localement spinelle vert. La granulométrie varie de fine à grossière dans les différents endroits en raison des conditions métamorphiques et de la pénétrabilité de la déformation. Les portions ultrabasiques sont constituées essentiellement d'une péridotite à hornblende ou à phlogopite. Les composants minéralogiques sont l'olivine, de type forstérite, l'orhopyroxène (enstatite-bronzite) et le clinopyroxène de type diopside. L'amphibole caractéristique, si présente, est la hornblende associée à des quantités inférieures de phlogopite, spinelle, grenat et minéraux 52 Chapitre 3 Lithostratigraphie opaques. La texture originaire de la péridotite est à dominante granoblastique à grain moyen grossier. L'aspect microstructural en réalité est presque toujours celui d'une microbrèche à éléments péridotitiques cimentés par une matrice de serpentin (fig.29.3 a-d). Selon l'intensité de la déformation on observe une brèchification de la roche ou la formation de véritables serpentines parfois mylonitiques et très feuilletés. 25 26a 26b Figure 25.3: panoramique des parois de péridotite du Val Antoliva, on peut observer l'aspect brèchifié de la roche et les ondulations (traits bleus) de la Sr produites par la phase PIV. Figure 26.3: AFL.53.2.5. a) niveau conglomératique endogène, interposé à une microbrèche péridotitique cimentée. Les traits orange soulignent le système des veines minéralisées à serpentine. b) brèche à grain fin et cimentée de la péridotite, coupée à haut angle par des systèmes de veines minéralisées à serpentine (trait orange) dont le remplissage est bien visible sur la gauche de l'image. Le tout est coupé par des plans de failles à gouge parallèles à la Sr (traits magenta). 53 Chapitre 3 Lithostratigraphie 27 28 a b c d Figure 27.3: AFL.54.1.1, brèche tectonique constituée de blocs de gabbros immergés dans une matrice noire, constituée d'une pseudotachylite. Figure 28.3: C246-AFL.54.1.1, Lm 25x nX, pseudotachylite de la brèche, on peut reconnaître la matrice vitreuse noire dans laquelle sont immergés de grains arrondis de plagioclase et de clinopyroxène. Vers le haut de l'image on peut observer un micro-bloc de gabbro fracturé et altéré en partie. Figure 29.3: C248-AFL.56.2.1. Lm 25x n// (a, c,) nX (b, d), péridotites du corps de Finero. On peut noter la fracturation intense des grains d'olivine et d'orthopyroxène (a, c) produite par le développement d'un réseau de fractures minéralisées. Ces fractures liées aux phénomènes hydrothermaux peuvent produire (c, d) de véritables veines à serpentine qui altèrent et serpentinisent les minéraux primaires. 54 Chapitre 3 Lithostratigraphie Les caractères microstructuraux en lame mince sont comparables à ceux qu'on peut observer à l'échelle de l'affleurement. Les portions amphibolitiques ont une structure brèchifiée avec broyage des minéraux et rétrocession métamorphique. Une matrice noire complètement amorphe (pseudotachylite) cimente les éléments de la brèche (fig.28.3). Les portions comprises au sein des zones de failles à gouge se caractérisent pour une altération beaucoup plus pénétrante. La roche est fortement oxydée et intéressée par un métasomatisme très puissante. Les minéraux originels de la péridotite sont normalement transformés presque complètement dans un agrégat de talc et chrysotile à grain fin qui forme une matrice qui entoure des grains xénomorphes constitués d'oxydes et de produits limonitiques (fig.17.6). 3.7 - FILONS APLITICO-PEGMATITIQUES Plusieurs générations de filons pegmatitiques traversent la région étudiée. Une première série de pegmatites constitue des niveaux dcm-m concordants avec la schistosité régionale et le rubanement des roches (fig.30.3). Il s'agit de pegmatites massives à grain moyen-grossier à quartz, feldspath et biotite qui développent à leur intérieur une schistosité faible. Leur mise en place est antérieure au développement de la phase métamorphique et de la Sr. En effet ces filons sont déformés par tous les événements tectoniques et par les différentes phases de plissage qui intéressent la région et forment souvent des niveaux étirés et boudinés. Ces niveaux pegmatitiques sont répandus essentiellement dans l'unité d'Orselina où ils sont intimement associés aux gneiss et en mesure mineure dans l'unité du Mt. Rose et d'Antigorio tandis qu'ils sont absents dans les autres unités. Figure 30.3: AFL.14.1.2. Niveaux pegmatitiques concordantes avec la Sr dans un gneiss d'Orselina. Le niveau pegmatitique est cisaillé et boudiné par la déformation mylonitique avec un sens de cisaillement dextre à caractère extensive. Figure 31.3: Projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des pegmatites concordantes et discordantes de la région. Les pegmatites discordantes sont principalement concentrées dans des directions NW-SE. Une autre série de filons aplitiques et pegmatitiques traverse les unités alpines de ce secteur. Il s'agit de filons discordants qui coupent à faible et moyen angle la Sr et le rubanement des roches avec une direction de plongement moyen vers le NE et un angle de plongement raide souvent supérieur à 70° (fig.31.3) Ils se caractérisent par une structure minéralogique magmatique et une texture granoblastique; le développement d'anisotropies planaires ou d'une foliation est presque 55 Chapitre 3 Lithostratigraphie toujours absente. Ces filons sont déformés par des plis ouverts de phase III et sont altérés et traversés par les veines et les failles hydrothermales (fig.32.3). Sur le terrain on peut distinguer des niveaux aplitico-pegmatitiques à grain plus fin (fig.33.3) constitués essentiellement de quartz, de feldspath potassique type orthose, de plagioclase avec composition albite-oligoclase et mica blanc organisée en gerbes et agrégat; la biotite primaire et le chlorite de rétromorphose sont normalement subordonnés ou absentes. 32 33 34 35 Figure 32.3: AFL.20.2.2. Pegmatite discordante à biotite dans un gneiss biotitique du Mt. Rose, déplacée par une veine à chlorite. Figure 33.3: AFL.24.1.2. Détail d'une pegmatite discordante à muscovite qui coupe des amphibolites à grenat de la zone d'Orselina. Dans l'amphibolite on peut observer un pli de PII coupé par la pegmatite. Figure 34.3: AFL.6.1.1. Pegmatite discordante à grain grossier et mega-cristaux de feldspath, qui contient un xénolite de gneiss d'Orselina. Figure 35.3: C.Pegbe-AFL.50.1.2. Lm 25x nX, pegmatite à plagioclase plus quartz avec un grand cristal d'émeraude (Val Antoliva). Les niveaux pegmatitiques à grain grossier constituent par contre des familles riches en biotites ou des familles riches en micas blancs apparemment indépendantes entre elles. Localement ces filons peuvent atteindre une épaisseur de plusieurs mètres, parfois le mécanisme d'injection magmatique est très puissant et on peut retrouver des xénolites de dimensions métriques, constitués de gneiss encaissant complètement déraciné et entouré par la roche filonienne (fig.34.3). Dans l'Unité d'Antigorio ainsi que dans celle du Mt. Rose des pegmatites discordantes à muscovite et grenat ont été observées. Enfin dans la haute vallée de Capolo, dans un éboulis de versant aux pieds des parois rocheuses, ont été retrouvés des blocs constitués de filons aplitiques à 56 Chapitre 3 Lithostratigraphie grain fin et texture saccharoïde à émeraudes vertes (fig.35.3). Ces filons ont été signalés en littérature dans l'adjacente région du Pizzo Marcio qui se développe en tête à la vallée de Capolo. 3.7.1. -Données radiométriques Afin d'obtenir des indications sur les conditions thermiques des évènements géologiques et sur leurs âges absolus, on propose une brève présentation et discussion des analyses radiométriques effectués par nous-mêmes et par la littérature concernent notamment les pegmatites et les micas blancs qui caractérisent la zone étudiée. Un nombre suffisant d'âges radiométriques relatif à cette région est fourni par la littérature, notamment par les travaux de Romer et al. (1996) et de Schärer et al. (1996). Ces auteurs ciblent leurs analyses sur les filons pegmatitiques, paraconcordants et discordants, qui affleurent dans les localités de Malesco, Corcapolo et Palagnedra. L'importance de ces roches est due au fait que leur mise en place est postérieure au développement du métamorphisme régional et donc à la phase mylonitique mais elle est antérieure au développement des phénomènes néogènes de la région tels que la rétrocession schistes-verts, le rétrocharriage des nappes et aussi les événements cassants tardifs qui produisent les failles minéralisées et les failles à gouge. Les datations des filons pegmatitiques proposés par ces auteurs (fig.36.3) donnent un âge de mise en place (U-Pb mon) qui varie entre 29 Ma pour les filons paraconcordants et 26 Ma pour ceux discordants. Par conséquent le développement de la phase mylonitique qui n'affecte pas ces pegmatites est plus ancien de 26 Ma tandis que les phénomènes tertiaires qui coupent ces filons sont plus jeunes que cet âge. Les mêmes auteurs obtiennent aussi des âges de refroidissement qui marquent les étapes de l'évolution géodynamique de la région. Notamment la région doit avoir atteint des températures d'environ 500°C autour de 25-22 Ma (Rb-Sr ms), ensuite s'est refroidie à des températures d'environ 350°C entre 21-18 Ma (Rb-Sr bio; Ar-Ar ms) et finalement doit avoir atteint des températures d'environ 280°C autour de 20-19 Ma (Ar-Ar bio). Figure 36.3: Tableau récapitulatif des âges radiométriques des pegmatites affleurantes dans les unités Orselina et Mt. Rose dans la zone de racines alpines (Centovalli), (Schärer et al., 1996). 57 Chapitre 3 Lithostratigraphie En complément de ces données nous avons effectué une série de datations Ar-Ar sur mica blanc3 de pegmatites et des roches dont les résultats seront rapidement décrits ci-dessous. Les micas blancs analysés avec la méthode Ar-Ar se caractérisent par des rapports AlIV-AlVI-Si et une composition chimique toujours différents par rapport à ceux d'une phengite (annexe 2) et typiques des muscovites et des ferro-muscovites (fig.37.3). Les muscovites analysées proviennent soit des pegmatites discordantes soit des roches gneissiques placées dans différents milieux géologiques de la région étudiée (fig.38.3). Les résultats radiométriques obtenus (fig.39.3) montrent des âges de plateau relativement constant bien qu'on puisse remarquer certaines variations sur les côtés de la courbe liés probablement à des phénomènes de recristallisation et/ou d'altération du minéral. Les valeurs obtenues soit des roches soit des pegmatites, montrent des âges compris entre 20.8-18.5 Ma pour des températures de fermeture d'environ 350°C. Ces résultats indiquent une homogénéité substantielle des conditions thermiques dans toutes les roches et les nappes de la région étudiée, au moins pour cette période de l'évolution tectonique. De plus ces résultats, comparables avec ceux proposés par la littérature qu'on a décrit ci-dessus, confirment qu'autour de 20-18 Ma toute la région étudiée se caractérise pour des températures ≤ 350°C. Ces valeurs indiquent aussi que la mise en place des filons pegmatitiques s'est produite lorsque la roche encaissante était encore sous conditions au moins de faciès amphibolite. Finalement les valeurs thermiques associées aux données radiométriques indiquent que les roches de la région étaient sous conditions de faciès schistes-verts pendant une période compris entre 21-18 Ma. Figure 37.3: Diagramme ternaire de classification chimique des micas blancs. On peut observer que presque tous les micas blancs analysés tombent dans le champ des muscovites et des ferro-muscovites. Datations mb Ar-Ar N. échantillon C9 Description pegmatite discordante C52 gneiss faciès schistesverts Gneiss rubané mylonitique Age N. Ma échantillon (± 0.2) Description Unité/Affleurement Age Ma (± 0.2) 20.8 Rio Pila Gneiss biotitique avec muscovite postcinématique+BSV (Ors.-Antig.) – Aff.8.1.3 19.9 Aff.4.1.1 (Ors.-Antig.) – Aff.5.1.3 20.5 C133 roche de faille (gneiss) (Ors.) – 17.1.1 18.5 18.5 C135 veine qz-felds. à chlorite (Ors.) – 17.1.2 19 (Ors.) – Aff.16.3.4 19.8 C165 Pegmatite (schistose) I (Ors.) – Aff.24.1.2 20.5 Gneiss leucorate à grain fin avec retromorphose (Antig.) – Aff.2.1.1 s.v. (chl+mb) C21 C131 Unité/Affleurement Figure 38.3: Liste des échantillons de mb et Kf utilisés pour les analyses radiométriques Ar-Ar et K-Ar 3 Laboratoire des isotopes, IMG BFSH2 UNIL 1015 Lausanne, Suisse. 58 Chapitre 3 Lithostratigraphie . Figure 39.3: résultats des datations Ar-Ar sur muscovite des roches et des veines. Tous les résultats indépendamment des différents milieux géologiques d'échantillonnage montrent des valeurs proches entre eux et comprises entre 22-19 Ma; ce fait indique une homogénéité substantielle des températures dans toute la région, pour cette époque. 59 Chapitre 4 Structures de déformation ductile 4 - STRUCTURES DE DÉFORMATION DUCTILE Dans ce chapitre seront analysées les nombreuses phases de déformation ductiles qui affectent les roches de la région étudiée qui sont constituée par des mylonites et des plis de différentes générations. On fournira une complète description des caractères structuraux, du type de déformation, de l'orientation dans l'espace et des rapports spatio-temporels entre les différentes phases ainsi que des indications sur les conditions P-T-t qui caractérisent les différentes phases de déformation. 4.1 – MYLONITES Les roches de la région étudiée sont affectées par une déformation ductile de type mylonitique développée sous conditions de faciès amphibolitique et de faciès schistes-verts. Cette déformation produit une linéation minéralogique d'étirement (fig. 1.4) qui affecte toutes les roches de la région étudiée. La linéation a une direction moyenne orientée ENE-WSW (fig.2.4), parallèle à la direction de la Sr et correspond à la LII décrite par Steck (1990). Elle plonge indifféremment vers le ENE ou le WSW avec un angle en moyenne compris entre 0-30 degrés mais la déformation créée par les phases plus récentes produit dans plusieurs endroits une variation importante de l'angle de plongement. En se rapprochant de la ligne du Canavese cette linéation est traversée par une autre linéation plus récente et d'intensité beaucoup plus faible qui se superpose à un angle élevé avec une direction N-S environ et qui est liée aux mouvements de rétrocharriage le long de la ligne insubrienne (LIII de Steck, 1990; Zingg & Hunziker, 1990). La schistosité mylonitique et celle régionale sont cogénetiques, formés sous conditions de faciès amphibolite et puis de schistes-verts lors d'une succession de plusieurs déformations. L'orientation spatiale de la schistosité mylonitique coïncide donc avec la Sr (fig.2.4b). a Figure 1.4: AFL.32.1.2. Gneiss Mt. Rose avec une linéation mylonitique LII bien développée. Figure 2.4: a) projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des linéations LII et LIII. Les données sont projetées comme des lignes. b) projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des pôles des plans de la Sr, en distinguant la schistosité mylonitique et celle non mylonitique. b 60 Chapitre 4 Structures de déformation ductile 4.1.1 - Mylonites en faciès amphibolite La phase mylonitique de plus haute température se déroule pendant l'épisode métamorphique en faciès amphibolitique et intéresse toutes les nappes alpines de la région à exception de la zone du Canavese et du corps de Finero. Cette phase de déformation produit des bandes mylonitiques à épaisseur variable de dcm jusqu'à dm alternant avec des portions non mylonitiques mais de même degré métamorphique (fig.3.4). La schistosité non mylonitique est transposée et parallélisée à celle mylonitique et les passages entre les portions mylonitiques et celles non mylonitiques sont normalement graduels. Les passages nets se produisent seulement où il y a des contrastes de compétence très marqués (ex. les alternances de micaschistes et amphibolites avec les gneiss dans l'unité d'Orselina). À l'échelle de l'affleurement les niveaux basiques peuvent former des boudins entourés par la schistosité mylonitique (fig.4.4). Les minéraux plus résistants ainsi que les yeux des gneiss peuvent être indifféremment écrasés et étirés ou peuvent conserver leur aspect originaire et être complètement entourés par la schistosité mylonitique (fig.5.4). Dans les autres roches gneissiques, dans les micaschistes et dans les amphibolites la déformation mylonitique cause un fort étirement de la roche en produisant un rubanement fin à l'échelle millimétrique qui forme des alternances de niveaux quartzo-feldspatiques avec des niveaux monominéraux à biotite et amphibole (fig.6.4 a-b). 3 5 4 Figure 3.4: AFL.14.1.4. Gneiss mylonitique de la zone d'Orselina qui montre un passage vers le bas de la figure à un gneiss schisteux mais non mylonitique. Figure 4.4: AFL.40.1.1. Boudin d'amphibolite dans un gneiss mylonitique de la zone d'Orselina. Le sens de mouvement du cisaillement est presque perpendiculaire à l'image et il est indiqué par les flèches bleues en perspective. Figure 5.4: AFL.38.1.3. Gneiss œillés mylonitiques, les yeux quartzo-feldspatiques constituent des porphyroclastes déformés et cisaillés par la phase mylonitique avec un sens de mouvement dextre (flèches bleues). 61 Chapitre 4 Structures de déformation ductile a b c Figure 6.4: a) AFL.3.1.1, gneiss mylonitique rubané, à grain fin, de la zone d'Orselina. La roche est traversée par un réseau de veines hydrothermales minéralisées à épidote. b) AFL.7.5.6, niveau biotitique écrasé et étiré par la déformation mylonitique dans un gneiss de la zone d'Antigorio. c) AFL.8.1.5, gneiss mylonitique rubané, à grain fin, de la zone d'Orselina. Cette mylonite se développe au moins en partie sous conditions schistes-verts et produit la recristallisation de chlorite et actinote (niveaux verts foncés) à la place de la hornblende et de la biotite. En lame mince on observe un broyage de la roche qui produit une réduction de la taille des grains, en même temps, grâce à la température élevée, les minéraux sont parfaitement recristallisés. Le résultat est la formation des roches à grain homogène, fin ou très fin, avec une parfaite isoorientation des minéraux tels que les phyllosilicates et les amphiboles (fig.7.4 a-b). Le quartz aussi subit une forte recristallisation et les structures en mortier sont relativement rares et reliés à des niveaux à fort contraste de compétence où la déformation s’exprime avec une forte intensité (fig.8.4 a-b). Les micaschistes forment des structures blastomylonitiques constituées par des grands porphyroclastes de grenat, de staurotide et d'agrégats de fibrolite qui forment des grains arrondis et émiettés en partie, entourés par la schistosité mylonitique (fig.9.4 a-d). La même structure peut être observée dans le gneiss grâce à la présence de clastes constitués de grands grains de plagioclase ou des yeux quartzo-feldspatiques. La phase mylonitique produit une puissante déformation de cisaillement dans les roches étudiées; les indicateurs cinématiques macro- et micro-structuraux indiquent toujours un sens de cisaillement dextre. À l'échelle de l'affleurement on reconnaît des boudins ou des structures déracinées, déformés de façon asymétrique. En lame mince la schistosité mylonitique autour des porphyroclastes reliques forme normalement des ombres de pression asymétriques avec sens de cisaillement dextre. Pareillement les "mica-fish" et les structures S/C ont toujours la même direction de mouvement. 62 Chapitre 4 Structures de déformation ductile 7a 7b 8a 8b Figure 7.4: C219-AFL.40.1.1. Lm 25x n// (a), nX (b). Gneiss à hornblende de la zone d'Orselina mylonitique. Les minéraux sont étirés par la déformation, mais la température élevée de la déformation à permis une recristallisation complète des minéraux qui atteignent un grain moyennement grossier par rapport à celle d'une mylonite classique. Figure 8.4: C205-AFL.34.1.1. Lm 25x n// (a), nX (b), gneiss quartzitique mylonitique de la zone du Mt. Rose. On peut observer la puissante recristallisation du quartz à grain fin qui efface les structures en mortier, dues au broyage de la roche et encore reconnaissables au centre de l'image. La phase mylonitique est clairement liée au développement d'un système de plis (PII) d'entraînement syncinématiques, et à symétrie de type "Z" dominant (voir § 4.2"plis"). La déformation de cette phase est suffisamment puissante pour effacer presque complètements toutes les structures préexistantes et pour réorienter et paralléliser tous les assemblages reliques. La phase mylonitique est ensuite affectée par les déformations plus récentes qui plissent et coupent la séquence des nappes. Pour cette raison la géométrie de ces bandes mylonitiques et leur continuation spatiale est compliquée et difficile à reconnaître sur le terrain. 63 Chapitre 4 Structures de déformation ductile a b c d Figure 9.4: a) C223-AFL.41.1.6. Lm 25x nX, oeil constitué de fibrolite+quartz+grenat entouré par la schistosité mylonitique, dans un paragneiss de la zone d'Orselina. b) C228a-AFL:43.1.1. Lm 25x nX, porphyroclaste de grenat entouré par la schistosité mylonitique (sens de cisaillement dextre, flèches bleue) dans un paragneiss de la zone d'Orselina. On peut noter le quartz inclus dans le grenat bien cristallisé, à grain fin et le quartz à structure en mortier, immergé dans la matrice mylonitique. c) C228b-AFL:43.1.1.Lm 50x nX, porphyroclaste de plagioclase entouré par la schistosité mylonitique dans un gneiss du Mt. Rose. On peut observer le quartz en mortier dans la matrice mylonitique d) C228c-AFL:43.1.1.Lm 25x nX, porphyroclaste de grenat dans un micaschiste de la zone de Sesia, entouré par une schistosité mylonitique en faciès schistes-verts, constituée de mica blanc+quartz+chlorite. Cette dernière cristallise en gerbes dans les ombres de pression et au sein du grenat. 4.1.2 - Mylonites en faciès schistes-verts La schistosité mylonitique en faciès amphibolitique est reprise par celle en faciès schistesverts. La superposition de la déformation mylonitique en faciès schistes-verts est très discrète et elle est reconnaissable par l'apparition de la chlorite à la place de la biotite ainsi que par un broyage plus puissant de la roche. Cette deuxième phase mylonitique a la même orientation et sens de mouvement que celle en faciès amphibolitique au point qu'elle peut être considérée comme la 64 Chapitre 4 Structures de déformation ductile poursuite spatiale ou temporelle, sous conditions métamorphiques différentes, de la même phase de déformation. En effet, dans les nappes alpines s.s., le passage des mylonites en faciès amphibolitique à celles en faciès schistes-verts est toujours graduel et progressif au point que les deux phases ne sont reconnaissables que pour leur différent degré métamorphique. Seulement dans les unités le plus internes, proches de la ligne du Canavese, l'apparition de la LIII, complanaire mais avec direction différente par rapport à la LII, permet de distinguer aussi d'un point de vue structural entre la phase mylonitique schistes-verts et celle de plus haut degré. La phase mylonitique en faciès schistes-verts affecte complètement les roches de la zone du Canavese mais elle se poursuit partiellement dans la zone des racines avec une intensité décroissante vers le N. En effet les unités les plus externes comme celle d'Antigorio montrent exclusivement une rétromorphose schistes-verts faible et locale qui souvent n'est guère liée à des phénomènes de mylonitisation de la roche. La zone du Canavese est affectée exclusivement par la déformation mylonitique en faciès schistes verts qui est très pénétrante. Toutes les roches sont mylonitisées complètement et les contacts lithologiques sont parallélisés à la schistosité mylonitique (fig.10.4 a-f). Le degré métamorphique plus faible permet une recristallisation mineure des phases minéralogiques par rapport à l'action de broyage de la roche. Ainsi des mylonites peuvent se former, caractérisées par des grains reliques de grenat, de quartz et de feldspath; lorsque l'effet du broyage est très puissant on observe l'apparition des ultramylonites à grain très fin, surtout dans les roches carbonatées et à graphite. De même que la phase mylonitique en faciès amphibolitique, le sens de cisaillement qui peut être déduit des indicateurs cinématiques tels que les structures S/C, les "mica-fish" et la géométrie des ombres de pression, est toujours dextre Le corps péridotitique de Finero est lui-même affecté par une phase de déformation ductile de cisaillement qui produit dans la roche une réponse bimodale de type ductile et cassant. En effet tout au long de la limite septentrionale du corps de Finero la péridotite est constituée de bandes décimétriques de serpentinite massive alternant avec des niveaux métriques de fine cataclasite, cimentée complètement. L'observation en lame mince montre que les portions de serpentinite sont constituées d'une mylonite de serpentine recristallisée complètement et caractérisée par une forte déformation des cristaux qui présentent une extinction onduleuse et des structures en mortier semblables à celles du quartz (fig.11.4 a-c). Les portions de péridotite non serpentinisées sont par contre cataclasées et apparaissent comme des microbrèches à éléments de péridotite, cimentés par une matrice de serpentine à grain très fin (fig.12.4 a-b). La minéralogie de ces roches indique que cette déformation s'est déroulée sous conditions intermédiaires entre le faciès amphibolitique et celui du schistes-verts. La serpentine a une réponse ductile tandis que les portions de péridotite à olivine et pyroxène ont une réponse cassante. Bien que parmi ces phases mylonitiques il y ait une bonne concordance d'orientation spatiale et du sens de la déformation, de toute façon il n'y a pas d'éléments valables pour indiquer si la déformation mylonitique qui affecte le corps de Finero est génétiquement liée à celle qui se développe dans les autres unités ou est antérieure. Steck et Tièche (1976) dans leur reconstruction de l'évolution géodynamique du corps de Finero indiquent cette mylonitisation schistes-verts comme une sixième phase de déformation, la première d'âge alpin, liée au développement de failles inverses et normales (liées à la ligne du Canavese) et de veines à serpentine. 65 Chapitre 4 Structures de déformation ductile a b c d e f Figure 10.4: a) C183-AFL.28.2.3. Lm 25x n//, "mica-fish" dans un gneiss de Sesia mylonitique (s.v.). b) C244aAFL.54.1.3. Lm 100x nX schiste graphitique mylonitique de la zone du Canavese. On peut observer un niveau de quartz mylonitique à structure en mortier et le niveau micacé cisaillé qui forme des structures S/C. c-d) C244b-AFL.54.1.3.Lm 50x nX, schiste de zone du Canavese. L'image (d) est tournée de 45° par rapport à (c) montrant un niveau de quartz écrasé (c, trais bleus) qui en réalité est déformé de façon plastique et recristallisé en partie au niveau de la structure cristalline (d). e) C245-AFL.54.1.3.Lm 50x nX agrégat de quartz enveloppé par la schistosité mylonitique avec sens de cisaillement dextre (flèches bleues). f) C247-AFL.53.2.4.Lm 25x nX niveau de quartz mylonitique et à structure en mortier dans un micaschiste de la zone du Canavese. 66 Chapitre 4 Structures de déformation ductile 11a 11b 12a 12b Figure 11.4: C248-AFL.56.2.1a), b) Lm 25x nX serpentinite mylonitique à grain très fin. Pareillement à la fig.10.4 c-d ces deux images sont tournées entre eux de 45°. Aussi dans ce cas on peut observer comme la structure géométrique de la roche diffère notablement de la structure cristallographique de la serpentine qui forme des microcristaux fibreux de chrysocale. Figure 12.4: C235a-AFL.49.1.3. Lm 25x n// (a), nX (b), portion de péridotite brèchifiée et traversée par des bandes mylonitiques à grain très fin constituées de talc+serpentine. 4.2 – PLIS Les plis constituent l’autre type de déformation ductile qui affecte profondément la région étudiée. Dans son ensemble le Val Vigezzo-Centovalli est traversé par un grand nombre de plis de générations différentes et aux caractères structuraux distincts. Sur la base de leur orientation spatiale et des caractères structuraux internes nous avons distingué quatre phases de plis qui se succèdent entre eux dans le temps accompagnant la déformation des différentes phases tectoniques qui affectent la région. Les principales caractéristiques de ces plis sont données dans le tableau récapitulatif 1 en annexe tandis que l'orientation spatiale de ces structures est illustrée dans les canevas de Schmidt de la figure 13.4. 67 Chapitre 4 Structures de déformation ductile Figure 13.4: Projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des plans axiaux et des axes des plis de phase PII, PIII et PIV. On peut observer que les trois phases sont presque coaxiales tandis que les plans axiaux ont des orientations différentes. Les plans axiaux de la PII sont réorientés par la PIII. 68 Chapitre 4 Structures de déformation ductile L'analyse des différentes générations de plis a été limitée à celle d'âge alpin qui affectent les roches du socle alpin s.s. et de la zone du Canavese tandis que les plis plus anciens qui affectent le corps de Finero, aux caractères ductiles, de haute température et liés à une histoire beaucoup plus longue et compliquée, n'ont pas été pris en considération; de toute façon ils sont exhaustivement décrits dans le travail de Steck & Tièche (1976). 4.2.1 - Phase 1 (PI) La phase I est antérieure à la formation des mylonites et peut être repérée exclusivement sous forme de plis sans racines, reliques. Elle n'a pas été observée dans la zone du Canavese tandis que dans la zone d'Orselina l'on retrouve les structures les mieux conservées. La PI constitue la plus vieille phase de déformation reconnue sur le terrain, les rapports géométriques et d'intersection montrent clairement qu'elle se développe avant la formation de la schistosité mylonitique. La plupart des structures PI sont effacées par les déformations plus récentes et cette phase a été observée que de façon sporadique dans certains gneiss mylonitiques. Les conditions mauvaises de préservation et le nombre insuffisant de données disponibles n'ont pas permis de comprendre s'il s'agissait d'une ou de plusieurs générations de plis. Donc sous le terme de phase PI on groupe tous les plis plus anciens que la phase mylonitique, même s'ils appartiennent à des générations distinctes. À l'affleurement la PI constitue essentiellement des charnières de pli d'aplatissement et d'écoulement à l'échelle cm-m, avec un style isoclinal et caractérisées par un entraînement intense. L'orientation dans l'espace de ces plis n'est pas significative car elle est complètement parallélisée à la foliation régionale et aux phases de plis plus récentes (PII-PIII). Les meilleurs exemples de ces plis sont observables au NE de Craveggia et au N du Mt. de Dissimo où ils constituent des plis sans racines entourés par la schistosité mylonitique (fig.14.4) Figure 14.4: AFL.41.1.5. Deux images de plis de phase PI de haute température. On peut noter que ces plis sont éradiqués par la déformation et sont entourés par la schistosité mylonitique (traits bleus). 4.2.2 - Phase2 (PII) Les plis de la génération PII sont liés au développement de la phase mylonitique. Il s'agit d'un système de plis à l'échelle dcm-m isoclinaux, anisopaques (semblables), typiques de condition de haute température (faciès amphibolitique). Parfois, où le pic métamorphique a atteint des conditions de plus haut degré, ces plis ont un aspect ptygmatitique et sont associés à des petites portions de roche fondue par anatexie. Ces plis sont syncinématiques par rapport au développement de la Sr et des mylonites en faciès amphibolitique. Les plans axiaux sont parallèles aux surfaces de schistosité de la roche et ont 69 Chapitre 4 Structures de déformation ductile une direction moyenne E-W avec un angle de plongement très raide voire vertical (fig.13.4a). Les axes ont aussi une direction E-W et plongent en moyenne à angle élevé vers le E. L'orientation spatiale actuelle de cette phase ne reflète pas celle d'origine car les plis PII sont réorientés par la phase PIII. La phase PII de toute façon n'est pas très répandue dans les gneiss des nappes alpines s.s. et elle n'a pas du tout été observée dans la zone du Canavese. La schistosité mylonitique représente la schistosité de plan axial de cette phase de plis. Pour cette motivation les plis de la phase PII sont relativement peu répandus, en effet la puissante transposition de la phase mylonitique privilégie le développement de la schistosité, en produisant une réorientation et une recristallisation minéralogique dans la roche tandis que la déformation mécanique qui amène à la formation de ces plis est limitée aux portions plus rigides. En effet ces plis sont bien visibles dans le secteur caractérisé par de forts contrastes de compétence entre les roches; cette déformation affecte les niveaux plus résistants et compétents (fig.15.4a) constitués par des niveaux et/ou des "lacets" quartzo-feldspatiques et par des niveaux amphibolitiques entourés par des gneiss tandis que les parties de roche plus riches en phyllosilicates produisent une réorientation minéralogique complète en développant la Sr. La symétrie dominant est de type "Z", ce fait indique que cette phase développe des plis asymétriques d'entraînement, typiques des zones de cisaillement; la direction de la déformation qui peut être déduite est toujours de type dextre, c'est à dire coïncidant avec le sens de mouvement de la phase mylonitique. Il faut ajouter que localement on a observé des interférences de plis à l'échelle cm qui ont des axes orthogonaux entre eux et des plans axiaux parallèles entre eux (fig.15.4b). Ce fait peut indiquer des variations locales et temporaires du champ de tension ainsi qu'une histoire plus complexe pour cette phase de déformation. a b Figure 15.4: a) AFL.48.1.1, niveaux pegmatitiques concordants, boudinés et déformés par des plis PII à symétrie "Z" et mouvement dextre (flèches bleues) dans un gneiss mylonitique de la zone d'Orselina. b) AFL.36.1.3, niveau à plagioclase+quartz replissé selon deux systèmes de plis isoclinaux coplanaires (flèches blanches), dans une amphibolite de la zone d'Orselina. 70 Chapitre 4 Structures de déformation ductile 4.2.3 - Phase 3 (PIII) La phase PIII à grande échelle donne l'empilement structural actuel de la région étudiée. Elle est responsable du rétrocharriage des nappes et de la verticalisation de la schistosité dans toute la zone des racines, ainsi que de l'orientation spatiale actuelle de toutes les phases et structures plus anciennes. Elle forme des plis très diffus dans toutes les roches de la région à dimensions variables de l'échelle microscopique jusqu'à l'échelle décamétrique, voire régionale. En détail on a distingué deux types de plis PIII caractérisés par le même type et style de déformation mais avec une orientation spatiale différente. Le type IIIa est nettement le plus abondant; les axes sont subhorizontaux et ont une direction moyenne E-W tandis que les plans axiaux ont une direction E-W et plongent à angle élevé vers le N (fig.16.4a-b). Le type IIIb est beaucoup moins répandu, il se caractérise par des axes sub-horizontaux avec direction moyenne N-S et des plans axiaux avec direction E-W plongeants à haut angle vers le W (fig.17.4). Normalement ce type IIIb ne produit pas des véritables plis, mais seulement des crénulations de la roche. a b Figure 16.4: a) AFL.41.1.6, micaschistes et niveaux amphibolitiques de la zone d'Orselina replissés par un pli PIII qui forme une charnière à symétrie "M". b) AFL.26.1.1, gneiss avec niveaux pegmatitiques concordants replissés par un pli PIII qui forme une charnière à symétrie "M". Figure 17.4: AFL.51.1.1, plis parasites de symétrie "S"+"M", produites par la phase IIIb, à axe direct environ N-S. 71 Chapitre 4 Structures de déformation ductile Ces deux types de plis ont été groupés dans la même phase III car ils montrent les mêmes caractéristiques structurales qui indiquent un développement lors de la même période et sous les mêmes conditions métamorphiques. Cependant la PIIIb est réorientée, pareillement à la Sr, par les structures principales de PIIIa; donc la PIIIb doit être plus ancienne que certaines structures de PIIIa. En détail la phase IIIb peut être liée à des changements locaux et temporaires de la direction de la tension régionale qui normalement sont dus à des phénomènes d'accommodement de la déformation ou à l'influence localisée de phases actives dans les régions limitrophes. Dans ce contexte des plis avec des caractères semblables à la PIIIb sont bien développées plus à l'E de la zone étudiée, notamment dans le Val Maggia (Steck, 1998). Le style de la phase III est variable de serré à ouvert, les plis sont de type isopaque, parfois à tendance similaire. Ces plis sont faiblement asymétriques et doucement déjetés ou déversés vers le S-SE. La symétrie prédominant est de type "M" et/ou "W" ce qui indique la formation de structures de plis complets liées à des phénomènes de raccourcissement. Pareillement sur les flancs des plis on retrouve les symétries "S" et "Z" des plis parasites. Les plis PIII replissent toujours la schistosité régionale et apparemment ils ne sont jamais liés au développement d'une nouvelle schistosité. Parfois on peut observer la formation d'une crénulation de plan axial, surtout dans les roches moins compétentes tels que les schistes du Canavese. 18 19 Figure 18.4: AFL.16.1.1. Pli de PIII précoce, de haute température qui plisse la schistosité mylonitique (traits bleus), le plan axial de ce pli est repris par une veine hydrothermale à K-feldspath (traits rouges). Une autre série de veines de deuxième génération, minéralisée à épidote recoupe toute la roche (traits orange). Figure 19.4: AFL.36.1.3. Pli de phase PIII coupé par un système secondaire de failles minéralisées, près d'une zone kakiritique majeure. Occasionnellement on assiste aussi à la formation de plis-failles à mouvement inverse. Ces structures sont vraisemblablement liées à une vitesse de la déformation élevée plutôt qu'à une température faible de la roche car le style des plis est de type similaire et on n'a observé aucune 72 Chapitre 4 Structures de déformation ductile fracturation de la roche suite à la déformation. Donc ces plis-failles se développent sous conditions ductiles pour la plupart des minéraux y compris le quartz (faciès schistes-verts). Le plan de cisaillement qui peut se développer parallèlement au plan axial est normalement une veine minéralisée de type hydrothermal et tout autour la Sr est replissée par la déformation (fig.18.4), témoignant d'une partielle concomitance entre les événements hydrothermaux et le développement de la PIII. De toute façon ces plis sont coupés et déplacés soit par le système de failles minéralisées (fig.19.4) soit par celui des failles à gouge donc leur développement doit être compris entre la formation de ces structures cassantes et la phase mylonitique en faciès schistes-verts. En lame mince (fig.20.4 a-c) les plis analysés montrent clairement que tous les minéraux du faciès amphibolitique et les micas blancs ne recristallisent pas mais sont déformés par cette phase. Seulement la chlorite parfois semble cristalliser ou recristalliser partiellement dans les zones de charnière. La chlorite et le mica blanc sont déformés de façon ductile par cette phase tandis que les grains de quartz et de feldspath ont par contre une réponse plus rigide et ils sont entraînés et cassés en partie. Ces faits peuvent indiquer que la phase PIII se développe au moins en partie en conditions schistes-verts et de manière contemporaine à la formation mylonitique de même degré métamorphique. De toute façon le rubanement et la schistosité mylonitique sont replissés par cette phase de plissement (fig.20.4). Également par rapport à ce qu'on a observé à l'échelle macroscopique ces plis sont coupés par des micro-fissures minéralisées qui réutilisent parfois la zone déformée et fracturée du plan axial comme zone d'expression préférentielle en produisant des structures de plis-failles. À partir des analyses des caractères minéralogiques et structuraux de cette génération de plis on peut donc affirmer que le développement de cette phase s'étale sur une longue période qui voit changer les conditions P-T des roches et en conséquence aussi le style et la géométrie de ces plis. Notamment dans les mêmes lithologies les variations de style, de serré à ouvert, et de semblable à isopaque, indiquent des conditions P-T au fur et à mesure décroissantes. Cette phase est vraiment très répandue dans la zone du Canavese où elle produit des plis et des clivages de crénulation très serrés dans les schistes. En lame mince il est clair que l'abondance de mica blanc qui se déforme et s'oriente très facilement favorise nettement le développement de la PIII dans ce genre de roche (fig.20.4). À l'échelle de la vallée on peut reconnaître trois structures principales liées à la PIII. Vers le S, vis à vis de la ligne de crête qui se passe par Corona dei Pinci – Alpe di Naccio – Pizzo Leone, on peut remarquer la présence d'un anticlinal de phase PIII qui se poursuit sur plusieurs dizaines de kilomètres de façon discontinue. Une partie de cette zone de charnière et le flanc dextre (déversé) de ce pli se situe en dehors des limites de la zone étudiée et se poursuit vers la limite CanaveseZone d'Ivrée. À l'W, entre le fond de la vallée principale et la base du versant S, on peut reconnaître la structure d'un autre pli de phase PIII. Il s'agit d'un grand synforme qui ensuite a été désarticulé et effacé en partie, surtout vers l'E, par la puissante action des zones de faille minéralisées et à gouge qui dans ce secteur ont leur expansion maximale (fig.21.4). C'est aussi probable que cette structure constituait un assemblage de plis/faille majeure où le plan axial du pli était repris par un système de failles minéralisées à angle élevé, avec même orientation du plan axial. Ensuite cette structure ductile/cassante a été coupée par le système à faible angle de failles à gouge. Finalement vers le N un autre antiforme principal se développe en partie en dehors et en partie le long de la marge de la zone étudiée. Dans ce cas c'est le flanc sénestre (normal) qui se situe en dehors des limites de la zone étudiée. En accord avec Knup (1956) l'axe principal de cet antiforme se déroule selon une direction environ E-W par le Pizzo Ruscada – Punta della Forcoletta – Pizzo Formalone. Tout le versant N est intéressé par de nombreux plis à l'échelle m-dm liés a cette phase. La symétrie dominante est de type "M-S" (look E), ce fait indiquant qu'on se trouve sur le flanc dextre (déversé) d'un antiforme majeur. 73 Chapitre 4 a Structures de déformation ductile b c Figure 20.4: a-b) C190d-AFL.36.1.3. Lm 25x n// gneiss de la zone Orselina replissé par PIII. On peut observer la déformation des phyllosilicates, constituée de mica blanc, de biotite altérée et de chlorite. Les grains sont soit d déformé soit cassés et recristallisés en partie. c) C245aAFL.54.1.3. Lm 100x nX, niveau mylonitique constitué de quartz à structure en mortier replissé ensemble au rubanement de la roche par un pli de PIII. d) C245b-AFL.54.1.3. Lm 25x nX schiste du Canavese replissé et crénelé par un pli de PIII à symétrie "M". Figure 21.4: AFL.37.1.3. Structure synforme majeure de PIII, affleurante dans le secteur compris entre les villages de Marone et Verigo, coupée et désarticulée par un système de failles à gouge (traits magenta). 74 Chapitre 4 Structures de déformation ductile La phase III accompagne la déformation liée au rétrocharriage du dôme Lépontin et s'étale sur une longue période, sous conditions P-T rétrogrades comprises entre le faciès schistes-verts et celui à préhnite-pumpellyite. Ces plis de PIII peuvent être associés avec les nombreux plis liés au rétrocharriage des nappes alpines décrites par différents auteurs dans toute la zone des racines (voir § 2"Cadre géologique"). 4.2.4 - Phase 4 (PIV) La phase PIV constitue la dernière phase de déformation de type ductile qui affecte les nappes de cette zone de racines, y compris le corps de Finero. De plus elle marque la transition ductile-cassante de la déformation dans toute la région étudiée. La PIV se développe dans le socle initialement sous forme de plis couchés avec axe horizontal qui, en passant à des conditions plus cassantes, deviennent des plis de type kink-band à dimensions cm-m. Il s'agit toujours de plis relativement froids, isopaques qui évoluent vers des plis-failles et enfin vers des véritables failles. En effet les plans qui forment le système de failles à gouge et les plans axiaux de ces plis ont des orientations identiques. En détail on a distingué deux types de plis PIV caractérisés par la même orientation spatiale mais avec un style de déformation différente. Une première phase IVa est constituée par des plis à axe et plan axial sub-horizontaux et à direction moyenne E-W NE-SW. Les plis sont ouverts ou très ouverts avec un style isopaque (fig.22.4) C'est une phase peu répandue mais distribuée de façon homogène dans la région étudiée qui génère des ondulations légères de la roche. Elle a été observée aussi dans le corps de Finero où elle forme des ondulations douces à l'échelle décamétrique (fig.25.3.1). a Figure 22.4: a) AFL.44.1.6, ondulations de phase PIV à l'échelle décamétrique dans les gneiss d'Antigorio. b) AFL.37.1.2, pli très ouvert de phase PIV à l'échelle décamétrique dans les gneiss Orselina qui replisse la schistosité de la roche (traits bleus). Le triangle rouge en bas à droite est un signal routier b La phase IVb est par contre plus répandue vers l'W mais sa présence décroît notablement vers l'E où elle semble disparaître. Apparemment la PIVb s'étale sur une période de temps plus 75 Chapitre 4 Structures de déformation ductile longue et sous conditions P-T changeantes entre des conditions ductiles ou semi-ductiles et des conditions purement cassantes. Les plis de plus haute température forment des plis coffrés qui évoluent vers de plis de type kink-band. Ce passage (fig.23.4) est caractéristique de ce genre de plis et est illustré et décrit dans la littérature par différents auteurs (Boccaletti & Tortorici, 1987; Price & Cosgrowe, 1990). Figure 23.4: a-b) AFL.51.1.4, rapports d'interférence et de superposition entre les plis PIII (traits oranges) et PIV (traits magenta). La Sr est replissée par ces phases (traits bleus) produisant des structures parasites à géométrie "S" et "Z" incohérentes entre eux. Les plis IV observables dans les deux images sont relativement de haute température car elles produisent une réponse ductile de la roche, notamment dans la figure (b) AFL.47.1.2, on peut observer un plan de cataclase sub-horizontal, comparable à ceux de fig.24.4, formant un plan secondaire de faille à gouge qui désagrège la roche. S Z Les deux plans axiaux conjugués des plis coffrés et des kink-bands ont une direction moyenne E-W NE-SW, avec un plan plongeant de 0-10° vers le N et l'autre plongeant de 20-40° vers le S. Ces plans axiaux évoluent clairement dans un système conjugué de plans de faille à gouge. On peut observer clairement la transformation de plans axiaux de plis IV en véritables plans de gouge (fig.24.4). Des observations des canevas de Schmidt (fig.13.4) ont permis de constater que l’orientation spatiale de ces structures peut être comparée avec une série de plis et de failles qui affectent des brèches péridotitiques, des limons et des sables lacustres (voir § 8"structures et dépôts quaternaires"). Donc dans les deux milieux on constate une déformation caractérisée par une compression maximale subverticale et une extension directe environ NNW-SSE. Bien que ce parallélisme n'est pas une preuve univoque que ces différentes structures ont la même origine, cela mérite de toute façon d'être signalé et il en sera discuté dans le § 9"évolution géodynamique de la région". 76 Chapitre 4 a 25a 25c Structures de déformation ductile b 25b 26 Figure 24.4: a) AFL.55.1.3, kink-band dans le gneiss d'Orselina dans le lit du Melezzo W qui déforment la Sr (traits bleus) b) AFL.37.1.1, kink-band conjugués qui évoluent en deux plans de failles à gouge. La schistosité est crénelée en proximité des plans (traits bleus). Figure 25.4: a) C25-AFL.4.1.1. Lm 100x nX, pli PIII + kink PIV dans un schiste muscovitique. b) C177-AFL.26.1.2. Lm 100x n//, niveaux amphibolitique déformé par des kinks conjugués qui produisent aussi une déformation du réseau cristallin du minéral c) C153b-AFL.20.2.9. Lm 100x nX, kink-bands conjugués qui déforment les macles des plagioclases. Figure 26.4: C3-AFL.1.2.2. Lm 25x nX, évolution dans l'espace d'un pli coffré. Au cœur du pli on observe une zone d'écrasement simple qui vers la gauche évolue vers une kink-band conjuguée. 77 Chapitre 4 Structures de déformation ductile En lame mince on a observé de nombreuses structures de déformations apparemment dérivées de cette phase. Notamment des grains de mica blanc ou d'amphibole (fig.25.4 a-b) sont déformés et replissés par des plis à plans axiaux conjugués tout à fait identiques à ceux qu'on retrouve à l'échelle macroscopique dans les gneiss affleurants. Le plagioclase par contre est déformé par des véritables kink-band qui crénulent énergiquement les macles (fig.25.4c). Le passage ductile-cassant qui caractérise cette phase de déformation a été observé aussi à l'échelle microscopique. Il n'est pas rare de trouver des grains déformés par des plis coffrés où les deux plans axiaux du pli se transforment progressivement en micro-plans de faille conjugués qui coupent et déplacent les minéraux de la roche (fig.26.4). Des plis de type kink-band ont aussi été observés dans certains micro-blocs de péridotite brèchifiée des parties externes du Corps de Finero (fig.27.4) Figure 27.4: C235a-AFL.49.1.3. Lm 25x nX, kink-band conjuguée dans un morceau de brèche péridotitique. On peut observer que la portion fracturée sur la gauche garde une minéralogie primaire à olivine et pyroxène tandis que le bloc déformé par la kink constitue une roche schisteuse à amphibole plus serpentine. Figure 28.4: AFL.51.1.3. Panoramique du rivage gauche du Melezzo W près de Verigo. On peut observer en perspective la variation du pendage des roches. En premier plan on observe des gneiss et amphibolites d'Orselina, mylonitisés en faciès amphibolitique, qui vers le haut sont complètement altérés désarticulés et cataclasés,. On observe aussi un changement de pendage dans la roche cataclasée. D'après l'orientation spatiale de ces structures cette zone cataclastique peut être le résultat d'une déformation kink-band à grande échelle sur laquelle se superpose un plan de faille à gouge (ces structures sont clairement observables le long de l'axe de la vallée plus à l'E) et ensuite est intéressée par des phénomènes de pédogenèse et de fauchage superficiel. La persistance latérale de ces plis est plutôt discrète; en lame mince on a pu clairement observer la dissipation et la disparition de ces plis après une distance modeste (fig.26.4). Semblablement à ce qu'on a observé en lame mince les plis à l'échelle m-dm, affleurants sur le terrain ont également une persistance latérale réduite (fig.23.4). Ce fait est probablement dû aux conditions de surface qui caractérisent la formation de ces plis et qui ne permettent pas le développement d'une déformation pénétrante dans l'espace car les roches froides sont peu sensibles à la déformation. Sous ces conditions la phase PIV produit des accommodements locaux qui décroissent d'intensité et disparaissent après quelques dizaines de mètres. À la différence des phases plus anciennes ces plis ont été observés aussi dans le corps de Finero où ils forment des structures à grande échelle qui déforment doucement la schistosité régionale. Donc à l'échelle régionale ces plis peuvent être considérés comme des ajustements tectoniques locaux qui impliquent des portions réduites de roche. L'extension de ces plis ne peut pas être comparée avec l'extension de plis de PIII qui au contraire forment des structures qui peuvent être suivies pour plusieurs kilomètres. Sur le terrain la distinction entre les structures secondaires (plis parasites) de PIII et de PIV, lorsqu'elles sont géométriquement superposées, n'est pas toujours évidente car un des deux plans 78 Chapitre 4 Structures de déformation ductile axiaux et des axes qui forment le pli coffré PIV a une orientation très semblable de celle des plans axiaux et des axes de la PIII. Dans ces cas, la distinction entre ces deux phases devient très difficile, notamment l'identification est possible que par le développement de structures "S" et "Z" entre elles incohérentes et qui ne peuvent pas être reliées à la même phase de déformation. La transition ductile-cassante est responsable de la formation de fracturations abondantes dans les roches déformées par cette phase PIV. Les plans de schistosité et les contacts lithologiques se comportent comme des plans de glissement différentiel. De plus de nombreuses factures et joints se développent le long des zones de déformation maximale. Le résultat est que la roche intéressée par cette déformation PIV, notamment par des kink-bands à grande échelle, est fracturée et disloquée et à l'affleurement elle peut constituer des zones cataclastiques à faible cohésion interne qui sont altérées, modelées et érodées très facilement par les processus exogènes (fig.28.4). Des plis coffrés, liés à une déformation alpine du Néogène et caractérisées par la même orientation de la PIV sont connues dans la zone d'Ivrée, au S de la zone étudiée. Notamment ils forment le pli coffré à l'échelle hectométrique dans la zone du Mt. Proman (Schmid, 1988, 1993). Ces plis coffrés constituent aussi de nombreuses structures parasites dans les kinzigites et les marbres de la zone d'Ivrée dans la région de Candoglia (Surace, 2001); ces plis sont tout à fait comparables par leur taille, leur style et leur orientation à la PIV. Des structures tout à fait comparables par le style, l'orientation et le champ de stress à celles de la PIV sont aussi décrites dans les stades finaux de l'orogenèse varisque dans les montagnes de l'Erzgebire dans la République Tchèque (Konopàsek et al., 2001). Ces auteurs décrivent le développement de kink-bands conjugués, à axe sub-horizontal, caractéristiques d'un champ de tension avec une compression verticale et une extension directe environ N-S. Ce champ de tension varisque est le même synthétisé par Maurer et al. (1997) pour les stades finaux de l'orogenèse alpine dans les Alpes Centre-Occidentales (voir § 9 et 10). En détail le même champ de tension a été décrite par Steck (1987) dans la région du Simplon et par Steck (1987) et Grujic & Manktelow (1996) dans la région de la Maggia. Le résultat de la superposition et de l'interférence entre ces phases de plis est montrée dans la figure 29.4 où sur un hypothétique niveau de roche montré en perspective, les différentes déformations ductiles de plissement ont été appliquées. Figure 29.4: représentation schématique de l'empilement structurel qui résulte après la superposition des différentes phases de plissement. 79 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées 5- PHÉNOMÈNES HYDROTHERMAUX, DE RÉTROMORPHOSE ET STRUCTURES TECTONIQUES ASSOCIÉES 5.1 – INTRODUCTION La circulation des fluides joue un rôle fondamental dans les processus qui impliquent la croûte terrestre car cette circulation a des effets importants sur le transport de la chaleur et des éléments chimiques (Brady, 1989), sur le développement des phénomènes métamorphiques ou métasomatiques ainsi que sur la formation des dépôts hydrothermaux. De plus la présence ou l'absence de l'eau joue un rôle important dans le développement des séismes et des différents mécanismes par lesquels une roche est déformée (Hubbert & Rubey, 1959). En effet dans les zones de failles, la déformation des roches est réalisée par fracturation liée à une déformation cassante; souvent une circulation hydrothermale permet une déformation par transfert de matière dans les fluides impliquant dissolution sous contrainte et précipitation. Ce mécanisme produit typiquement une déformation lente asismique caractérisée par un comportement plastique de la roche (Chamberlain et al., 2002). Dans la plupart des milieux géologiques alpins, les roches qui affleurent en surface conservent presque inaltérés les caractères et les paragenèses de leur pic métamorphique tandis que le passage vers des conditions au fur et à mesure plus superficielles, pendant la montée des nappes, normalement n'est pas enregistré. Evidemment ce fait est dû à l'absence d'une circulation importante et diffusée des fluides pendant les épisodes de mise à jour qui pourrait démarrer les transformations chimico-minéralogiques dans les roches. L'histoire de la rétromorphose dans la région étudiée est par contre enregistrée en détail et tous les faciès du métamorphisme régional barrowien au-dessous du pic métamorphique sont représentés. Ce mécanisme d'enregistrement se développe grâce à l'activité tectonique continue, suivie d'une circulation de fluides métamorphiques, qui caractérise cette région. L'énergie libérée par ces processus permet l'activation des transformations chimiques et structurales des différentes phases minéralogiques en témoignant du passage de ces roches sous conditions P-T décroissantes jusqu'à des conditions de surface. Par conséquent dans les roches de la zone étudiée on peut observer la superposition des faciès de degré métamorphique plus faible sur celles de plus haut degré. Donc l'existence d'importants et de nombreux phénomènes de transformation minéralogique de la roche de type hydrothermal, rétrograde et d'hydratation nous permettent de reconstruire les étapes de l'exhumation de cette partie de la zone des racines, à la différence de la plupart des autres secteurs des Alpes. Il faut noter en effet que les principaux phénomènes géologiques des Alpes étudiés dans la littérature concernent des transformations progrades d'enfouissement et de déshydratation tandis que les processus inverses sont décrits beaucoup plus rarement. Sur ce sujet il faut signaler le travail de Lucchini (2002) où sont décrits les principaux caractères minéralogiques, structuraux et géochimiques des fissures alpines des Alpes Centrales. L'étude de la cinématique, de la géochimie et de la thermodynamique des fluides est un facteur fondamental pour la compréhension des processus hydrothermaux dans un environnement métamorphique. De toute façon ce type d'analyse est en dehors des buts de cette thèse et nous avons resserré l'étude des phénomènes hydrothermaux à la description des caractères minéralogiques, tectoniques et macrostructuraux de terrain, négligeant la partie strictement analytique qui pourra être éventuellement entreprise dans des travaux ultérieurs. De même manière la reconstruction de la géométrie et du type de circuit hydrothermal nécessite une étude détaillée de la perméabilité du système de fracturation dans un contexte tectonique cassant; cette sorte d'étude est toujours très compliquée et parfois aux résultats incertains et pour ces motifs a été abandonnée. Cependant on peut faire quelques considérations plus générales pour mieux encadrer cet événement hydrothermal dans le cadre de l'évolution géodynamique de la région. 80 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Normalement, en conditions de métamorphisme prograde, par exemple pendant une phase de subduction de croûte continentale, l'on assiste au développement de toute une série de réactions de déshydratation des minéraux qui produisent des quantités variables de fluides métamorphiques. Ces fluides peuvent être piégés en profondeur ou peuvent circuler le long des systèmes de fracturation de la roche. L'interaction entre la pression lithostatique et celle hydrostatique influencent l'évolution et la circulation de ces fluides qui peuvent remonter à la surface et peuvent être à l'origine des phénomènes de lessivage et de précipitation dans les roches traversées, en formant ce qu'habituellement on appelle dépôts hydrothermaux (Walther & Wood, 1984). La même situation peut être générée aussi par la présence de fluides juvéniles, de provenance mantellique ou crustale profonde, qui se séparent des roches fondues par anatexie et remontent vers des niveaux crustaux au fur et à mesure plus superficiels. Evidemment la zone étudiée n'est concernée par aucun de ces deux cas; comment déjà indiqué précédemment, les phénomènes hydrothermaux qui s'y développent ne sont pas associés à des conditions métamorphiques progrades ni à des intrusions magmatiques en mesure de créer des volumes importants de fluides juvéniles. Les phénomènes étudiés sont par contre liés à une rétromorphose qui produit des transformations à l'intérieur des roches grâce à une activité tectonique constante et à la circulation profonde de fluides au moins en partie d'origine météorique (Chamberlain et al., 2002). À ce propos une étude succincte sur les isotopes stables des minéraux de ces roches (voir § 7"isotopes stables et circulation des eaux") et la comparaison avec l'adjacent système hydrothermal, toujours actif, de la région de Bagni di Craveggia (Pastorelli 1999), nous indiquent que le système hydrothermal fossile qui affleure dans le Val Vigezzo-Centovalli est lié à l'infiltration d'eaux météoriques de surfaces à des niveaux crustaux profonds. Ces eaux ensuite se mélangent avec les fluides métamorphiques piégés dans les minéraux ou dans les roches en formant des fluides à compositions isotopiques intermédiaires. L'infiltration des eaux est rendue possible grâce au développement d'un réseau de failles et de fractures lié aux mouvements tectoniques transtensifs qui intéressent cette région entre une période de temps compris environ entre 20 et 10 Ma (voir § 9"évolution géodynamique"). Cette période est en accord avec les âges des minéralisations des fissures alpines proposée par Lucchini (2002) qui fournit un âge du début de la fissuration vers 18-20 Ma. La plupart des phénomènes hydrothermaux et de rétromorphose étudiés affectent toutes les unités affleurantes dans la région. Même si l'intensité de ces phénomènes hydrothermaux est très variable sur les différents endroits, leur plus importante diffusion se produit dans les nappes alpines s.s. tandis que la zone du Canavese et le corps de Finero sont en partie épargnés et la plupart des phénomènes hydrothermaux qui affectent ces deux unités sont de faible intensité. De toute façon on peut déduire que la position structurale réciproque occupée par ces nappes pendant le déroulement de cette phase hydrothermale devrait déjà être très semblable à celle actuelle car toutes les unités ont été affectées par les mêmes structures de déformations et les mêmes processus géodynamiques. Dans les chapitres suivants seront décrites les différentes structures géologiques observables sur le terrain, liés à la circulation de fluides hydrothermaux et aux phénomènes de rétromorphose associés. Ces processus sont responsables d'un côté d'une forte altération et minéralisation de la roche, de l'autre côté ils favorisent le développement de zones de failles caractérisées par des minéralisations hydrothermales importantes. Les structures métasomatiques, de minéralisation, de rétromorphose et les failles minéralisées qui affectent les roches de la région sont sans doute génétiquement liées entre eux, cependant les évidences de terrain montrent des variations remarquables par rapport à leur expansion différente, leur pénétrativité et leurs rapports géométriques réciproques dans les endroits différents, indiquant que ces structures ne sont pas forcement toujours associées et que leur développement dépend aussi des facteurs rhéologiques locaux. C'est pour cela qu'on propose une description des différents aspects géologiques liés à l'hydrothermalisme sur la base des différences et des caractéristiques observées sur le terrain, bien qu'à grande échelle ces structures puissent être regroupées à l'intérieur d'un seul phénomène 81 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées géologique complexe, répandu de façon différente dans l'espace et dans le temps. Finalement une partie de ce chapitre sera dédiée aussi à la description et à la caractérisation pétrographique des minéralisations hydrothermales qui cristallisent dans les fissures, dans les veines et dans les zones de faille. 5.2 - RÉTROMORPHOSE EN FACIÈS SCHISTES-VERTS Les premiers phénomènes de rétrogression métamorphique observés sur le terrain produisent un rééquilibrage en faciès schistes-verts des roches métamorphosées en faciès amphibolitique. Ce phénomène est lié soit à la formation de niveaux mylonitiques en faciès schistes verts soit à une simple transformation des minéraux en déséquilibre (fig.1.5). Figure 1.5: C54-AFL.5.1.1 Lm 25x n//, gneiss d'Orselina rétrocédé en faciès schistes-verts. On peu observer la formation de chlorite et opaques aux dépenses de la biotite et l'argilisation, à couleur brunâtre, des feldspaths. On peu aussi observer une minéralisation à épidote (traits bleus) qui de façon discontinue coupe la roche et les minéraux déjà rétrocédés et altérés. L'étude des lames minces des roches gneissiques et des micaschistes met en évidence les transformations minéralogiques principales suivantes: la biotite est substituée partiellement ou complètement par un assemblage de chlorite+opaques; le feldspath potassique forme des taches d'altération brunâtres, constituées d'agrégats séricitiques argileux; le plagioclase de même manière forme des altérations de type saussuritique; le grenat est partiellement substitué par des microagrégats de chlorite; la sillimanite et la fibrolite sont substituées par des agrégats de type séricitique. À côté l'on assiste à la néoformation de cristaux de chlorite, du mica blanc et secondairement d'épidote. Dans les amphibolites on observe la saussuritisation du plagioclase, la formation de la chlorite aux dépenses de la hornblende et la formation d'abondante épidote à composition variable. 5.3 - BANDES RÉTROMORPHOSÉES EN FACIÈS SCHISTES-VERTS (BSV) Parallèlement aux phénomènes classiques de rétromorphose qu'on vient de décrire, sur terrain on a pu observer ce qu'on a appelé des "bandes de rétromorphose schistes-verts" (BSV). Ces bandes sont le résultat d'un processus de transformation minéralogique qui est répandu dans toutes les unités de la région à exception de la zone du Canavese et du corps de Finero et qui affecte toutes les lithologies, des gneiss aux roches basiques. À l'affleurement les BSV constituent deux systèmes conjugués de bandes à géométrie planaire, à épaisseur variable de mm à dcm et persistance de quelques mètres. Le système le plus développé et répandu est constitué de deux ou trois séries de 82 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées bandes qui se croisent à faible angle, se caractérisant par une direction moyenne N-S (B1-B3, fig.2.5) et par un angle de plongement subvertical. L'autre système (B4), moins répandu, est constitué de deux bandes conjuguées avec un pendage très raide et une direction moyenne WNWESE, environ parallèle à la direction de la schistosité régionale. Dans l'ensemble ces structures ont une orientation spatiale tout à fait comparable avec celle des systèmes de veines et de failles minéralisées (voir après) et leur formation peut être associée au même régime de tension tectonique. Sur terrain la mise en évidence de ces bandes est produite soit par un changement de la couleur par rapport à la roche environnante (fig.4.5) soit par des phénomènes d'érosion différentielle qui mettent en relief les bandes par rapport au reste de la roche (fig.3.5). Au niveau macroscopique on peut observer l'absence complète de veines, de minéralisations ou d'autres structures discordantes qui coupent la roche. Les minéraux sont traversés par ces structures sans subir aucune déformation ou transformation apparente. C'est à dire qu'au niveau macroscopique on s'aperçoit de la présence de ces bandes que par l'effet chromatique et de relief qu'elles donnent en traversant la roche. 2 a 3 b Figure 2.5: Projection des directions des plans des BSV. On peut observer que chaque famille(B1 à B4) montre des variations de l'orientation spatiale évaluables en 15-30°. Ces variations sont dues à des changements régionaux de l'orientation spatiale moyenne de ces structures. Figure 3.5: AFL.11.1.1. BSV dans les gneiss d'Orselina qui constituent des structures en relief par rapport au gneiss entourant. On peut observer les bandes horizontales, parallèles à la Sr qui forment le système E-W et les bandes verticales qui forment le système N-S. Figure 4.5: a) AFL.7.1.2. BSV dans un gneiss d'Antigorio. b) AFL.20.2.2. BSV dans un gneiss Mt. Rose. Dans les deux images on peut noter l'éclaircissement du gneiss suit à la formation des BSV. 83 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées L'analyse microscopique en lame mince par contre met clairement en évidence comme la bande diffère de la roche environnante vraiment par une rétromorphose minéralogique de la roche même, avec une conséquente substitution pseudomorphe de chlorite à la place de la biotite, une séricitisation et une altération du feldspath et du plagioclase (fig.5.5) et une altération de l'amphibole dans les roches basiques (fig.6.5). 5a 5b 6a 6b Figure 5.5: a) C174-AFL.26.1.1; b) C.RioPila-AFL.8.1.3. Lm 25x n//, BSV dans les gneiss d'Orselina. Le trais verts délimitent le passage faciès amphibolitiqueÆ faciès schistes-verts (BSV) qui produit la transformation de la biotite (rouge) en chlorite (vert clair) et l'altération des feldspaths qui se caractérisent par un aspect taché et terreux. Figure 6.5: C152-AFL.20.2.5. Lm 25x n// (a), nX (b), BSV dans un métagabbro de la zone Piémontaise. Le trait vert délimite le passage vers le haut faciès amphibolitiqueÆ faciès schistes-verts (BSV) qui produit l'altération des plagioclases et des pyroxènes. Le long de la zone de passage on observe la formation de minéraux opaques. Dans son ensemble la portion de gneiss comprise à l'intérieur d'une bande schistes-verts paraît enrichie en éléments quartzo-feldspatiques et appauvrie en phyllosilicates. Il faut remarquer de toute façon l'absence presque complète de veines ou fissures minéralisés à l'intérieur de ces bandes. Apparemment ce processus se développe en complète absence de déformation soit ductile soit cassante, aucun minéral n'étant coupé ou déplacé. La circulation des fluides doit s'être produite 84 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées au moins en partie par une microfracturation intragranulaire tandis que les fissures continues (discrètes) sont rares ou absentes. Probablement les conditions thermiques pendant le développement de ces BSV étaient suffisamment élevées pour permettre un comportement rhéologique distinct des espèces minéralogiques différentes; de cette manière la roche n'a pas eu un comportement homogène cassant mais plutôt plastique-cassant et la fissuration doit s'être développée de préférence le long des contacts entre les grains. De même manière les fluides doivent s'être propagés latéralement avec un processus de diffusion intragranulaire comme témoigne l'absence d'un contact net, mais plutôt d'un passage nuancé entre la roche en faciès amphibolite et la BSV. Parfois au sein de ces bandes on peut apercevoir des systèmes de microfractures maintenant refermés complètement qui peuvent avoir été à l'origine du passage des fluides qui ont ensuite provoqué l'altération de la roche et la formation de ces niveaux de rétromorphose sur des épaisseurs variables. Dans ce cas on peut supposer que la formation de la bande soit liée à un mécanisme initial de fissuration de type "crack-seal" (Ramsay & Huber, 1987) c'est à dire de microfracturation et injection de fluides sur plusieurs étapes mais associées à une diffusion latérale des fluides par diffusion intragranulaire en absence de déformation. Ce processus est plus clairement répandu dans d'autres structures associées à la circulation hydrothermale et qui sont décrites dans le § 5.5"bandes de recristallisation isominéralogique" La détermination de la perte au feu (L.O.I. %, fig.7.5), c'est à dire de la teneur approximative en H2O, effectuée sur des morceaux de roche échantillonnés à l'extérieur et à l'intérieur de ces bandes, montre sans doute que la formation de la BSV produit une hydratation de la roche suite au passage des fluides dans ces microfractures. La variation moyenne du L.O.I. entre la même roche en faciès amphibolite et schistes-verts correspond de façon approximative à la différence en teneur d'eau entre les biotites (~4%), les amphiboles (~2%) de la roche en faciès amphibolite et les chlorites (~12%) des BSV. Quelques analyses XRF sur roche totale (fig.8.5), exécutées à l'intérieur et à l'extérieur de la bande ont été effectuées pour évaluer les variations de la concentration des éléments chimiques. Les données XRF ont été représentées sur des diagrammes binaires en échelle logarithmique en utilisant la méthode des isocones (Baumgartner & Olsen, 1995). Ces diagrammes permettent d'évaluer le transport de masse des éléments chimiques différents, entre une roche mère (faciès amphibolite) et son homologue altéré (BSV). Les résultats montrent que les points analytiques tombent moyennement le long de la droite isocone (fig.8.5) et donc il n'y a pas des variations importantes de la concentration des éléments chimiques entre les deux roches. Ce fait indique l'absence de phénomènes métasomatiques importants entre ces deux portions de roches et donc les transformations minéralogiques, à part l'augmentation du teneur d'eau, sont essentiellement de type isochimique. Figure 7.5: diagramme du L.O.I.% exprimé sur quatre échantillons BSV (en vert) et des roches équivalentes en faciès amphibolitique (en bleu). Les valeurs de L.O.I.% plus élevés dans les échantillons BSV montrent une hydratation de la roche au sein de ces structures. (APC=gneiss Antigorio Pioda di Crana; ORS=gneiss Orselina). 85 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b Figure 8.5: a) variations des éléments majeurs sur roche totale entre les portions BSV (axe "y") et les roches équivalentes en faciès amphibolitique (axe "x"). b) variations des éléments en traces sur roche totale entre les portions BSV (axe "y") et les roches équivalentes en faciès amphibolitique (axe "x"). 86 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées On note tout de même que dans le gneiss BSV on a un faible enrichissement en K2O et Cr2O3 et une diminution du CaO faible. Dans les BSV des roches basiques par contre on observe des augmentations toujours très faibles du teneur en Fe2O3, MgO, K2O et Na2O. Parmi les éléments en trace on peut observer une augmentation faible de la teneur en Cr, Ni et Pb ainsi que des négligeables variations, qui ne sont pas constantes dans tous les échantillons analysés, des teneurs en Th, U et Zn. Vu le nombre limité d'analyses de ces roches il faut remarquer que les petites variations aléatoires de la concentration des différents éléments chimiques peuvent être causées simplement par une variation locale de composition des roches analysées. De toute façon une partie de ces éléments mobilisés dans la roche peuvent être à l'origine de la recristallisation en veines de certains minéraux pendant la phase hydrothermale. 5.4 - KAKIRITES ET CANAUX HYDROTHERMAUX Dans la région étudiée les kakirites et les canaux hydrothermaux constituent l'évidence macroscopique, observable à l’affleurement, de l'événement hydrothermal. Le terme "kakirite" fut introduit pour la première fois par Quensel & Holnquist (1916) pour définir des roches cataclastiques sans structures orientées. Grubermann & Niggli (1924) considéraient les kakirites comme un équivalent des brèches de faille mais avec une cohésion interne faible. Heitzmann (1985) donne la définition moderne de kakirites qui sont définies comme des roches cataclastiques à faible cohésion, caractérisée par un dense réseau de plans de cisaillements et surfaces de translation, avec un grain très variable, de grossier à très fin. Les kakirites des Centovalli furent décrites par Zawadynski (1952) Knup (1958) comme des roches cataclastiques, minéralisées, blanchies et à grain moyennement grossier. Zawadynski (1952) sur la base des caractères minéralogiques et structuraux definit plusieur générations de kakirites. L'étude macroscopique et microscopique de ces roches nous permet de donner une description en détail de la genèse, des caractéristiques et de la signification géologique de ces roches, valable au moins pour le secteur étudié. 5.4.1 – Orientation spatiale et caractères structuraux générales Dans le Val Vigezzo-Centovalli les kakirites (fig.9.5 a-g) forment des corps d'épaisseur variable de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres avec une extension qui peut atteindre des dimensions hectométriques voire kilométriques (kakirites de la route cantonale; de Moneto-Pian del Barch; du Mt. Mater; de la Testa du Val Verzasco). Ces structures, à l'instar des BSV, des veines et des failles hydrothermales, se développent selon une direction moyenne E-W associée à des plans conjugués directs environ N-S. L'extension et la puissance maximale de ce système coïncident avec l'axe du fond de la vallée entre les villages de Dissimo (Val Vigezzo) et de Salmina (Centovalli). À l'E et à l'W de ces villages la kakiritisation des roches perd rapidement de sa pénétrabilité et devient plus difficilement reconnaissable; cependant on peut reconnaître certains branches latérales de kakirite avec une orientation NNE-SSW et NNW-SSE qui se développent près des localités de Rancaldina (fig.9.5a), de la Rovina, du Mt Mater, du Mt. Comino (fig.9.5f) et dans le val Verzasco (fig.9.5b) où elles se développent en association à des plans de faille minéralisés. Le caractère le plus évident de ces zones de kakirites est la forte altération minéralogique qui produit un blanchissement ou une argilisation de la roche, selon les lithotypes impliqués (fig.10.5 ab). Le blanchissement est un processus qui touche essentiellement les portions riches en éléments quartzo-feldspatiques c'est à dire certains types de gneiss et les niveaux aplitico-pegmatitiques. La roche est intensément fracturée en morceaux de dimension cm-dcm qui restent compactes et ne montrent pas nécessairement un déplacement réciproque (comme un pare-brise d'une voiture cassé par des coups de marteau). Les fractures sont remplies par des minéralisations hydrothermales qui cimentent les fragments lithiques de la kakirite. Le blanchissement de la roche est du à l'altération 87 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées des minéraux quartzo-feldspatiques ainsi qu'au lessivage des phyllosilicates, des amphiboles et d'autres minéraux accessoires. Les portions affleurantes exposées aux agents atmosphériques produisent une typique poudre blanche (annexe 1a, C21) sur les surfaces de fracturation à composition quartzo-feldspatique qui a pour résultat la désagrégation des différents morceaux de la kakirite. Dans les portions fraîches, observées suite à la mise à jour de nouveaux affleurements, pendant des travaux de maintenance des routes, cette forme d'altération est très réduite ou absente et la roche kakiritique garde une bonne cohésion et compaction interne. a b c Figure 9.5: a) Panoramique des kakirites près de Rancaldina, mises à jour suite à des éboulements de surface dans un ravin qui ont emporté la couverture éluvio-colluviale. b) AFL.7.2.3, kakirites dans une zone de faille du Val Verzasco, où on peut observer la brèchification de la roche. c) AFL.21.1.1, kakirites de Verdasio, on peut noter la roche complètement altérée et argilisée, coupée ensuite par des failles à gouge à faible angle (traits magenta). 88 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées d e f g Figure 9.5 (suite): d) AFL.26.1.3, kakirite de Verdasio. Le trait orange délimite la zone de circulation préférentielle des fluides dans le canal hydrothermal. On peut aussi noter l'altération différente des portions micacées (aspect brun terreux) et celles quartzo-feldspatiques (blanches). e) AFL.20.2.8, kakirites de Palagnedra dans laquelle est reconnaissable une pegmatite discordante altérée par la kakiritisation, toute la roche étant imprégnée par un réseau de fissures minéralisées. f) AFL.21.1.2. kakirites du Mt. Comino, le gneiss d'Antigorio est complètement cataclasé, désagrégé et traversé par des réseaux de veinules à épidote. g) AFL.4.2.2, kakirite blanche de la route cantonale. Dans ces cas l'altération et le métasomatisme très puissants ont effacé presque complètement les structures originelles du gneiss d'Orselina. 89 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Le passage des fluides produit donc un fort lessivage de la roche qui peut être associé aussi à une cristallisation des phases minéralogiques dans les fissures de la kakirite. L'on assiste à la formation d'un réseau complexe de veinules et fissures minéralisées à quartz, feldspaths et zéolites qui cimentent les morceaux de kakirite. Les niveaux micaschisteux et amphibolitiques par contre subissent une altération qui conduit à l'argilisation et à l'oxydation des minéraux comme les phyllosilicates, les amphiboles, les aluminosilicates; à l'affleurement la roche se désagrége en prenant un aspect terreux (fig.10.5a). a Figure 10.5: AFL.26.1.3, a) détail des kakirites de Verdasio (fig.9.5d) montrant le différent type d'altération qui se produit dans le gneiss (argilisé) et dans les niveaux pegmatitiques (brèchifiés). Le carré noir indique le détail présenté dans b) montrant le réseau de fissures minéralisées qui imprègne et cataclase le niveau pegmatitique. b Les kakirites dans lesquelles on a un lessivage puissant, associé à une intense minéralisation peuvent être définies aussi comme "canaux hydrothermaux" incluant dans ce terme une signification génétique. En effet ces zones de forte altération et de nombreuses minéralisations sont le produit de l'activité des fluides hydrothermaux qui ont marqué leur passage. Dans plusieurs secteurs on a pu observer que ces zones de kakirites sont entourées sur les côtés par des discontinuités constituées de failles, de joints ou de changements lithologiques, au-delà desquels les transformations produites par le passage des fluides décroissent de façon plus ou moins soudaine (fig.11.5 a-b). De cette manière ces discontinuités délimitent des zones de circulation préférentielle des fluides qui peuvent être assimilées à des canaux souterrains au sein de la roche qui se sont développés en suivant les secteurs d'intense fracturation, les zones de faille, les contacts tectoniques et les contacts 90 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées lithologiques favorables à la fissuration (par ex. les contacts entre pegmatites discordantes et les gneiss). a b Figure 11.5: AFL.43.1.2. a) canal hydrothermal près de Moneto. La zone de circulation de fluides est délimitée par deux plans de diaclase subverticaux. b) détail de la fig. (a) où on peut noter la portion de canal hydrothermal imprégné par un réseau de veines minéralisées, absentes dans la portion non kakiritique, à gauche du trait orange. 5.4.2 – Caractères microscopiques L'observation en lame mince montre certaines transformations dans la roche, notamment des phénomènes de lessivage, et de métasomatisme importants se produisent dans ces zones de kakiritisation. Dans les roches gneissiques (fig.12.5) on peut observer un lessivage des phyllosilicates qui deviennent très rares par rapport à la roche saine en faciès amphibolite correspondante. La chlorite est normalement préservée, bien que souvent elle soit altérée ou recristallisée en association avec des opaques. La muscovite est toujours absente tandis que la biotite est transformée dans un mica rouge oxydée aux caractères optiques compatibles avec de l'oxybiotite ou du stilpnomelane. Les feldspaths sont caractérisés par une couler brune tachetée et ils sont complètement altérés, argilifiés et transformés dans un agrégat séricitique bien cristallisé. Seul le quartz apparemment n'est pas transformé. Dans les roches basiques (fig.13.5) le plagioclase est aussi argilifié et altéré en saussurite tandis que la chlorite et l'amphibole sont altérées et oxydées formant des halos rouges-jaunâtres, constitués probablement de produits limonitiques et d'oxydes. Malgré l'altération intense, l'ancienne texture de la roche est préservée, notamment la Sr et les rubanements métamorphiques; la roche peut être imprégnée par des veinules minéralisées ou par des systèmes de fracturation parallèles aux surfaces de schistosité et constitués de produit d'altération cryptocristallins de couleur brune foncée (oxydes, argiles). 91 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Figure 12.5: a) C57-AFL.6.2.3, gneiss kakiritique caractérisés par la présence d'un mica rouge oxydé qui se développe en parti aux dépenses des anciennes chlorites et biotites. Le feldspath a une typique altération séricitique. b) C47-AFL.5.1.2, gneiss kakiritique caractérisé par le lessivage des phyllosilicates et par la formation d'agrégats bruns argileux. Figure 13.5: C36-AFL.4.2.3. Lm 50x(a), 100x(b) n//. Niveaux amphibolitiques kakiritiques caractérisés par l'oxydation et l'altération des amphiboles et de la chlorite qui forment des grains et des taches jaunâtres et ferrugineuses. 5.4.3 – Observations générales Les kakirites (ou mieux, les canaux hydrothermaux) et les veines minéralisées (§ 5.6 "Veines minéralisées s.s.") forment donc les deux évidences principales du système de circulation de fluides qui se développe dans la région. Les kakirites représentent l'évidence macroscopique des phénomènes d'altération et de lessivage de cette phase hydrothermale tandis que les veines constituent la partie macro et microscopique liée essentiellement au dépôt et à la cristallisation de nouvelles phases minéralogiques dans les fissures de la roche. Du moment que la circulation des fluides se produit de préférence le long des discontinuités tectoniques et qu'une altération de la roche réduit ses propriétés rhéologiques favorisant à son tour le développement des zones de faille, les kakirites sont normalement associées à l'évolution des failles minéralisées. On peut donc affirmer que dans le secteur étudié le développement des kakirites est lié à la présence d'une tectonique cassante active. Cependant une faille minéralisée peut 92 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées développer une zone de kakirites mais les kakirites ne sont pas nécessairement des zones de failles. En effet à l'intérieur des nombreux corps kakiritiques des structures anciennes sont encore souvent reconnaissables et, bien qu'elles soient fortement altérées, ne sont pas déformées. Notamment dans des kakirites on a encore pu reconnaître des vieux filons pegmatitiques boudinés par la phase mylonitique (fig.10.5a), des xénolites de roches de la zone d’Orselina à l'intérieur d'une pegmatite discordante (fig.14.5a), et des fantômes de plis de phase III à l'échelle métrique (fig.14.5b). a Figure 14.5: AFL.4.2.1. Kakirite de la route cantonale, impliquant des gneiss d'Orselina. a) détail d'un niveau d'amphibolite, boudiné par la phase mylonitique, immergés dans un gneiss minéralisé et métasomatisé (kakirite). b) panoramique de la roche kakiritique où est encore reconnaissable un fantôme de plis PIII (trait bleu) mis en évidence par le plissement d'un niveau d'amphibolite sombre. b Les kakirites se caractérisent, pareillement à la plupart des roches cataclastiques, par des propriétés géomécaniques très défavorables et ces roches, issues d'une déformation tectonique cassante influencent fortement la réalisation des ouvrages anthropiques. Notamment les caractères minéralogiques et granulométriques influencent notablement le comportement et la résistance mécaniques de ces roches (Bürgi, 1999). Les phénomènes d'instabilité des versants et les phénomènes catastrophiques d'éboulement et d'effondrement, pendant les épisodes de précipitation intense, peuvent être donc directement liés à la présence de grands corps et lentilles de kakirites dispersées dans les différentes unités affleurantes dans la région du Val Vigezzo–Centovalli. La perméabilité de ces roches peut être aussi le siège d'infiltration d'eaux de surface et des phénomènes d'érosion et de lessivage peuvent être à l'origine de mouvements gravitatifs profonds, le long des versants de la vallée. 5.5 - BANDES DE RECRISTALLISATION ISOMINÉRALOGIQUE (VEINES "CRACK-SEALS") Les bandes de recristallisation isominéralogique sont des structures secondaires liées au développement des phénomènes hydrothermaux s.s. Ces structures sont appréciables exclusivement au microscope tandis qu'au niveau macroscopique elles paraissent comme des simples zones d'altération et de minéralisation de la roche. 93 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b c Figure 15.5: Bandes de recristallisation isominéralogique. C19-AFL.2.2.4 a) Lm 50x n//, b) Lm 50x nX, dans ces deux images une bande traverse un gneiss à amphibole précédemment rétrocédé et altéré dans le faciès schistes-verts. Au sein de la bande on peut observer la disparition de l'altération séricitique, beige, du feldspath. En même temps l'image à nX montre comme la structure cristallographique des minéraux et les limites entre les grains restent inaltérées. c): Lm 100x n// détail d'un grain d'hornblende qui montre les structures typiques des crack-seals avec la recristallisation de l'amphibole au sein de la bande avec une direction de croissance perpendiculaire à la bande même. Dans le feldspath adjacent sont bien visibles la disparition des microtaches d'altération séricitique et la recristallisation du feldspath complètement inaltéré. Ces microstructures sont constituées de systèmes de veinules à épaisseur millimétrique ou inférieure, orientées perpendiculairement ou à un angle élevé par rapport à la Sr. Elles ont une direction tout à fait comparable avec celle des BSV et de la plupart des veines s.s.. Ces bandes de recristallisation forment des structures complexes, anastomosées avec une persistance latérale de quelques centimètres à quelques décimètres. Elles ont été observées toujours dans les roches déjà rétromorphosées en faciès schistes-verts dans lesquelles les minéraux d'origine montrent les altérations caractéristiques décrites dans le paragraphe précédent. Donc ces structures doivent être plus récentes par rapport aux BSV et à la rétromorphose en faciès schistes-verts de la région. Probablement elles représentent une étape de l'évolution du système de circulation des fluides hydrothermaux. Le type de déchirure et de déformation mécanique qui se produit dans les minéraux à l'intérieur de la veine indique clairement le caractère extensif de ces structures (fig15.5c) qui se forment par un mécanisme typique de "crack-seal" (Ramsay & Huber, 1987), caractérisé par une ouverture progressive et en plusieurs étapes d'une microfissure. La particularité de ces veines de "crack–seal" est la cristallisation dans la fissure d'une même phase en continuité minéralogique et cristallographique avec le minéral dans la roche encaissante. Le résultat est la recristallisation isominéralogique des minéraux à l'intérieur des veinules qui sont à l'équilibre avec les nouvelles conditions P-T. Au contraire les mêmes minéraux à l'extérieur de la veine gardent tous leurs caractères d'altération (fig.15.5 a-b). L'absence de déplacement entre les deux parties de roche, 94 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées coupées par ces veines, indique que ces structures ne sont pas directement associées à des mouvements de cisaillement. Ces structures ont été observées dans les zones périphériques des circuits hydrothermaux où la puissance des phénomènes de lessivage, d'altération et de dépôt développés dans la roche n'est pas suffisante pour effacer la fabrique et la texture de la roche d'origine. 5.6 - VEINES MINÉRALISÉES S.S. Les veines minéralisées sont l'expression principale du phénomène de dépôt hydrothermal et se montrent sous une grande variété de structures et compositions minéralogiques. Elles sont répandues dans toutes les unités de la région en affectant soit l'unité de Finero soit la zone du Canavese. La minéralogie et la géothermométrie de ces veines nous indiquent que cette phase hydrothermale est active pendant une longue période qui voit des remarquables variations des conditions P-T et par conséquent de la géométrie et des caractères de ces veines. De plus, pareillement aux kakirites, le développement de cette phase n'est pas homogène dans toute la zone étudiée. Les veines hydrothermales constituent soit des plans isolés (fig.16.5 a-c) soit des systèmes conjugués (fig.17.5) plongeant à angle élevé et avec une direction moyenne environ N-S, perpendiculaire à l'axe principal de la vallée. De cette direction moyenne peuvent se développer des branches, avec une orientation environ E-W, qui est parallèle à celle des zones de kakirites. On peut dire que l'alignement géométrique de ces veines suit celui imposé par les systèmes de failles et de kakirites qui se développent en même temps que l'événement hydrothermal. À grands traits les veines hydrothermales sont donc organisées dans un système de plans orientés environ N-S et un système de plans orientés environ E-W; les rapports entre ces deux systèmes sont d'intersection réciproque ce qui indique que ces structures sont entre elles contemporaines. Chaque veine normalement a une géométrie irrégulière, une persistance latérale variable de quelques centimètres à quelques mètres et une épaisseur que rarement dépasse quelques centimètres. Font exception certaines veines isolées qui peuvent atteindre une longueur de plusieurs mètres et une épaisseur du remplissage de plusieurs décimètres (fig.16.5c). Les systèmes de veines minéralisées, là où la circulation des fluides est plus puissante, forment des zones au sein desquelles la roche est altérée, metasomatisée et imprégnée complètement de minéralisations, en donnant origine à ce qu'on a appelé des canaux hydrothermaux ou des kakirites. Dans ce secteur la géométrie des veines est très variable et irrégulière. Normalement elles forment des structures anastomosées qui produisent des zones minéralisées qui peuvent s'élargir ou se réduire soudainement de façon en apparence aléatoire, imposé en réalité par les différentes conditions rhéologiques de la roche encaissante ou par la présence de zones particulièrement fracturées, très favorables à la circulation des fluides. Dans les secteurs où la phase hydrothermale est moins "puissante" les veines peuvent former des plans nets, réguliers, parfois conjugués, toujours caractérisés par une altération faible ou absente de la roche encaissante (fig.17.5). Parfois les veines sont caractérisées par un déplacement relatif des compartiments de roches affectés par la minéralisation, avec des mouvements de type normal ou extensif. Dans ce cas les veines minéralisées sont à considérer comme des plans de faille minéralisés qui forment des systèmes conjugués nets, espacés, avec sens et direction de mouvement bien reconnaissables (voir § 5.7"failles minéralisées"). 95 Chapitre 5 a Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées b Figure 16.5: a) AFL.55.1.2, veine minéralisée bimodale constituée d'une partie sombre à chlorite prévalent et une partie claire à composition quartzo-feldspatique, dans une kakirite (Melezzo W). b) AFL.13.1.2, réseau anastomosé de veines à feldspaths imprégnant un gneiss d'Orselina. c) AFL.14.3.6, veine à quartz-feldspaths d'épaisseur variable cm-dcm, qui se développe le long d'une zone de charnière de plis PIII qui pli la Sr (traits noirs). Figure 17.5: AFL.24.1.3. système conjugué de veines minéralisées à K-feldspath caractérisées par des mouvements de type "horst-graben". c 96 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées D'un point de vue chronologique, sur la base des données structurales de terrain, confirmés par les données géothermométriques, on peut distinguer au moins deux générations de veines. Une première génération est constituée essentiellement de chlorite pure avec parfois des faibles quantités d'épidote et de quartz (fig.42.5). Il s'agit de veines à épaisseur mm-cm, orientées selon un système avec direction E-W et un système avec orientation N-S qui ne produisent aucune altération ou halos métasomatiques dans la roche encaissante. Les chlorites de ces veines cristallisent à des températures comprises entre 450-350°C° (voir § 5.10"géothermométrie"). Les veines de la deuxième génération sont associées à l'événement hydrothermal principal et se caractérisent pour une hétérogénéité structurale et minéralogique. Les chlorites de ces veines cristallisent à des températures plus baisses, environ de 300-200 C°(voir § 5.10"géothermométrie"). D'un point de vue des associations minéralogiques dans cette deuxième génération de fissures minéralisées on retrouve soit des veines monominérales soit des veines à composition mixte. Dans les veines polyminérales on peut observer deux formes différentes de cristallisation des minéraux: en certains cas on observe une ouverture progressive de la veine depuis son cœur qui produit une cristallisation symétrique des phases classiques, avec les plus anciennes aux bords et les plus récentes au cœur (fig.41.5a). Dans les autres cas on a une ségrégation minéralogique qui produit une cristallisation asymétrique; les minéraux les plus lourds et (apparemment) chronologiquement les plus anciens se forment sur un seul côté de la veine tandis que l'expansion de la veine et la cristallisation d'autres phases se produit sur le côté opposé, une sorte de tuyau qui se remplit au fur et à mesure de phases minéralogiques jusqu'à sa complète obturation (fig.41.5b). La variation des conditions P-T est aussi enregistrée par la variation et la réduction progressive du grain des minéraux des veines. Au fur et à mesure qu'on se rapproche des conditions de surface les minéralisations deviennent de plus en plus microcristallines avec une tendance amorphe et la distinction des phases minéralogiques avec des moyens optiques devient impossible. En même temps le réseau de veines devient plus cassant en produisant une véritable cataclase de la roche tandis que l'épaisseur, la taille et la persistance latérale de ces veines se réduisent drastiquement. 5.7 - FAILLES MINÉRALISÉES Les failles minéralisées constituent la première expression d'une déformation strictement cassante qui affecte les roches de la région étudiée. Le développement des systèmes de failles est strictement lié à la circulation des fluides et en effet cette phase se développe au moins en partie en même temps que les phénomènes hydrothermaux. Cependant les évidences d'une réactivation récente de ces failles minéralisée sont de toute façon nombreuses. L'expression morphologique, pétrographique et structurale du système de failles minéralisées est très variable en fonction de plusieurs facteurs. Les failles minéralisées, selon le type de roche affectée, leur degré d'altération et leurs caractères rhéologiques internes peuvent développer une grande variété de roches de failles différentes. De plus les variations de la circulation des fluides dans l'espace et dans le temps influencent le développement ou l'inhibition de différentes structures tectoniques. Ce système de faille minéralisé donc est constitué par toute une série de roches et structures de faille tels que des cataclasites, des brèches, des kakirites, des pseudotachylites et des simples plans de failles qui représentent les différentes évidences dans l'espace et dans le temps du même phénomène tectonique Dans les paragraphes suivants seront décrites les caractères structuraux, pétrographiques macro et microscopiques de ces failles minéralisées en considérant en détail toutes ces différentes évidences de terrain 97 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées 5.7.1 – Orientation spatiale et caractères structuraux générales D'un point de vue structural le système de failles minéralisées est constitué par trois familles de plans, définis par les mêmes caractères minéralogiques et structuraux mais caractérisés par des orientations spatiales différentes. Ces familles de plans se croisent entre eux en formant un réseau de failles qui affecte de façon homogène toutes les nappes affleurantes. La famille de plans la plus importante (fig.18.5 a-b)4 se caractérise par une direction moyenne E-W, un angle de plongement très raide, voire vertical et un sens de mouvement de type dextre. Les deux autres familles de plans constituent un système de failles conjuguées, caractérisé par des mouvements normaux et transtensifs dextres qui produisent des structures à géométrie de type dômes et bassins (fig.19.5 ab). Les deux familles de plans conjugués ont une direction moyenne respectivement NE-SW et NW-SE et se caractérisent toujours par des angles de plongement très raide voire verticaux. a b Figure 18.5: a) AFL.31.1.2, zone de faille minéralisée d'épaisseur plurimétrique qui affecte des gneiss d'Orselina produisant une cataclase de la roche. b) AFL.43.1.3, zone de faille de Rancaldina. La roche est cataclasée et imprégnée de minéralisations sur une épaisseur décamétrique. L'orientation de ces plans est illustrée dans les canevas de Schmidt (fig.20.5a) où l'on peut noter une variabilité importante de l'orientation ponctuelle de ces plans, si considérés dans leur ensemble; en effet cette orientation n'est pas constante sur toute la zone étudiée mais peut changer d'un secteur à l'autre en dépendance de la variation du champ de tension, des variations des mouvements et des différentes roches de failles et minéralisations qui se développent (qui se sont produites à des périodes différentes). Notamment, dans la figure 20.5 a-b, on peut observer que les projections des failles minéralisées et des failles cataclastiques ont une orientation très variable dans l'espace tandis que si l'on observe seulement les brèches de failles on remarque une orientation plus 4 D'autres images de ces zones de failles sont montrées dans le § 6"failles à gouge". 98 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées constante directe NW-SE et ENE WSW. Les canevas qui montrent les mesures regroupées selon les différentes directions de mouvement de ces failles se caractérisent par des orientations plus constantes. En effet les failles décrochantes (fig20.5b) ont une orientation plutôt variables qui réfléchit celle de l'ensemble des failles minéralisées Si l'on observe par contre séparément les failles décrochantes dextres et les failles décrochantes sénestres (fig.20.5) elles ont respectivement une direction moyenne NW-SE ENE-WSW et NW-SE E-W. Les failles normales ont une direction moyenne N-S et E-W tandis que les failles plus récentes, non minéralisées, ont une direction moyenne NE-SW et NNW-SSE. Finalement si l'on considère les plans de faille d'un point de vue de la composition chimique des minéralisations (fig.20.5b) on peut observer les variations de l'orientation spatiale entre les failles minéralisées à chlorite, à épidote et à feldspath. Ces variations sont liées à des variations locales dans l'espace et dans le temps du champ de tension régionale et les différentes espèces minéralogiques peuvent représenter différentes étapes de l'évolution du système tectonique. a b Figure 19.5: Systèmes de failles minéralisées à K-feldspath (a, AFL.23.1.4) plus épidote (b, AFL.53.1.1) caractérisées par des mouvements extensifs de type "horst-graben". a) vue en plan. b) vue en section verticale. Numériquement la famille de failles minéralisées orientées E-W est peu représentée, cependant elle constitue les structures de plus grandes dimensions et de majeure persistance spatiale. En effet la formation de cette famille de failles est souvent associée au développement d'importantes zones kakiritiques qui représentent l'expression principale de la circulation de fluides minéralisateurs pendant l'événement hydrothermal. Très souvent les zones de failles majeures, à direction E-W, sont reprises et recoupées par les systèmes de failles à gouge tandis que les failles conjuguées, à direction NE-SW NW-SE, sont épargnées par cette superposition et sont normalement mieux préservées. Dans son ensemble l'orientation spatiale de ce système transtensif est presque coïncidente avec celle du système des BSV et les deux peuvent être considérés comme le produit du même régime de tension tectonique mais développé sous conditions thermiques et dans un temps différents. Le système des failles minéralisées apparemment est active pendant et après le développement de la phase hydrothermale, sous conditions P-T qui évoluent vers des conditions de surface et qui influencent les caractères minéralogiques et structuraux dans les différents stades de l'évolution de ces failles. En effet l'analyse de terrain et de laboratoire a montré parmi ces zones de faille des variations importantes de leurs caractères distinctifs. Les processus hydrothermaux associés à la circulation des fluides jouent un rôle fondamental en influençant directement le type d'expression minéralogique et structurale de ces systèmes de failles; pendant le plein développement du phénomène hydrothermal les caractères des failles minéralisées changent surtout au sein des zones kakiritiques et des zones d'abondante circulation des fluides. 99 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a Figure 20.5a: Projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des différents plans de failles minéralisées constituées par des cataclasites, des brèches et des plans minéralisés s.s.. On propose aussi les projections des failles minéralisées décrochantes dextres, sénestres et des failles normales (voir fig.20.5b) 100 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Figure 20.5b: Projection sur canevas de Schmidt (hémisphère inf.) des plans de failles minéralisées, avec mouvement décrochant, normal (voir aussi fig.20.5a). Les trois derniers canevas montent l'orientation des plans de failles et des veines minéralisées, caractérisées par le même type de remplissage monominéral (chlorite, épidote et feldspath). 101 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées De toute façon l'ensemble des caractères minéralogiques de ces failles est strictement lié à la circulation des fluides hydrothermaux qui influencent aussi le développement des veines et des kakirites5. Cependant les failles minéralisées diffèrent des phénomènes strictement hydrothermaux par certains caractères liés à la déformation, au déplacement et à la tectonisation des roches impliquées et qui seront décrits ci-dessous. À grand traits, d'après leur expression minéralogique-structurale observable sur le terrain, on peut distinguer deux types de failles minéralisées: un premier type forme des zones de faille épaisses (ZF) tandis que l'autre est constitué par de véritables plans de faille minéralisés (PF). Cette distinction a été appliquée pour mieux décrire les caractères de ce système tectonique; en réalité sur le terrain on peut souvent reconnaître des structures aux caractères intermédiaires entre ces deux types de faille. Le type (ZF) bien que moins diffusé constitue les systèmes de failles minéralisés principaux tandis que le type (PF) constitue normalement des systèmes de failles secondaires. 5.7.2 - Zones de failles épaisses (ZF) Les (ZF) sont le produit de l'interaction entre le développement des phénomènes hydrothermaux et une tectonique cassante active. Ces zones de faille sont constituées par des failles minéralisées, notamment de la famille E-W décrochante dextre, qui se développent en association aux kakirites et aux canaux de circulation hydrothermale principaux. Cette interaction permet le développement de zones tectoniques de grande taille, caractérisées par une épaisseur dcm-dm et une persistance hectométrique, voire kilométrique1. À l'affleurement les structures principales formées par ces zones tectoniques cassantes ont une extension dans l'espace qui coïncide avec les trois grands systèmes de failles à gouge qui affectent la région et qui sont décrits dans la partie "faille à gouge". Au sein de ces zones (ZF) les roches métamorphiques originaires sont complètement fracturées, broyés, imprégnées par de fluides métasomatiques et minéralisateurs sur des épaisseurs de plusieurs mètres ou dizaines de mètres (fig.21.5) et sur des longueurs de dizaines voire centaines de mètres. Les structures métamorphiques tels que la schistosité, le rubanement et les plis sont effacés complètement et c'est très difficile de reconnaître les roches originelles et de les attribuer aux différentes nappes. Figure 21.5: a) AFL.39.1.3, zone de faille de Dissimo. On peut observer une zone de faille minéralisée qui est ensuite recoupée par une faille à gouge à faible angle (trait magenta). Cette dernière forme un mur de faille constituée par l'ancienne zone de faille minéralisée et un toit constitué de roche saine. b) AFL.20.2.7, zone de faille de Bordei, on peut observer un grand miroir de faille minéralisée à épidote et chlorite et la cataclase et l'altération de la roche aux alentours. 5 Pour une description d'une bonne partie des caractères minéralogiques, structuraux et thermodynamiques de ces zones de faille on renvoi le lecteur au § 5.8"minéralogie". 102 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Les roches de failles qui se forment sont constituées de brèches, de kakirites et de cataclasites (fig.22.5); ces roches sont normalement cimentées, microcristallines, homogènes, apparemment anisotropes, à couleurs variables blanc-beige vert clair et à composition moyennement quartzo-feldspathique. Au sein de ces zones (ZF) les remplissages des veines et des plans de faille peuvent atteindre 10-15 cm d'épaisseur, à l'affleurement ils apparaissent comme des plans constitués, semblablement aux roches de faille, de brèches minéralisées, cimentés à couleur variable blanc, brun, vert, selon la composition minéralogique (fig.23.5). L'action de ces failles minéralisées broie et déracine, depuis les parois, la roche encaissante qui ensuite est englobée et transportée par les fluides circulants dans les fractures. Généralement les veines et les fissures minéralisées qui imprègnent ces roches tectonisées ont une orientation qui suit les plans de fracturation secondaires des failles, témoignant de l'action contemporaine des fluides hydrothermaux et des failles minéralisées. b a c Figure 22.5: a) AFL.5.1.1, brèche de faille cimentée, constituée de gneiss et d'amphibolites de la zone d'Orselina (faille d'Intragna). b) AFL.7.2.3, plan de faille minéralisée dans une zone de faille majeure qui produit une altération, un broyage et une cataclase complète de la roche. c) AFL.51.1.2, roche de faille brèchifiée (Melezzo W) au sein de laquelle est encore reconnaissable un niveau pegmatitique. Figure 23.5: AFL.14.3.6. Détail de la minéralisation d'un plan de faille 21 minéralisé. On peut noter une texture typique d'une brèche cimentée avec des grains anguleux immergés dans une matrice constituée d'une minéralisation hydrothermale à feldspath+quartz. 103 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Ces épaisses zones de faille (ZF) sont plus rares mais également développés parmi les plans à direction NE-SW ou NW-SE; à ce propos il faut rappeler la grande faille minéralisée du Mt. Mater (direction NNW-SSE), celle de la Rovina (direction NW-SE), celle du Mt. Comino (direction NW-SE et NNE-SSW) et les systèmes de failles affleurantes dans le Val Verzasco (direction moyenne NNE-SSW; NW-SE). Dans ces failles l'orientation favorable par rapport à la plus récente déformation des failles à gouge permet une meilleure préservation des structures. Notamment la zone de faille du Mt. Mater (fig.24.5), montre une zonation minéralogique asymétrique caractéristique qui s'étale sur quelques centaines de mètres dans le gneiss d'Antigorio; se rapprochant de la zone de faille depuis l'W les gneiss sont affectés par des systèmes de fissures minéralisés au fur et à mesure plus pénétrants, constitués d'abord de chlorite, ensuite d'épidote et feldspath et finalement, à proximité du plan de faille, de systèmes anastomosés à composition mixte qui produisent une cataclase et une désarticulation de la roche. a Figure 24.5: Panoramique de la zone de faille du Mt. Mater. Toute la zone de faille se caractérise par la formation d'éboulements et écoulements superficiels. Le cadre de détail montre l'altération et la fine cataclase de la roche au sein de la zone de faille (vue depuis la ligne de crête). Figure 25.5: a-b) Structures de failles à éventail ou à fleur (a, AFL.11.1.2) et irrégulière (b, AFL.29.1.9), dans une roche complètement altérée et metasomatisée. b 104 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Au sein de certaines zones de faille (ZF), préférablement en présence de contrastes de compétence (ex: gneiss-amphibolites), se développent des structures de déformation caractéristiques (fig.25.5). Elles sont formées par une portion rigide coupée en blocs structurés en éventail, à fleur ou irrégulier, immergés dans une roche complètement altérée et metasomatisée à comportement plastique. Ces structures sont typiques des zones de cisaillements où les portions rigides comprises entre deux plans de cisaillement ductile forment une séquence de blocs rigides désarticulés et déplacés le long de plans de faille secondaires synthétiques qui peuvent être comparés à des fractures de Riedel. 5.7.3 - Plans de faille minéralisés La formation des structures qu'on a défini comme des plans de faille minéralisés (PF) est reliée à des secteurs où la phase hydrothermale n'était pas très pénétrante. Ces conditions peuvent se réaliser là où les secteurs impliqués par des plans minéralisés sont loin des canaux principaux de circulation de fluides minéralisateurs ou lorsque le développement de ces plans est relégué aux stades initiaux et/ou finaux de l'évènement hydrothermal. Ces types de failles (PF) sont constitués normalement d'un plan minéralisé isolé, normalement d'épaisseur mm-cm et de persistance m-dm qui ne produit pas une brèchification ou un metasomatisme importante de la roche encaissante. Normalement sont observables des phénomènes faibles de cataclase et de fracturation, toujours restreints à proximité du plan de faille. Les mouvements relatifs se produisent que le long du plan et les deux compartiments de faille se déplacent simplement comme deux blocs rigides le long d'un plan de glissement relatif (fig.26.5). Dans ces secteurs c'est évident que l'influence des phénomènes hydrothermaux est beaucoup moins intense et les anciennes structures strictement métamorphiques des roches encaissantes sont préservées. a b Figure 26.5: a) AFL.20.2.9, plan de faille minéralisé à épaisseur métrique dans les roches d'Orselina, près de Dissimo. b) AFL.20.2.8, plan de faille minéralisé qui produit une cataclase et une altération de la roche entourant sur une épaisseur décimétrique. 105 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Les plans de faille (PF) plus anciens liés aux stades précoces de l'événement hydrothermal sont liés à des conditions de plus haute température et se caractérisent par un comportement ductilecassant. En effet, à côté d'un déplacement différentiel des compartiments de la faille, la roche impliquée se déforme aussi de façon plastique, produisant des plans de cisaillement ductile-cassant parfois associés à la formation de sigmoïdes extensifs. Lorsque ces plans se développent sur des anciens plans axiaux de plis, des structures de type plis-failles peuvent se développer (voir § 4.2.3"phase III"). Dans ces systèmes la déformation paraît contemporaine à la cristallisation des minéraux dans les fissures, en effet soit la fissure soit les minéraux au sein ne sont pas déformés tandis que les compartiments de roche sont déplacés par ces plans minéralisés. Ces failles produisent toujours des plans très nets avec un remplissage minéralisé à grain fin mais toujours bien cristallisé. Parmi les minéraux qui cristallisent dans ces plans on a pu observer de la chlorite, du feldspath et de l'épidote tandis que les minéraux de plus faible température sont absents. Les plans de faille (PF) qui se développent dans les stades finaux de l'événement hydrothermal, dans les secteurs loin de l'influence de la circulation principale des fluides, forment des plans minéralisés caractérisés par un comportement exclusivement cassant. Dans ces cas on observe un simple déplacement différentiel des compartiments de la faille avec une cataclase faible de la roche aux alentours. a b Figure 27.5: a-b) AFL.14.1.1, AFL.14.1.3, stries de failles développées sur des anciens plans de faille minéralisés. Les stries sont orientées environ N-S et plongent vers le N avec un angle faible. Les deux images sont orientées dans l'espace de façon symétrique. Figure 28.5: projection sur canevas de Schmidt des stries de failles minéralisées. 106 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Les plans les plus récents finalement montrent une activation ou une réactivation du mouvement le long des fissures minéralisées. Les systèmes conjugués sont réactivés par des mouvements postérieurs à la cristallisation des minéraux dans les fissures tandis que de nouveaux plans non minéralisés peuvent se former dans la roche saine. En tous cas ces mouvements récents se développent de préférence sur les vieux plans de faille où évidemment la déformation peut être déchargée plus facilement, par contre les plans non minéralisés néoformés sont plutôt comparables à des fissures avec mouvement. L'on assiste donc au développement de miroirs de faille au sein des plans minéralisés ainsi qu'au développement, sur les minéralisations, de stries de faille (fig.27.5, 28.5) dont le sens de mouvement est de type décrochant dextre, normale ou une composition des deux (mouvements transtensifs). De nombreux systèmes secondaires de fissuration tardive affectent la région étudiée; ils sont constitués par des fissures d'extension qui produisent des sigmoïdes extensionnels en échelon de taille mm-cm minéralisés à chlorite ou à feldspath et laumontite. Les sigmoïdes sont rangés principalement dans un système en échelon dextre (fig.29.5) bien que deux systèmes d'échelons conjugués, alternativement de type dextre et sénestre ont été parfois observés. L'orientation spatiale de ces structures est comparable avec celle du système conjugué de failles minéralisées. Des analyses géothermométriques (voir § 5.10"géothermométrie") sur les chlorites de ces structures ont donné des valeurs de T °C plus faibles par rapport à la plupart des phénomènes minéralisateurs. Donc sur la base des caractères minéralogiques et structuraux on peut considérer ces sigmoïdes d'extension comme l'expression tardive du système de failles minéralisées. a b Figure 29.5: a) AFL.37.1.2, sigmoïdes d'extension en échelon dextre, minéralisés à chlorite avec halo de lessivage. b) AFL.37.1.3, sigmoïdes d'extension, minéralisés à épidote+K-feldspath. 107 Chapitre 5 a Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées b Figure 30.5: a) près de AFL.7.4.5, ravin du val Verzasco constitué par une zone de faille minéralisée caractérisée par des mouvements transtensifs (flèches oranges) b) AFL.7.3.4, détail d'une zone de faille minéralisée du val Verzasco où l'on peut noter le développement d'un système de clivage cassant, très pénétrant, qui est parallèle à la zone de faille. Le val Verzasco constitue l'endroit idéal où observer le développement des failles minéralisées et leur réactivation récente. Dans ce secteur presque chaque ravin fluvial s'établit sur une zone de faille minéralisée préexistante (fig.30.5). Les minéralisations classiques sont à épidote, zéolites et feldspath; les nombreuses évidences d'une réactivation tectonique récente sont montrées par les plusieurs générations de stries sur les miroirs, par la présence de marches non équilibrées par l'érosion et par des évidences de mouvements de surface très cassants qui se superposent aux anciennes structures tectoniques cassantes. Les mouvements sont toujours de type direct et décrochant dextre comme il peut être établi par les stries et les marches de faille ainsi que directement par la direction de déplacement observable sur certains miroirs de faille. Dans ce secteur on a observé aussi une puissante zone de faille directe environ E-W minéralisées à zéolites (fig.31.5) qui forme une épaisse brèche de faille cimentée par des cristaux de laumontite de dimensions mm-cm. Les indicateurs cinématiques et le rejet du miroir de faille indiquent toujours un mouvement de type transtensif. 108 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées 30 Figure 31.5: AFL.7.4.5. Zone de faille minéralisée du val Verzasco. Le plan de faille est constitué d'une brèche minéralisée à laumontite. Le mouvement de la zone de faille est de type transtensif (flèches orange). Figure 32.5: AFL.29.1.6. Failles minéralisée à orientation E-W, coïncidant avec le système de failles à gouge. Le cadre de détail montre la minéralisation du plan de faille constituée d'un agrégat brèchifié et oxydé à chlorite, épidote et sulfures. 29 Une partie des failles minéralisées récentes a une orientation tout à fait comparable à celle de plans de faille à gouge (fig.32.5) qui se développent après la phase hydrothermale, ce fait peut indiquer une variation du champ de tension qui se produit à la fin de la phase hydrothermale et qui arrête le développement du système tectonique des failles minéralisées. 5.7.4 - Analyse microstructurale L'analyse en lame mince a permis d'acquérir d'autres donnés sur les caractères microstructuraux de ces roches de faille qui notamment différent de ceux observés dans les systèmes strictement hydrothermaux. En réalité les minéralisations des plans de faille isolés (PF) montrent en général des caractères minéralogiques-structurales proches à ceux des veines minéralisées du système hydrothermal (voir § 5.8"minéralogie"), plus rarement ces plans (PF) forment des minéralisations à texture comparable à celle des brèches cimentées qui caractérisent les (ZF). Par contre les roches de failles et les minéralisations qui se forment au sein des zones de failles majeures (ZF) ont toujours l'aspect d'une brèche tectonique ou d'une cataclasite, minéralisée et cimentée. En lame mince les minéralisations de ces zones de failles sont normalement hypocristallines et la roche a un aspect de microbrèche (fig.33.5 a-f). Les éléments de la microbrèche sont constitués par des grains ou des agrégats corrodés et très déformes à composition quartzo-feldspatique, les phyllosilicates et les autres minéraux sont normalement absents, lessivés par la circulation de fluides. Occasionnellement on peut observer quelques grains de biotite ou de chlorite, oxydés et altérés complètement, à couleur rouge-brique et à biréfringence anormale. Les grains et les fragments de roche sont déformés, écrasés et broyés par l'action des failles, rarement ils sont anguleux, le plus souvent ils sont arrondis (fig.33.5). 109 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b c d e f Figure 33.5: a-b) C56a-AFL.6.2.3. Lm 25x n// (a), nX (b), zone de contact entre un gneiss Mt Rose et un plan de faille minéralisé. c) C145b-AFL.19.1.1. Lm 25x n//, minéralisation de faille aux caractères bimodales. La partie supérieure est plus fine et riche en matrice tandis que celle inférieure englobe nombreux micro-blocs de roche. d) C145aAFL.19.1.1. Lm 25x n//, minéralisation de plan de faille où sont reconnaissables des micro-blocs de gneiss, éradiqués de la roche originelle, constitués de quartz et de biotite altérée. e) C155-AFL.21.1.2. Lm 25x n//, variations de composition de la matrice dans une minéralisation de faille. f) C132-AFL.17.1.1. Lm 25x n//, minéralisation de faille complexe avec des niveaux minéralisés qui se superposent à une pseudotachylite et à une faille minéralisée plus ancienne. 110 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Les minéraux même de taille très petite ont une extinction ondulée ou sont cassés et brisés. Parmi les fragments on peut encore reconnaître des agrégats de quartz mylonitique ou des agrégats à amphibole complètement oxydé et altéré qui témoignent de l'origine de ces roches de failles (fig.33.5b; 34.5). Pareillement à ce qu'on peut observer à l'affleurement, certaines brèches ont des compositions bimodales, avec des portions à caractères minéralogiques et structuraux différents. Les passages entre les différents types de roche de faille peuvent être soit nets soit nuancés; dans ce dernier cas la roche se caractérise par des portions irrégulières et chaotiques avec des caractères micro-structuraux différents liés parfois à des phénomènes de réactivation après des périodes d'inactivité tectonique momentanée. Le ciment de ces brèches de faille est plutôt variable en ce qui concerne les caractères structuraux et sa composition minéralogique. Dans le secteur de circulation très intense des fluides de plus haute température le ciment est souvent microcristallin mais bien cristallisé. Il est constitué de grains de taille 0.01-0.05 mm à faible biréfringence constitués de quartz-feldspath ou d'un agrégat séricitique à haute biréfringence (fig.34.5). Parfois on peut noter des structures de flux semblables à celles qu'on observe normalement dans des roches filoniennes. a b Figure 34.5: C65-AFL.7.2.3. Lm 50x n// (a), nX (b). Brèche de faille minéralisée constituée par des grains de quartz déformés et mylonitiques et par une matrice à grains très fins à haute biréfringence, constituée d'un agrégat de type séricitique. Autre fois le ciment est hypocristallin voire amorphe, les rares cristaux ont un diamètre <0.01mm, la couleur est variable de brun-rouge brique à vert clair-blanchâtre selon sa composition. Les observations en lame mince (fig.35.5 a-f) et les analyses RXD (annexe 1a) ont permis de distinguer différents minéraux constituants la matrice. Dans ces cas le ciment est constitué d'épidote, quartz, feldspath, préhnite, laumontite et chlorite. À la différence de ces minéraux la laumontite est le seul minéral constituant la matrice de ces brèches qui cristallise à plus grande taille (fig.47.5). Ceci peut être du au fait que les stades finaux des phénomènes hydrothermaux tombent en plein dans le champ de stabilité de la laumontite qui donc peur former des beaux et "grand" cristaux peuvent atteindre des dimensions millimétriques. Les spectres RX ont aussi montré un bruit de fond toujours remarquable ainsi qu'une déformation de la ligne basale (fluorescence) témoignant de la présence dans le ciment de matière amorphe, vitrifiée ou hypocristalline 111 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b c d e f Figure 35.5: a-b) C123-AFL.14.2.5. Lm 50x n//(a) nX(b), minéralisation de faille constituée d'un ciment microcristallin et traversée par une minéralisation plus foncée hypocristalline. c-d) C188a-AFL.29.1.4. Lm 50x n// (c), nX(d), brèche de faille constituée par des grains de quartz déformé et mylonitique et une matrice noire (nX) hypocristalline, e-f) C188c-AFL.29.1.4. Lm 50x n// (e), nX(f), zone de contact entre une roche de faille à quartz mylonitique et une brèche de faille minéralisée à matrice hypocristalline-amorphe. Parallèlement au plan de contact se développe une veine minéralisée à préhnite. 112 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Au niveau microscopique, observant les rapports d'intersection et la composition des fragments des roches de faille et des minéralisations qui constituent les épaisses zones kakiritiques (ZF), on peut reconnaître plusieurs générations de brèches et de veines minéralisées qui se coupent entre eux. Notamment dans les fissures minéralisées on a observé des fragments constitués euxmêmes par des brèches évidemment plus anciennes. Ce fait indique une évolution en plusieurs étapes de ces structures tectoniques avec des phénomènes de réactivation qui impliquent des structures plus anciennes mais liées à la même phase tectonique. 5.7.5 –Pseudotachylites Ces roches de faille sont répandues dans toute la région étudiée, leur distinction sur le terrain est cependant très difficile à cause de leur extension de surface réduite, du manque des affleurements et de leur implication dans les zones de faille qui cachent et détruisent leurs caractères distinctifs. Souvent en effet on s'est aperçu de l'existence d'une pseudotachylite, seulement après une observation en lame mince tandis qu'à l'œil nu elle était méconnaissable. Pour cette motivation la présence de pseudotachylites peut être sous-estimée par rapport aux observations de terrain et aux indications de la carte géologique. À l'affleurement la présence de pseudotachylites affectant une roche saine est vraiment très rare; normalement les pseudotachylites constituent des typiques taches noirâtres, parfois brunes, oxydées, souvent altérées et désarticulées par les phénomènes hydrothermaux et par la déformation produite par les failles minéralisées. a b Figure 36.5: C243c-AFL.54.1.1. Lm 50x n// (a), nX(b) pseudotachylite faiblement cristalline avec inclusions de quartz brèchifiée par une faille minéralisée. Dans la pseudotachylite on peut noter des niveaux fins noirs, complètement amorphes. L'étude en lame mince des fissures et des failles minéralisées a montre l'existence au moins de deux générations de pseudotachylites La première génération de pseudotachylites constitue des fragments d'anciennes brèches de failles dispersées dans une brèche de faille minéralisées, plus récente. Ces fragments de brèches sont souvent constitués d'une espèce de pseudotachylite caractérisée par une matrice hypocristalline-amorphe de couleur brune au sein de laquelle sont dispersés des petits grains arrondis de quartz, parfois orientés. Ces fragments sont coupés, déplacés et dispersés dans une brèche hydrothermale, normalement microcristalline (fig.36.5 a-b). Une deuxième génération de pseudotachylites classiques, à matrice vitreuse noire, isotrope, se développe en association à ces zones de faille (fig.37.5). Normalement ces pseudotachylites se forment en proximité ou même au sein des plans de faille (PF) mais toujours loin des structures 113 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées hydrothermales majeures (ZF). En effet les pseudotachylites se produisent normalement dans des roches anhydres tandis que leur formation est inhibée voir bloquée par la présence de fluides qui au contraire favorisent la déformation, la recristallisation dynamique et réduisent la friction entre les compartiments de roche. La présence de fluides peut aussi défavoriser une augmentation de la température qui n'est pas suffisante pour vitrifier la roche. Pour cette raison on peut considérer les brèches hypocristallines-amorphes qu'on retrouve dans ces failles minéralisées comme le correspondant, sous conditions hydratées, des véritables pseudotachylites qui se développent à l'extérieur de ces zones sous conditions anhydres. a c b d Figure 37.5: a) C168a-AFL.24.1.5. Lm 50x n//, zone de contact entre une pseudotachylite (noire) et un gneiss altéré et brèchifié (brun). Au milieu s'interpose un niveau (blanc) de brèche de faille minéralisée. b) C168b-AFL.24.1.5. Lm 50x n//, minéralisation de faille bimodale avec une portion constituée d'une pseudotachylite et l'autre d'une brèche de faille avec une plage de chlorite en gerbe. c) C188b-AFL:29.1.4. Lm 50x n/, pseudotachylite s.s. brèchifiée au sein d'un plan de faille minéralisé. d) C188b-AFL:29.1.4. Lm 50x n//, pseudotachylite brèchifiée avec un grain de biotite (éradiqué de la roche d'origine) complètement altéré et oxydé. Des pseudotachylites ont été rarement observées aussi dans le corps de Finero, où elles forment la matrice amorphe des brèches tectoniques à éléments de métagabbros; certaines de ces roches constituent aussi des blocs des brèches péridotitiques (fig.9.3.4a). Cependant les données à notre disposition ne permettent pas de comprendre si ces pseudotachylites sont liés à la même phase 114 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées de déformation qui affecte les nappes alpines s.s. ou sont plus anciens. À ce propos Steck & Thièche (1976) décrivent des pseudotachylites d'âge préalpin dans le massif de Finero. Donc la corrélation entre les pseudotachylites de Finero et celles des nappes alpines n'est pas immédiate et cet aspect n'a pas pu être approfondi davantage. 5.7.6 - Les failles minéralisées dans le corps de Finero Le système de failles minéralisées, pareillement aux phénomènes hydrothermaux, fut vraisemblablement actif aussi dans le massif de Finero. Dans les roches péridotitiques se forment des plans minéralisés à serpentine, talc, chlorite et amphibole, caractérisés par les mêmes types de mouvements de failles qui affectent le socle gneissique. Dans son ensemble ce système de failles minéralisées produit la brèchification de la plupart de la marge externe du massif de Finero (fig.64.3.3). La brèche de faille qui affleure dans cette marge externe est constituée soit de portions péridotitiques altérées soit de portions complètement serpentinisées et minéralisées (fig.38.5 a-b). Dans le corps de Finero il est clair que la serpentinisation de la péridotite est liée à la formation de veines hydrothermales à serpentine qui altèrent les minéraux de la roche encaissante aux alentours tandis que plus loin de ces phénomènes les minéraux primaires, bien qu'altérés et fracturés sont conservés. Sur le terrain, au sein des roches de faille du corps de Finero, l'on retrouve des blocs de métagabbros, plus ou moins altérés, des fragments d'olivine et de plagioclase, associés à des morceaux serpentinisés. L'aspect de ces brèches indique la présence d'une surpression de fluides liées au circuit hydrothermal qui localement a été en mesure de produire des brèches explosives. b Figure 38.5: a) AFL.52.1.2, brèche de faille dans la péridotite de Finero. On peut noter un niveau minéralisé à serpentine et talc qui traverse la roche. Les fractures sont imprégnées de serpentine. b) AFL.56.1.2, panoramique d'une zone de brèche de faille altérée et pédogénétisée. a L'analyse en lame mince des brèches de faille formées dans la péridotite a montré la présence d'une matrice à grain fin et constituée de fragments <1 mm de roches ou de grains d'olivine, de pyroxène, de serpentin, de plagioclase (fig.39.5). Le ciment hypocristallin analysé par 115 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées DRX (annexe 1a) est constitué essentiellement de serpentine, avec des quantités secondaires de chlorite et talc. a b c d Figure 39.5: a-b) C253a-AFL.56.1.1. Lm 50x n// (a), nX(b), brèche de péridotite constituée de grains d'olivine reliques et une matrice à serpentine et talc. c-d) C253a-AFL.56.1.1. Lm 50x n// (a), nX(b), brèche de faille finement cataclasée et complètement serpentinisée. On peut noter des parties de la matrice à grain très fin et hypocristallines. Il faut noter que les portions du corps de Finero, traversées par des systèmes de failles minéralisées et des failles à gouge, ont un aspect très semblable à celui du corps de brèches péridotitiques s.s. (voir § 8"structures et dépôts quaternaires"). Notamment dans le corps de Finero on peut observer soit des niveaux de brèches entourés par une roche plus saine (fig.26.3; 14.6) soit des passages graduels à une brèche identique au corps de brèche péridotitique s.s. (fig.10.7). On rappelle que ces brèches de faille se superposent sur une roche qui est déjà une brèche mylonitique de plus haute température. Ultérieurement le système de faille à gouge se superpose à ces zones tectonisées, donnant l'origine à une brèche fracturée et désarticulée. Dans l'ensemble, au sein de ces brèches de faille, la fracturation et l'altération sont tellement puissantes qu'on ne reconnaît plus les structures d'origine de la roche péridotitique tels que la schistosité, l'empilement structural ou les rubanements primaires qui sont complètement effacés. En lame mince la péridotite se montre brèchifiée et cimentée par un ciment de serpentine. Pareillement la plupart de la péridotite est 116 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées altérée et les minéraux originels sont transformés en agrégats à serpentine, talc et chlorite subordonnée (fig.39.5). Des phénomènes de réactivation avec le développement de miroir de failles au sein des plans minéralisés sont très répandus. 5.7.7 - Observations générales En conclusion les caractères minéralogiques structuraux mis en évidence par l'étude de ce système de failles minéralisées font supposer une histoire en plusieurs étapes de ces structures tectoniques caractérisées par des phénomènes de réactivation des anciennes structures majeures. Chaque réactivation, liée à une nouvelle circulation de fluides minéralisateurs, reprend la vieille zone de faille en coupant, cassant et recimentant les roches de failles plus anciennes. Dans l'ensemble le sens de mouvement de ces systèmes de failles est une combinaison de mouvements normaux et décrochants dextres qui peuvent être groupés dans un régime de type transtensif. L'analyse structurale de ce système de faille montre des variations du champ de tension qui se produit au moyen de l'échange réciproque entre les directions de tension σ1, σ2, et σ3. En particulier on a observé que les systèmes conjugués plus anciens ont souvent un σ1 et σ3 horizontaux et un σ2 vertical en indiquant des mouvements essentiellement décrochants. Par contre dans les systèmes caractérisés par une réactivation récente ou dans les systèmes de fracturation non minéralisés (joints et failles), on a observé soit des mouvements décrochants sénestres soit des plans transtensifs qui peuvent former des structures de type horst-graben (fig.40.5). Il faut remarquer aussi que certains plans ont une orientation qui s'éloigne de celle typique des failles minéralisées et qui est parallèle au nouveau système tectonique de failles à gouge. Figure 40.5: AFL.23.1.1. Failles-joints non minéralisés, apparemment caractérisés par des mouvements données par l'addition d'une composante décrochante et une composante normale. Dans ce contexte on peut distinguer trois épisodes produisant des failles minéralisées. Une première phase précoce de failles minéralisées, peu pénétrante et aux caractères ductiles-cassants, se développe à partir de conditions schistes-verts rétrogrades et se caractérise par des mouvements transtensifs, elle est associée à la formation des BSV et aux structures de pli-faille. Ensuite on a le développement de la phase de failles minéralisées principale (s.s.) qui se développe en contemporain à la circulation hydrothermale dans les roches et au développement des kakirites, aux quels les failles peuvent être associées et superposées. Les structures tectoniques qui se forment sont typiques d'un régime transtensif qui est active jusqu'à des conditions de faciès zéolitique (voir § 5.8"minéralogie"). L'épuisement de la circulation hydrothermale coïncide grosso modo avec l'arrêt du système tectonique lié au développement des failles minéralisées. En même temps le champ de déformation tectonique qui produira les failles à gouge devient plus puissant et pénétrant. Les derniers stades de la circulation hydrothermale apparemment se développent le long du nouveau système de circulation imposé par le champ de stress de failles à gouge et les dernières fissures 117 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées minéralisées se développent en suivant ce nouveau système tectonique. Cependant le système de tension régionale qui à produit les failles minéralisées n'a pas disparu définitivement. En effet des nombreuses évidences de terrain indiquent le développement d'une phase de réactivation froide et cassante qui produit des failles non minéralisées et réactivées partiellement par celles minéralisées, plus anciennes. Pendant cette période de réactivation les phénomènes hydrothermaux sont complètement épuisés. Dans les systèmes réactivés des stries de failles sont observables, soit horizontales soit verticales soit obliques. Ce fait peut indiquer des variations épisodiques, à plusieurs étapes, du champ de tension qui a produit sur le même plan de faille des mouvements alternativement normaux et décrochantes, liés à l'interaction de contextes tectoniques différents. 5.8 – MINÉRALOGIE Les minéralisations des fissures, des veines et des failles se caractérisent par une remarquable variété minéralogique apparente mais qui est toujours liée à la composition de la roche encaissante ainsi qu'aux conditions P-T. Ce fait nous indique que les fluides ont agi essentiellement comme moyen de transport des éléments chimiques de la roche à la veine avec une action de lessivage très puissante. Ces fluides par contre n'ont pas apporté des nouveaux éléments chimiques permettant de cristalliser des nouvelles phases minéralogiques avec une composition différente de celles des roches affectées. Donc les phénomènes métasomatiques observables sur terrain ont en réalité une extension limitée à l'échelle de l'affleurement, ils sont circonscrits aux roches directement traversées par ces veines et ils sont localisés près des circuits thermaux. L'éventail des minéraux repérés couvre des conditions P-T qui vont du faciès schistes-verts jusqu'au faciès zéolitique. La taille des cristaux néoformés dans les veines est très variable, cependant la taille maximale ne dépasse jamais quelques millimètres et elle est moyennement comprise entre 0.1 et 2 mm. L'étude de ces phases minéralogiques à été réalisée au moyen de plusieurs outils analytiques. D'abord les minéraux des veines ont été étudiés au microscope optique polarisant qui a permis d'obtenir des nombreuses informations minéralogiques et structurales. Les minéraux des veines ensuite ont été analysés à la microsonde électronique (ME) pour obtenir des données chimiques des différentes phases minéralogiques. En réalité une bonne partie des minéraux hydrothermaux étudiés ont une taille granulométrique trop petite pour les moyens d'analyse optique. En effet les phases tardives qui se développent à des conditions P-T proches à la surface ont de la peine à former de grands cristaux. Dans ce cas les veines sont constituées de minéralisations hypocristallines de taille micrométrique qui ont du être étudiés au moyen de la diffraction RX (DRX, annexe1). Enfin dans le cas où les cristaux étaient bien cristallisés mais ils avaient une taille micrométrique (par ex. les microfissures dans les veines) leur étude et leur observation ont été effectuées au moyen du microscope électronique à balayage (MEB-EDS). Les principaux constituants minéralogiques des veines hydrothermales s.s. présentés de façon schématique dans le tableau 1 en annexe, sont: Chlorite: c'est le minéral le plus répandu dans toutes les roches et les minéralisations de la région. La chlorite se retrouve dans les deux générations de veines que nous avons décrit précédemment dans le § 5.6"veines minéralisées s.s.". La première famille de veines est constituée presque exclusivement de chlorite associée à des quantités accessoires de quartz, épidote et sphène (fig.43.5a). Ces veines ont une épaisseur mm-cm, une persistance latérale métrique et sont caractérisées par deux systèmes de plans subverticaux orientés respectivement E-W et N-S (fig.41.5). Une deuxième génération de chlorites cristallise en association aux autres minéraux dans les veines et veinules qui constituent la phase hydrothermale s.s. La chlorite est aussi très répandue dans les gneiss que dans les roches basiques comme minéral stable de rétrocession schistes-verts. 118 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées On retrouve aussi des chlorites dans les gouges de faille dans lesquelles les chlorites des roches et des veines sont broyées ensemble dans la gouge (voir § 6"failles à gouge"). a Figure 41.5: AFL.12.1.2. Veine monominérale à chlorite de génération I. La veine est coupée et déplacée par une fissure minéralisée secondaire et plus récente avec un mouvement normal (trait et flèches oranges). Figure b 42.5: a) C38-AFL.4.1.1. Lm 100x nX, veine à composition mixte constituée principalement d'épidote avec une réactivation au cœur qui produit une minéralisation à k-feldspath+zéolites. b) C7-AFL.2.1.2 Lm 100x n//, veine à cristallisation asymétrique. Sur la droite on peut observer une zone plus foncée, constituée de microcristaux de sphène; vers la gauche on à l'apparition de l'épidote (taches brunes) et ensuite on peut observer le passage à des cristaux de qzfeldspaths blanches dans lesquels sont immergés des agrégats de chlorite. L'observation en lame mince (fig.43.5 a-b) nous montre que la chlorite des veines constitue toujours des agrégats cristallins à éléments organisés en accordéon et en gerbes; elle se caractérise par un pléochroïsme vert foncé ou vert brillant (γ) - jaune pâle (α) avec des couleurs classiques d'interférence anomales comprises entre le bleu violet et le brun-vert foncé, dépendant de la variation de teneur en Fe. 119 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b Figure 43.5: a) C97-AFL.11.1.2. Lm 100x n//, veine chlorite de la génération I qui forme une structure en gerbes. Au cœur de la veine on peut observer une poche minéralisée à cristaux d'épidote. b) C181-AFL.28.1.1. Lm 100x n//, veine à chlorite de la génération II qui coupe des cristaux de sphène et d'épidote dans un gneiss à amphibole, rétrocédé en faciès schistes-verts. c) C7AFL.2.1.1. Lm 50x n//, veine à chlorite de la génération II qui forme une structure en gerbes et accordéon et coupe un gneiss d'Orselina en faciès amphibolitique. On peut observer un grain d'ex-biotite de la roche traversé par la veine et complètement transformé en chlorite pseudomorphe c Pour la classification chimique des chlorites on a utilisé le diagramme de Foster (1962) présenté dans la fig.44.5 a-c où toutes les analyses des chlorites effectuées par ME ont été projetées. On peut observer deux regroupements chimiques réductibles respectivement à une ripidolite et à une ripidolite-brunsvigite. Un nombre subordonné d'analyses tombe par contre dans le camp du clinochlore et de la chamosite. Dans le diagramme de fig.44.5b (chlorites veines) on peut remarquer une corrélation entre la composition de la chlorite et ses conditions de cristallisation tirées des évidences de terrain et des analyses géothermométriques. Notamment les chlorites échantillonnées dans les veines de la famille I tombent entièrement dans le champ de la ripidolite. Les analyses géothermométriques de cette famille de chlorites donne des valeurs compris entre 450-350°C (voir § 5.10"géothermométrie") Par contre les chlorites de la famille de veines II (hydrothermales s.s.) sont essentiellement des brunsvigites qui évoluent finalement vers un clinochlore; ce dernier est le constituant fondamental d'un certain nombre de sigmoïdes d'extension minéralisés, de faible température (environ 300-200°C, § 5.10"géothermométrie") qui peuvent être considère comme une expression tardive et semi-cassante de la déformation pendant l'épisode hydrothermal (voir § 6"failles à gouge"). 120 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b c Figure 44.5: a) diagramme de classification chimique de la chlorite (Foster, 1962). b) classification des chlorites des veines. Le pointillé noir dans le champ de la ripidolite groupe les chlorites des veines appartenant à la génération I et qui ont donné des températures géothermométriques de 350450 °C. Le pointillé noir dans le champ du clinochlore groupe les chlorites de plus faible température (300-200 °C) qui cristallisent dans des sigmoïdes en échelon. La flèche noire indique l'évolution continue, pendant l'épisode hydrothermal, des chlorites I de plus haute température vers les chlorites II de température plus faible. Le group des chlorites qui tombent entre les champs de la thuringite et de la chamosite est lié à des roches ultrabasiques. c) classification des chlorites des roches. On peut noter une correspondance entre les chlorites des roches et celles de veines, ce qu'indique une homogénéisation partielle des conditions physicochimiques dans les roches par rapport aux respectives veines, pendant l'épisode hydrothermal. Les chlorites cristallisées dans la roche métamorphique (fig.44.5) ne montrent pas cette corrélation entre composition et température de formation. Ce fait est clairement dû au contrôle chimique de la roche sur la composition des chlorites qui ne permet pas une corrélation directe et simple entre la composition de la chlorite et la température. En effet on peut observer que tous les 121 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées chlorites des roches ont une composition variable entre une ripidolite et une brunsvigite tandis que les chlorites des roches ultrabasiques ont une composition de chamosite. D'un point de vue de la structure minéralogique, l'étude de la ligne (060) par DRX (annexe 1a – C 97, C124) nous indique que les chlorites analysées sont du type trioctaédrique, le spectre diffractométrique indique une composition variable entre un clinochlore, une ripidolite et une chamosite. L'analyse chimique par ME (annexe 2) montre des variations du Fe total comprises entre 3520% en poids liés à des variations symétriques du teneur en MgO compris entre 8-20%; le Cr2O3 est toujours en très faibles quantités comprises entre 0.5-0.05%; le MnO est moyennement compris entre 0.2-0.8% à l'exception de certaines chlorites cristallisées comme minéral d'altération dans certaines pegmatites qui peuvent contenir jusqu'à 1,6% en MnO. Ces pegmatites sont normalement caractérisées par la présence de grenat manganésifère de type spessartine. Le mécanisme de formation d'une partie de ces chlorites, dans les veines hydrothermales s.s. semble être lié à un processus mécanico-chimique. En effet parfois les chlorites des roches sont coupées et arrachées par les veines et la partie déracinée du minéral est englobée dans la veine (fig.42.5b; 43.5c). À ce moment le morceau de chlorite dans la veine doit avoir supporté une attaque chimique par les fluides hydrothermaux qui ont provoqué la recristallisation complète de la chlorite. Ce processus se déroule apparemment en utilisant les composantes chimiques de l'ancienne chlorite déracinée, sans un apport métasomatique notable. Ce type de processus semble affecter au moins en partie tous les minéraux qui apparemment sont d'abord arrachés de la roche pour ensuite recristalliser eux-mêmes dans la veine. Les températures de cristallisation des chlorites sont montrées dans le § 5.10"géothermométrie". Sphène: ce minéral est normalement peu répandu dans les fissures minéralisées. Il se retrouve dans des systèmes de veines qui coupent des roches basiques et/ou intermédiaires. Il cristallise en association avec l'épidote et la chlorite, sur un seul côté de la veine en formant un rubanement tandis que dans l'autre partie se développent d'autres phases minéralogiques. L'analyse chimique par ME (annexe 2) montre une teneur en TiO2 moyennement variable entre 25-40% et une teneur en CaO compris entre 25-30%. Quelques analyses du sphène des fissures des roches basiques a donné par contre des teneurs en TiO2 très élevés autour du 70%. Ces valeurs peuvent indiquer la présence des possibles micro-taches non équilibrées constituée de rutile piégé dans le sphène ou même la présence de rutile hydrothermale. Le sphène est normalement une phase de faible température, si la XCO2 des fluides est très basse sa cristallisation peut se produire jusqu'à des températures de 200°C (Mullis et al. 1994; Lucchini 2002). Feldspaths: les feldspaths sont un autre constituant principal des veines hydrothermales. Vu la taille très petite de ces minéraux la détermination des caractères minéralogiques structuraux a été effectuée à l'aide de la DRX (annexe 1a) et du MEB. Ils constituent soit un K-feldspath de type adulaire soit un plagioclase de type albite, les deux sont associés à tous les autres minéraux des veines mais le K-feldspath est toujours beaucoup plus répandu par rapport à l'albite. L'adulaire et l'albite notamment sont les seuls minéraux constamment associée aux zéolites ce qui dénote une cristallisation jusqu'à des faibles températures. Les proportions des constituants Ab-An-Or (mol %) sont donnés dans le diagramme ternaire de la figure 45.5a. Un diagramme de la composition chimique des feldspaths est montré dans la figure 45.5b. La composition bimodale des feldspaths, observable dans ces diagrammes, indique une réequilibration au-dessous du solvus des feldspaths, avec la formation de microphertites dans la structure des cristaux. Par contre dans les plagioclases on n'observe pas le saut de composition (An3-An17) indiquant une cristallisation en dehors de la lacune péristeritique. Des datations sur K-Feldspath ont été effectuées afin de déterminer l'âge de cristallisation de ces minéraux dans les fissures hydrothermales; les résultats sont proposés dans la partie "Géochronologie" de ce chapitre. 122 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b Figure 45.5: a) diagramme ternaire de classification des feldspaths. L'absence de termes à composition intermédiaire entre l'albite et l'orthoclase indique que la cristallisation de ces minéraux se produit au-dessous du solvus du feldspath. b) diagramme de composition des plagioclases. On peut observer que la presque totalité des plagioclases des veines ont une composition d'albite-olgoclase. Epidotes: les épidotes sont très répandues dans les roches et dans les veines de la région étudiée. D'abord l'épidote se retrouve comme minéral accessoire dans les veines à chlorite de première génération. Pourtant son développement maximal se produit dans les veines de la phase hydrothermale (fig.42.5a) en contemporain à la cristallisation des chlorites de la phase II. Dans ces structures l'épidote peut être associée aux autres minéraux tels que la chlorite, les feldspaths, la préhnite, le quartz et les zéolites, mais elle peut aussi constituer des veines monominérales. Dans ce dernier cas l'épidote est normalement mal cristallisée avec des formes hypocristallines de taille très petite (fig.46.5). Evidemment ces veinules mal cristallisées se développent pendant les stades finaux de la phase hydrothermale lorsque les conditions P-T de surface et le probable diminution de la température des fluides bloquent les processus de cristallisation. À cause de leur petite taille, une bonne partie de ces minéraux à été analysée au moyen de la DRX (annexe 1a) ainsi que du MEB. L'observation des formes cristallines montre un habitus monoclinique prismatique propre de l'épidote s.s. (fig.47.5). 22 23 Figure 46.5: C20-AFL.4.2.3. Lm 25x n//, veine micro-cristalline d'épidote fracturée et cisaillée par un système conjugué de micro-plans de failles (traits et flèches magenta) avec la même orientation dans l'espace de la phase de déformation qui caractérise les failles à gouge. Figure 47.5: C112-AFL.13.1.1. Image MEB 270x, cristal d'épidote, monoclinique, prismatique tabulaire. 123 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées L'analyse chimique au ME (annexe 2) indique que l'épidote de ces veines a une composition variable entre épidote s.s. et la pistachite, le Fe total est moyennement compris entre 5-14% et la CaO varie entre le 20-26%, les valeurs du teneur en Ti et Mn sont toujours en traces. Zéolites (laumontite): constituent une phase minéralogique moyennement répandue dans les veines hydrothermales de la région constituée, l'espèce minéralogique déterminée par voie analytique est la laumontite. D'un point de vue chronologique la laumontite constitue le dernier minéral à cristalliser. Cette phase peut constituer des veines monominérales ou peut être associée aux feldspaths ou à des faibles teneurs d'épidote et de quartz. À la différence des autres minéraux qui se développent dans un réseau de fissures avec orientation et caractères typiques du système hydrothermal principal, les laumontites forment aussi le remplissage d'un nouveau système de fracturation d'orientation différente. En particulier ce nouveau système, constitué de plans E-W plongeant à faible–moyen angle vers le N et le S, coïncide avec le système de failles à gouges (voir § 6"failles à gouge"); ce système se développe après la phase hydrothermale. De ce point de vue les veines à zéolite marquent la fin de l'événement hydrothermal ainsi que le changement du champ de tension de cette région. Puisque les laumontites constituent une phase très tardive la taille moyenne des cristaux est souvent de l'ordre micrométrique et l'analyse et la détection de ce minéral à été réalisé à l'aide de la DRX et du MEB tandis que l'analyse en lame mince sauf quelque cas heureux s'est montrée un moyen insuffisant. Cependant on a pu observer des cristaux plurimillimétriques de laumontite développés dans d'épais plans de failles minéralisés (fig.48.5) ainsi que des minéralisations développées au cœur de certaines veines à épidote et K-feldspath. Les analyses chimiques à la ME par contre ont donné toujours des mauvais résultats non utilisables aux buts d'une classification chimique des zéolites. De même des analyses en lame mince, les spectres DRX (annexe 1a) obtenus indiquent que la zéolite caractéristique est une laumontite; l'observation de la géométrie des cristaux au MEB montre la forme de cristallisation typique de la laumontite en prismes monocliniques à base rectangulaire et à clivage lamellaire (fig.49.5). 24 25 Figure 48.5: C77-AFL.7.4.5. Lm 50x nX, cristaux de laumontite prismatiques, avec des clivages bien développés, associés à quartz et K-feldspath (microagrégats) dans une veine minéralisée. Figure 49.5: C91-AFL.9.2.2. Image MEB 190x, cristaux de laumontite prismatiques à base rectangulaire et à clivage bien développé. Les spectres analytiques EDS confirment la présence des éléments chimiques tels que Si, Al, Ca, et K en proportions typiques d'une laumontite. Cependant on ne peut pas exclure la présence 124 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées d'autres formes de zéolites qui peuvent cristalliser en faibles quantités en association à la laumontite. Pourtant les analyses effectuées, bien qu'elles montrent parfois des anomalies chimiques et structurales par rapport à une laumontite typique, n'ont pas permis de définir avec certitude d'autres types de zéolites. Notamment les analyses ME-EDS qui permettent des essais ponctuels sur des cristaux de taille micrométrique, parfois indiquent la présence d'éléments alcalins comme Na et K dans la structure de la zéolite. Normalement la laumontite est une zéolite de Ca avec des faibles teneurs en K et Na. Des variations circonscrites dans l'espace et le temps de l'activité et de la concentration cationique du K, Na et Ca dans les eaux peuvent favoriser la cristallisation d'autres zéolites tels que la wairakite, l'analcime et la clinoptilolite (fig.50.5). Une variation du degré d'hydratation de la laumontite peut favoriser le développement d'autres zéolites de Ca tels que la stilbite et la chabazite6. Notamment la stilbite a été décrite dans la région par Zawadynski (1952) et donc la présence de stilbite, à côté de la laumontite, est très vraisemblable. Figure 50.5: diagramme de stabilité de la laumontite et d'autres zéolites à températures croissantes (a-d) par rapport aux variations de l'activité cationique du Na, K et Ca dans les fluides. Figure 51.5: diagramme de stabilité de la laumontite par rapport aux variations de l'activité de la silice, de l'eau et du Ca dans les fluides. Figure 52.5: diagramme P-T montrant le champ de stabilité de la laumontite. (Tous les diagrammes sont tirés de Chipera & Apps, 2001) 6 Une éventuelle discrimination de ces phases nécessiterait, de toute façon, une étude très détaillée qui se situerait en dehors des buts de cette thèse. 125 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Une augmentation de l'activité d'eau et du Ca peut aussi favoriser la cristallisation dans les mêmes conditions P-T de la préhnite (fig.51.5). De ce point de vue la laumontite et la préhnite peuvent être deux minéraux qui se développent pendant la phase hydrothermale dans les mêmes conditions P-T mais sous conditions différentes d'activité ionique du SiO2, du Ca, et de l'H+ dans les fluides. La laumontite est une zéolite de température moyennement élevée par rapport aux champs de stabilité des autres minéraux de cette famille. À basse pression (<3kb) la laumontite est stable environ entre 250 et 150°C (fig.52.5). Quelques analyses de zéolites ont été conduites avec la méthode de la spectroscopie à l'infrarouge (FT-IR) qui permet aussi d'évaluer la présence des molécules d'eaux. Les spectres obtenus correspondent à nouveau à une laumontite (annexe 1b). Préhnite: ce minéral est répandu dans certaines veines monominérales qui coupent les gneiss à hornblende ou les roches basiques. L'étude en lame mince (fig.53.5) a montré que ce minéral forme des veines monominérales qui présentent des caractères très cassants, donc de surface. Il constitue d'ailleurs le cœur de certaines veines polyminérales; dans ce dernier cas la géométrie de cristallisation indique que la cristallisation de ce minéral se déroule ensuite à une réouverture de la veine après être complètement cristallisée. D'un point de vue chimique (annexe 2) la préhnite se caractérise pour des valeurs en CaO variables environ entre 26-28%; Al2O3 est compris entre 21-24% et FeO est inférieur au 4%. La préhnite est stable jusqu'à 450°C (Chipiera & Apps, 2001) mais elle doit cristalliser à des températures beaucoup plus basses autour de 250°C comme en témoignent les caractères microstructuraux et l'association minéralogique avec la laumontite. Figure 53.5: C208c-AFL.37.1.2. Lm 50x nX, veine anastomosée de préhnite qui coupe un niveau de quartz dans un gneiss d'Orselina. Calcite: c'est un minéral très peu répandu dans toute la région. Il a été observé comme minéralisation tardive associée à des roches basiques et méta-sédimentaires, normalement présente en quantités négligeables; elle forme des veines monominérales (fig.54.5a) mais peut paraître en associations avec l'épidote, la préhnite le quartz et la laumontite (fig.54.5b). Dans toute la région levée la seule veine de calcite de dimensions remarquables à été repérée dans l'Unité d'Orselina près du village de Paiesco. Certaines veines tardives traversent aussi les roches serpentinisées du corps de Finero. 126 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées a b Figure 54.5: C46-AFL.5.1.1. a) Lm 50x nX veine anastomosée de calcite microcristalline dans un gneiss quartzitique. b) Lm 100x nX veine composée, constituée d'un bord épais de microcristaux de laumontite et de feldspath et un cœur minéralisé à calcite. La veine coupe un gneiss à hornblende de la zone d'Orselina. Quartz: est diffusé dans presque toutes les veines de la région; à l'exception de certains cas particuliers, il ne forme jamais des veines monominérales mais est toujours associé, parfois en quantités accessoires, aux autres minéraux. Il s'agit d'un quartz "métamorphique-hydrothermal" typique qui ne montre pas des caractères distinctifs particuliers. Amphibole: se développe dans les systèmes de veines qui coupent les roches basiquesultrabasiques (niveaux ophiolitiques et corps ultrabasique de Finero). Elle constitue de préférence des veines monominérales ou associée à la serpentine, elle peut atteindre une taille mm-cm et normalement est constituée d'une trémolite ou d'une actinote pauvre en Fe et riche en Mg (fig.55.5). En association aux roches ultrabasiques se développent des cristaux fibreux et asbestiformes de type amosite-trémolite. D'autres amphiboles se développent plus rarement dans les veines qui coupent les amphibolites ou les gneiss amphibolitiques. Dans ce cas les analyses chimiques (annexe 2) montrent dans la roche la présence d'une amphibole de type hornblende à composition plutôt complexe: d'abord il s'agit d'une forme peralumineuse avec des teneurs d'Al2O3 très relevées et variables entre 15-16%; le SiO2 est en conséquence réduit entre 39-43%. De plus elle est très riche en CaO (10-12%), en Fe2O3 (16-18%), partiellement en Na2O (~1-2%); on trouve aussi des traces de K2O (<1%). Cette composition chimique s'adapte à une amphibole typique de roches pélitiques déjà décrite dans les Alpes suisses (Leake, 1971) et nommé alumino-tschermakite, c'est à dire une sorte d'hornblende peralumineuse de type édenite-pargasite. Dans la veine la composition de l'amphibole est très semblable à celle de la respective roche encaissante mais il s'agit plutôt d'une actinote, cristallisée sous conditions de plus faible température. D'autres amphiboles type hornblende qui n'ont pas été analysés au niveau chimico-structural, constituent les ophiolites métamorphiques de la région. Ces minéraux ont été analyses par Colombi (1989) qui indique, dans ces roches basiques, la présence d'une hornblende pargasitique et de magnésio-hastingsite. Serpentine: c'est le constituant principal des veines minéralisées qui se forment dans le corps péridotitique de Finero (fig.56.5). Elle a été analysée exclusivement par DRX, les spectres résultants (annexe 1) sont toujours compatibles avec un orthochrysotile voire un clinochrysotile. Normalement dans les veines elle peut être associée à des spinelles ou à de la magnétite. Sur la base des spectres DRX on peut supposer aussi la présence de quantités secondaires d'antigorite. En effet à l'affleurement les typiques fibres asbestiformes du chrysotile sont moins répandues par rapport 127 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées aux formes apparemment tabulaires. Donc des formes de transformations minéralogiques tardives de remplacement pseudomorphe de l'antigorite par le chrysotile ne peuvent pas être exclues. L'aspect en lame mince est montré dans la figure 29.3.1. Figure 55.5: C.ACT-AFL.42.1.5. Lm 50x nX veine à trémolite qui coupe un niveau ophiolitique serpentinisé. Figure 56.5: AFL.53.2.5. Systèmes conjugués de veines à serpentine dans les péridotites du massif de Finero 5.9 – GÉOCHRONOLOGIE Afin d'obtenir quelques indications supplémentaires sur la température et sur la chronologie absolue des évènements hydrothermaux qui se sont développés pendant la période comprise entre le pic métamorphique et la déformation des failles à gouge, quelques datations sur le feldspath potassique des veines et des roches impliquées dans les phénomènes de circulation hydrothermale ont été entreprises. Les quatre analyses radiométriques (K-Ar) du feldspath potassique (fig.57.5) donnent des âges très variables qui s'étalent sur une période compris entre 17-7 Ma, pour des températures de fermeture de 250-200°C. Il faut noter que les échantillons analysées proviennent de contextes géologiques différents. Un échantillon a été prélevé dans une pegmatite altérée et cataclasée, affleurant à l'intérieur d'une zone de kakirite et les autres trois de différentes veines hydrothermales. Ces derniers échantillons affleurent le long de différentes zones de failles, notamment le C17 fait partie d'une série de veines externes à la zone de faille principale de la faille d'Intragna tandis que le C44 à été échantillonné à l'intérieur de cette zone de faille kakiritique, brèchifiée et ensuite coupée par des failles à gouge. L'échantillon C74 vient d'une zone de veines minéralisées isolées et non associées à des failles majeures. D'abord il faut noter que les âges du feldspath potassique de la pegmatite kakiritique (C20) et de la veine hydrothermale (C17) sont presque les mêmes, ce qu'indique que la kakiritisation de la pegmatite s'est produite au moins en partie au-dessus de cette température de fermeture, en rééquilibrant le feldspath potassique plus ancien de la pegmatite. Apparemment cet âge doit être placé à la fin de l'événement hydrothermal et au démarrage de la phase des failles à gouge. En effet cet âge et cette température sont cohérentes soit avec le développement des zéolites qui elles-mêmes marquent le passage entre ces deux phases tectoniques 128 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées soit avec le développement des illites dans les failles à gouges estimées à environ 12 Ma avec des températures autour de 280-250°C (voir § 6"failles à gouge"). L'âge le plus récent produit par la veine C44 peut être interprété comme un rééquilibrage isotopique et une réouverture du système KAr du feldspath potassique pendant le déroulement des failles à gouges. Si l'on compare les données de la faille d'Intragna on retrouve des âges K-Ar sur illite de 5.0 Ma et des conditions diagénetiques (données C.I.) pour cette époque (voir § 6"failles à gouge"). La valeur la plus ancienne de 17 Ma par contre peut être reliée aux stades initiaux de la circulation hydrothermale, au sein des fissures et des veines isolées, avant le développement des systèmes de failles minéralisés et des kakirites. Ces données montrent une fois de plus la complexité de cette région et la nécessité d'acquérir un grand nombre d'analyses associées à une connaissance détaillée des caractères géologiques structuraux des zones échantillonnées afin de décrire exhaustivement les différentes étapes de l'évolution géodynamiques de la région. Finalement pour justifier la persistance de ces conditions de température sur un période si longue il faudrait supposer que la période entre 20 et 7 Ma était caractérisée par des conditions de substantielle inactivité géodynamique qui ont bloqué le refroidissement des roches et donc la fermeture des différents géothermomètres. Malheureusement, pendant cette période, est placé normalement le soulèvement rapide de la région suite au rétrocharriage des nappes. Donc une autre possibilité plus vraisemblable est que la circulation des fluides liés à la phase hydrothermale a comme effet des augmentations locales de la température des roches, notamment aux alentours des zones traversées par ces structures, produisant des transformations minéralogiques et rajeunissant les âges radiométriques de certains minéraux plus sensibles comme le K-feldspath. Datations Kf (K-Ar) N. échantillon Description Unité/Affleurement Age Ma C17 Veine Kf (Ors.-Antig.) – Aff.3.2.2 9.2 C20 Pegmatite discordante, kakiritique altérée (Ors.-Antig.) – Aff.4.1.1 12.5 C44 Veine Kf coupée par des failles à gouge (Ors.-Antig.) – Aff.5.1.1 6.7 C74 Veine Kf (Ors.-Antig.) – Aff.7.3.4 17 (± 0.2) Figure 57.5: Liste des échantillons de mb et Kf utilisés pour les analyses radiométriques Ar-Ar et K-Ar. 5.10 - GÉOTHERMOMÉTRIE Dans le but d’une meilleure connaissance de l’évolution P-T de la région étudiée pendant sa décompression et remontée vers la surface, on a cherché à utiliser un géothermomètre applicable à la plupart des roches et des structures géologiques. En même temps on a recherché un minéral qui puisse être susceptible de se transformer et de se rééquilibrer pendant les stades de rétromorphose de la roche de sorte que les étapes de l'exhumation fussent enregistrées. À cette fin plusieurs minéraux sont parus inutilisables. Par exemple les muscovites, dans la région étudiée, sont reliés à la phase schistes-verts et elles sont absentes dans les phénomènes hydrothermaux; les zéolites sont des minéraux trop susceptibles aux changements chimicostructuraux aussi en conditions de surface et n'enregistrent que les dernières étapes de cette évolution. Tous les autres minéraux ont été aussi exclus car ils ne permettaient pas d'utiliser un géothermomètre valable pour les conditions P-T requises. Parmi les phases étudiées on a constaté que la chlorite est un minéral ubiquiste, présent dans chaque milieu de déformation; il est aussi un minéral de néoformation soit dans les roches que dans les veines de la phase hydrothermale, de plus il est également un constituant principal des gouges de faille. Il a donc paru utile d'utiliser ce minéral pour obtenir des données géothermométriques. Dans 129 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées la littérature existent plusieurs géothermomètres développés utilisant les chlorites qui en dépendance des paramètres utilisés peuvent être réunis en trois groupes (De Caritat et al., 1993) qui seront décrits en bref ci-dessous. 5.10.1 - Géothermomètres "empiriques" Un premier groupe de géothermomètres utilise un calibrage empirique qui se base sur l'occupation de l'AlVI dans les tétraèdres silicatiques des chlorites en fonction de la température. Un des plus simples et utilisés est le géothermomètre conçu par Cathelineau & Nieva (1985) et ensuite développé par Cathelineau (1988). Ce géothermomètre à été calibré sur des chlorites hydrothermales de néoformation et base son fonctionnement sur la distribution de l'AlIV et AlVI dans les sites tétraédriques et octaédriques des chlorites. Les données sont représentés sur un diagramme binaire T/ AlIVmol% qui permet de montrer la corrélation directe entre le % de AlIV dans les sites tétraédriques en substitution du Si et la température de la chlorite. Cette corrélation directe est exprimée par la formule T (°C) = – 61,92 + 321,98 AlIV [1] L'avantage de ce géothermomètre est que son utilisation est très simple et très immédiate; de plus il est indépendant des réactions qui impliquent plusieurs minéraux à l'équilibre et les échanges cationiques entre le Fe et le Mg (Cathelineau, 1988). L'inconvénient est que sa calibration a été réalisée pour des températures comprises entre 150 et 350°C; de plus au-dessus d'une température environ de 300°C la substitution AlIV dans le site tétraédrique est complète et les variations ne peuvent pas être reliées à des valeurs exactes de T. Cependant l'application de ce géothermomètre au contexte hydrothermal de la zone étudiée a donné des bons résultats. Notamment il a mis en évidence deux regroupements de températures des chlorites (fig.58.5; annexe 3a). Le premier group donne des T°C comprises environ entre 450-350°C et il est constitué de chlorites appartenant à la famille I de veines (voir § 5.6"veines minéralisées s.s.") On rappelle que cette famille de veine est plus ancienne par rapport à celles développées en contemporain de l'événement hydrothermal s.s.. Dans ce même groupe de températures on retrouve des chlorites qui proviennent d'autres milieux géologiques. Notamment on retrouve quelques chlorites de rétromorphose développées au sein de filons pegmatitiques. Il faut noter aussi que les chlorites qui se développent dans des roches schistes-verts non affectées par des phénomènes hydrothermaux donnent des valeurs de température comprises à l'intérieur de ce premier group de température. Figure 58.5: diagrammes T°C/ AlIV qui montrent deux exemples de chlorites hydrothermales différentes. C2 (AFL.1.2.2.) constitue une chlorite du groupe II, de plus faible température; C97 (AFL.11.1.2) est une veine du groupe I de plus haute température (la série complète des diagrammes est proposée dans l'annexe 3). 130 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées Bien qu'une corrélation directe AlIV-T ne peut pas être proposée pour les chlorites de roches on signale cette homogénéité des valeurs entre les chlorites des veines de la famille I , les chlorites des pegmatites et les chlorites des roches schistes-verts. Le deuxième groupe de chlorites donne des valeurs de T° comprises entre 300-220°C. Toutes ces chlorites proviennent des veines minéralisée développées en contemporain de l'événement hydrothermal. Dans ce cas les chlorites des roches impliquée dans l'altération hydrothermale montent des valeurs plutôt variables par rapport à celles des chlorites dans les veines et une corrélation directe n'est pas applicable. Dans plusieurs travaux, successifs à celui de Catelineau (1988), on affirme que les variations du rapport Fe/(Fe+Mg) dans les chlorites peuvent influencer le bon fonctionnement du géothermomètre et donc des modifications à l'équation [1] ont été suggérées. Notamment Kranidiotis & MacLean (1987) calculent le teneur de AlIV de façon suivante AlIV(corr.) = AlIV + 0,7 [Fe/(Fe+Mg)] [2] et le géothermomètre qui dérive est exprimé par la formule T (°C) = 106 AlIV(corr.) + 18 [3] Selon ces auteurs le géothermomètre [3] est applicable aux chlorites qui se développent dans un système saturé en Al (pélites). En réalité l'application de ce géothermomètre au contexte géologique du Val Vigezzo-Centovalli a donné des valeurs de T toujours très faibles qui s'adaptent mal au contexte géodynamique de la région. De toute façon le géothermomètre de Kranidiotis & MacLean (1987) était déjà critiqué par Jowett (1991) qui avait donné d'autres corrections à l'équation de Cathelineau (1988) comme de suite: AlIV(corr.) = AlIV + 0,1 [Fe/(Fe+Mg)] [4] en dérivant un autre géothermomètre T (°C) = 319 AlIV(corr.) – 69 [5] Selon Jowett (1991) ce géothermomètre n'est applicable qu'à des chlorites avec Fe/(Fe+Mg)<0.6 cristallisées à des T comprises entre 150 et 320 °C. Dans notre cas plusieurs chlorites analysées ne respectent pas ces paramètres. Grâce à la simplicité de l'approche empirique ces géothermomètres ont été beaucoup utilisés dans les dernières années mais de toute façon ils ne considèrent pas plusieurs paramètres chimicophysiques et de composition qui peuvent influencer la détermination d'une température d'équilibration (Zane & Sassi, 1988). Malgré les aspects en partie négatifs et les contraintes qu'on vient de décrire, ces géothermomètres ont été utilisés dans l'élaboration des données analytiques des chlorites afin d'obtenir des températures à comparer. Les résultats, montrés dans la figure 58.5, qui résume les différentes géothermomètres empiriques, sont dans l'ensemble acceptables, cohérents et comparables entre eux. Dans cette figure les données ont été triés sur la base des résultats du géothermomètre de Cathelineau (1988) selon des valeurs de T décroissantes. Les échantillons triés de cette manière ont été analysés avec les autres géothermomètres sans changer leur ordre. On peut observer que soit la tendance évolutive des échantillons dans leur ensemble soit les deux regroupements de température observés en appliquant le géothermomètre de Cathelineau (1988) ont été préservées dans le géothermomètre de Hillier & Velde (1986) et Jowett (1991). À l'intérieur de cette courbe on peut distinguer deux concentrations des valeurs de T°. Un premier est compris entre 450-350°C et représente les chlorites des roches en faciès schistes-verts 131 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées ainsi que les chlorites de la première génération de veines (chlorites I). Le deuxième regroupement est compris entre 300-200 °C environ et représente les chlorites des roches et des veines affectées par l'événement hydrothermal s.s. (chlorites II). Dans leur ensemble les résultats, montrés dans la figure 59.5, sont comparables aussi aux valeurs issues en appliquant le géothermomètre de calcul thermodynamique de Vidal et al. (2001) qui sera décrit ci-après (§5.10.3). 154 analyses 194 analyses Figure 59.5: Diagrammes récapitulatifs des températures des chlorites des veines et des roches obtenues en appliquant les différents géothermomètres empiriques. On peut noter que les trois géothermomètres de Cathelineau, Hillier & Welde et de Jovett donnent des valeurs cohérentes et comparables entre eux. 5.10.2 - Géothermomètres " structuraux" Une deuxième famille de géothermomètres peu développée et aux résultats plutôt qualitatifs que quantitatifs est basée sur le polytypisme structural des chlorites. Normalement dans la nature on retrouve quatre polytypes de chlorites: IIb, Ib (=90°), Ib (=97°), Ia. Bailey & Brown (1962) et Hayes (1970) démontrent que le polytype IIb est caractéristique des chlorites métamorphiques et ignées tandis que les polytypes Ia, Ib (=97°) et Ib (=90°), sont caractéristiques des chlorites sédimentaires pour des températures au fur et à mesure croissantes. Des nombreux travaux ont ensuite été entrepris pour quantifier ces passages (Walker, 1989; Hayes, 1970). En réalité ces travaux montrent que ces transitions entre les polytypes sont très variables. Notamment la transition Ib-IIb peut se produire entre 50 et 200°C tandis que le polytype Ia (typique des chlorites sédimentaires) peut résister jusqu'à des températures de 300°C (Weaver et al, 1984). Pour ces motivations ce géothermomètre reste un moyen qualitatif peu utilisé pour quantifier les températures de cristallisation des chlorites. Les chlorites de la zone étudiée se caractérisent dans l'ensemble par des structures de type IIb tandis que le type Ib et Ia sont absents. Donc ce géothermomètre nous indique seulement que les chlorites analysées se sont développées à des températures supérieures à 200 C° mais ne permettent pas une quantification plus de détail. 5.10.3 - Géothermomètres"thermodynamiques" Le dernier groupement de géothermomètres sur chlorites enfin se base sur le calcul thermodynamique à l'équilibre pour des chlorites dont la composition est exprimée comme une combinaison linéaire d'un nombre d'end-members qui ont des propriétés thermodynamiques connues. Les caractères de miscibilité entre les différentes end-members de chlorites ont été calibrés en utilisant des données expérimentales (McPhail et al, 1990) en obtenant des températures valables au-dessus de 500°C (Walshe, 1986). Un nouveau géothermomètre qui prend en charge les paramètres de miscibilité a été conçu et vient d'être développé par Olivier Vidal de l'Université de Grenoble. Ce géothermomètre est plutôt 132 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées compliqué mais il a l'avantage être d'applicable à un grand nombre de chlorites qui doivent respecter seulement le paramètre (Si < 3a.p.f.u.), c'est à dire doivent être des chlorites alumineuses (typiques des roches quartzo-feldspatiques et pélitiques). Une collaboration directe avec Olivier Vidal a été donc entreprise afin d'essayer l'application de ce nouveau géothermomètre aux chlorites de la région étudiée. Une partie des contraintes et des paramètres utilisés dans ce géothermomètre a été publiée par Vidal et al. (2001) tandis qu'une autre partie ainsi que l'explication du géothermomètre dans son ensemble est en cours de publication. La méthode de fonctionnement et les paramètres physico-chimiques de ce géothermomètre seront décrits en bref ci-dessous. Ce géothermomètre se base sur l'utilisation d'un couple de réaction de transformation chimique de la chlorite en association à des contraintes de pression, d'activité des fluides et de concentration molaire du Fe3+ dans les sites octaédriques. La première réaction du géothermomètre se base sur la substitution Fe/ Mg dans les différents sites cationiques de la chlorite. Dans ce but les chlorites sont considérés comme un mélange de 4 end-members: clinochlore (Cli.), daphnite (Daph.), sudoite (Sud.) et amésite (Ame.); leur formule structurale est représenté dans le tableau de figure 60.5. Les réactions d'échange entre Fe/Mg dans les sites cationiques de ces 4 end–membres de chlorite sont de trois types différents. La première substitution dans les sites octaédriques est de type Tschermak (AlIVAlVISi-1 [MgFe]-1) et implique la couple clinochlore/daphnite-amésite. La deuxième substitution concerne le FeMg-1 dans le site tétraédrique des chlorites et inclut un grand nombre de chlorites à composition différente. La troisième substitution est de type di/trioctaédriques et implique la sudoite et l'ensemble clinochlore/daphnite-amésite. Ces substitutions peuvent être exprimées dans leur ensemble dans la réaction d'équilibre 2clinochlore+3Mg-sudoite=4Mg-amesite+7quartz+4H2O [6] qui exprime une de deux réactions utilisées dans ce géothermomètre. Le modèle appliqué prévoit, en fixant la pression et le (XMg)chl, que la variation à l'équilibre de la réaction [6] produit un déplacement vers des températures plus élevées parallèlement à l'augmentation du teneur en AlIV et à la diminution du Si, de l'AlVI et de la vacance cationique. Une explication théorique et pratique du fonctionnement de cette partie du géothermomètre est décrite dans Vidal et al. (2001). L'autre équation du géothermomètre est donnée par la courbe supérieure de stabilité de l'association minéralogique chl+qz et éventuellement des autres minéraux à l'équilibre associés (fig.61.5). Dans le cas étudié on a considéré simplement la transformation qui déstabilise la chlorite en équilibre avec le quartz; cette transformation peut être représentée par la réaction suivante chlorite+quartzÆout [7] qui exprime le champ de stabilité de la chlorite par rapport à l'augmentation de la température. D'autres paramètres agissent en variant l'équilibre de ces deux réactions et par conséquent les valeurs de température. Les données analytiques ont été traitées avec un programme de calcul Excel qui prend en charge toutes les variables du système, c'est à dire la pression, l'activité d'eau et le %mol du Fe3+. Les valeurs de température calculées sont acceptées si l'écart entre les résultats des deux équations [6] et [7] est inférieur à 50 °C. Dans ce cas le géothermomètre considère la valeur de température moyenne entre les deux valeurs résultantes. Pour permettre cette opération de calcul on a dû fixer les autres variables prises en charge par le programme excel. L'approche de la définition de ces paramètres a été faite de la façon suivante. Au lieu d'imposer directement des valeurs définies sur la base des évidences analytiques et du terrain, on a calculé les résultats en appliquant toutes les combinaisons possibles de ces valeurs. Ensuite on a pu observer que les valeurs qui 133 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées permettraient au géothermomètre de donner le nombre maximal de résultats acceptables et cohérentes, étaient équivalents à ceux supposés sur la base des évidences analytiques et du terrain; l'importance de ces paramètres et de leur définition est illustrée en bref de suite. Figure 60.5: End-members thermodynamiques de la chlorite et leur partition des sites atomiques. Explications des symboles: les numérotations 1-8 indiquent la séquence d'attribution cationique pour les chlorites de composition intermédiaire; tot. = total de la formule structurale; XMg = Mgtot./(Mgtot.+Fetot.); = sites vacants (Vidal et al., 2001). Figure 61.5: Diagramme P-T de stabilité de l'association minéralogique chl+qz et d'autres associations minéralogiques comprenant la chlorite. Ces courbes sont utilisées par le géothermomètre de Vidal et al. (2001). La pression influence la réaction [6] et une augmentation de la pression augmente la concentration de sudoite dans la chlorite. Les valeurs de pression obtenues avec l'application du géothermomètre esquissent deux regroupements. Un premier regroupement, compris autour de 7-10 kb est caractéristique des chlorites des roches en faciès schistes verts ainsi que des veines à chlorite de Ière génération. Un deuxième regroupement, compris entre 1-3 kb, comprend toutes les chlorites hydrothermales cristallisées dans les veines ainsi que les chlorites des roches affectées par les phénomènes hydrothermales. L'activité d'eau influence la réaction [7] c'est à dire le champ de stabilité des chlorites en équilibre avec le quartz. Les valeurs d'activité d'eau (aH20) optimale pour l'application du géothermomètre est comprise entre 1 et 0.8. Quand même les valeurs de aH20 = 1 sont caractéristiques de la phase hydrothermale s.s. tandis que des valeurs de aH20 = 0.9-0.0 sont données par les chlorites en faciès schistes-verts, c'est à dire plus profondes et de plus haute température. Finalement la % Fe3+ influence les échanges Fe/Mg qui sont à la base de la réaction [6]. La substitution di/trioctaédrique qui implique la sudoite et l'ensemble clinochlore/daphnite-amesite est 134 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées dépendant de la concentration du Fe3+ qui doit être connu pour définir l'équation [6] donc la détermination du Fe3+ a été nécessaire afin d'utiliser ce géothermomètre. Cette détermination a été effectuée sur six échantillons de chlorite des roches et des veines en utilisant une méthode colorimétrique; les résultats sont présentés dans la figure 62.5. Ces chlorites paraissent en effet riches en Fe3+ avec des valeurs comprises entre 5-15 pds% Fe2O3 correspondantes à une concentration 0.2-0.4 mol% de Fe3+. Ces valeurs indiquent une forte oxydation de la plupart des chlorites de la région, suite probablement à la circulation des fluides hydrothermaux. Figure 62.5: diagrammes de la concentration de Fe2O3 dans les chlorites des veines et des roches, analysées avec la méthode colorimétrique. Pour preuve du bon fonctionnement du géothermomètre on peut observer que les valeurs de P, a(H20) et %Fe3+ choisies en appliquant le géothermomètre sont les mêmes que celle qu'on pouvait supposer sur la base des données géologiques et analytiques à disposition. D'abord la concentration de Fe3+ mesurée dans les chlorites est du même ordre de grandeur de la concentration de Fe3+ mol% calculée avec le géothermomètre. Des faibles teneurs en Fe3+ (<0.2 mol) donnent peu ou aucune valeur de température valable. La pression définie par le géothermomètre pour les chlorites en faciès schistes-verts indique des conditions barométriques de 7-9 kb, lorsque les roches étaient encore à des profondeurs remarquables. Dans ce cas on peut considérer une pression hydrostatique à l'équilibre avec celle lithostatique et la profondeur des roches sur la base du gradient de pression lithostatique (0.3kb/km) peut être estimée autour de 21-27 km. Les valeurs plus faibles de l'ordre de 1-3 kb obtenus des chlorites des veines hydrothermales s.s. par contre sont caractéristiques de conditions plus superficielles. À ces pressions faibles la pression hydrostatique est inférieure de celle lithostatique est le gradient de pression hydrostatique (fig.63.5) indique une profondeur d'environ 6-9 km qui s'adapte bien à un circuit hydrothermal profond. L'activité d'eau est toujours confinée entre des valeurs de 1-0.8; ces valeurs d'a(H2O) très élevées indiquent une a(CO2) faible ou manquante, dont témoigne aussi l'absence presque totale de minéraux carbonatés dans les dépôts hydrothermaux. De plus les valeurs de 0.8 sont liées aux chlorites des roches en faciès schistes verts dont la cristallisation peut être liée à une plus ancienne et profonde circulation de fluides de composition différente par rapport à celle de l'épisode hydrothermal principal (s.s.) Les températures obtenues par ce géothermomètre de Vidal (fig.64.5; annexe 3b) sont tout à fait comparables avec celles tirés de Cathelineau (1988) (fig.58.5; annexe 3a). Parmi les valeurs obtenus on peut distinguer deux concentrations de T° différentes (annexe 3b).Le premier regroupement a des températures comprises entre 450-350°C et est représenté par les chlorites du groupe I qui cristallisent dans la première génération de veines ainsi que les chlorites des roches en 135 Chapitre 5 Phénomènes hydrothermaux, de rétromorphose et structures tectoniques associées faciès schistes-verts. Le deuxième regroupement a des températures comprises entre 300-200 °C environ et représente les chlorites du groupe II qui sont directement liées l'événement hydrothermal s.s. Figure 63.5: Diagramme de la variation de la pression lithostatique et hydrostatique en fonction de la température. La ligne noire et les points noirs indiquent la réelle évolution de la pression des fluides dans un bassin sédimentaire. Pour des profondeurs d'environ 5 Km la pression hydrostatique coïncide avec celle lithostatique (tiré de Wood & Walther, 1986). Enfin on a tenté une corrélation de ces températures avec des données d'inclusions fluides. Malheureusement, la taille, le type et la distribution des inclusions dans les roches et dans les veines n'ont pas permis d'obtenir des résultats. Cette expérience nous a tout de même permis d'observer que l'application de la méthode des inclusions fluides à un contexte hydrothermal et en même temps tectonique typique du secteur des Alpes étudié est très ardue et aux résultats incertains. Ces températures peuvent être comparées avec celles calculées dans les Alpes Centrales par Lucchini (2002) en utilisant le fractionnement isotopique δO18 entre le quartz et les autres minéraux des fissures. Il obtient des températures de 550-400°C pour le début de la fissuration et des températures de 250-300°C pour la fin de la cristallisation du quartz. La cristallisation de phases de plus basse température tels que la laumontite se déroule jusqu'à des températures de 150 °C. Figure 64.5: diagrammes T°C/%Fe3+ qui montrent deux exemples de chlorites hydrothermales différentes. C2 (AFL.1.2.2.) constitue une chlorite du group II, de plus faible température; C97 (AFL.11.1.2) est une veines du group I de plus haute température (la série complète des diagrammes est proposée dans l'annexe 3). 136 Chapitre 6 Failles à gouge 6 - FAILLES À GOUGE Les failles à gouge constituent la dernière phase de déformation cassante qui affecte le socle cristallin de la région étudiée. Ces structures tectoniques constituent un système complexe de plans de failles conjugués, discontinues et à géométrie variable toujours caractérisés par la présence d'argile tectonique au sein des plans de faille. Sur la base des rapports géométriques observables sur terrain les failles à gouge coupent toujours les systèmes de failles et de veines hydrothermales et ne sont pas coupées par d'autres systèmes tectoniques importants. Dans les paragraphes suivants seront décrites les caractères structuraux, pétrographiques macro- et microscopiques de ces failles à gouge. De plus est proposé une analyse détaille des minéraux argileux qui forment ces gouges ainsi que des analyses radiométriques et de cristallinité de l'illite (C.I) pour évaluer les conditions P-T-t pendant le développement de ces zones de failles. 6.1 – ORIENTATION SPATIALE ET CARACTÈRES STRUCTURAUX GÉNÉRALES À l’échelle de la région les failles à gouge forment une structure qui s’étend sur plusieurs dizaines de kilomètres, parallèlement à l’axe de la vallée principale, avec une direction moyenne EW et ENE-WSW (voir cartes géologiques, annexes 5-7). L’orientation de ces plans à l'échelle de l'affleurement est variable vers le N (350°-40°) et le S (150°-200°) avec un angle de plongement moyen compris entre 0° et 50° (fig.1.6). Le système de plans plongeant vers le N est normalement plus répandu par rapport à celui conjugué plongeant vers le S. Les failles orientées E-W et ENEWSW qui forment les systèmes tectoniques principaux sont souvent reliées entre elles par un autre système de failles à gouges orienté environ NW-SE. Font partie de ce système notamment la faille Ogna-Salmina, la faille de la Ribellasca et la faille St. Antonio-Rancaldina (voir § 6.2"répartition régionale" et écorché tectonique, annexe 7). Comme on peut l’observer sur les canevas structuraux de Schmidt (fig.1.6a) l’orientation spatiale de chaque plan montre des variations parfois importantes par rapport à la direction moyenne E-W, ENE-WSW de ce système de faille à l’échelle régionale. Cette distribution partiellement aléatoire est liée au fait que le développement de cette dernière phase de déformation se produit à l’intérieur de roches froides, peu susceptibles à être déformées. Il semble donc probable que le système de faille à gouge se propage de préférence à travers les zones de plus faible résistance à la déformation, notamment les zones de failles kakiritiques, les contacts lithologiques et les niveaux de mylonites et de cataclasites. a b c Figure 1.6: Projection stéréographique (canevas de Schmidt, hémisphère inf.) des pôles des plans des failles à gouges de la région. a) plans de faille totales. b) plans de faille avec un mouvement reconnu de type décrochant c) plans de faille avec au moins une composante de mouvement inverse. 137 Chapitre 6 Failles à gouge Parfois on retrouve des plans à haut angle de plongement qui se développent parallèlement à la schistosité régionale en reprenant le rubanement de la roche; souvent il s’agit de plans isolés qui à la différence de la plupart des zones de faille principales ne sont pas associées aux phénomènes hydrothermaux. Ces plans isolés peuvent être interprétés soit comme des plans secondaires soit comme des plans développés dans les phases tectoniques tardives, suite à la diminution de la pénétrativité ou suite à une réorientation spatiale de cette phase de déformation. De même façon, la direction de mouvement des plans de faille à gouge est plus complexe que celle des failles majeures reconnaissables à l’échelle de la vallée. Les indicateurs cinématiques observés sur l’ensemble du système sont principalement les stries et le rejet. Ces deux critères ne sont pas faciles à appliquer car les stries dans les plans de gouge, si présentes, sont à peine esquissées, tandis que l’évaluation du sens de décalage n’est pas toujours applicable à cause de l’homogénéité moyenne et de la forte altération des roches. Dans l’ensemble les indicateurs cinématiques indiquent une composante de décrochement principalement dextre, toujours importante, associée à des composantes de mouvement inverse. A la base du développement de cette déformation on peut supposer un régime tectonique transpressif (voir § 9"évolution géodynamique"). En réalité on peut retrouver de nombreuses structures secondaires qui forment des systèmes de décrochement (dextres et sénestres) associées à des composantes de mouvement direct et inverse qui témoignent de l’existence d’une zone de cisaillement composite avec structures synthétiques et antithétiques associées. La plupart des plans de faille caractérisés par une composante de mouvement inverse (fig.2.6), ont une direction préférentielle orientée NE-SW (fig.1.6c), elle-même décrochée sensiblement de celle moyenne des autres plans de faille à gouge. La présence de ces failles à mouvement inverse peut être liée soit à la phase principale de déformation mais peut aussi être la conséquence d’un changement du champ de stress dans un certain moment de l’histoire de la déformation de la région. PAr contre les failles avec orientation NW-SE se caractérisent pour des mouvements principalement de type transtensif avec des composantes directes et décrochantes importantes. b Figure 2.6: a-b) failles à gouge inverses (flèches) dans la zone de faille de Meis (a, AFL.41.1.8) et de Dissimo (b, AFL.39.1.3). Le plan de faille (traits magenta) est associé à des plans mineurs, entre eux sub-parallèles. a 138 Chapitre 6 Failles à gouge A l’échelle de l’affleurement les failles à gouge forment toujours des plans avec une persistance latérale maximale de quelques dizaines de mètres, l’épaisseur de l’argile de faille est toujours de quelques centimètres, on a occasionnellement retrouvé des plans de faille avec une épaisseur du remplissage de gouge de 15-25 cm. (zone de faille près du village de Moneto). D’un point de vue géométrique on peut observer soit des plans isolés, rectilignes, qui se forment à l’intérieur d’une roche presque saine soit des structures plus complexes formées par des séries de plans d'allure anastomosée ou sigmoïdale (fig.3.6). Dans ce dernier cas ces failles se développent de préférence en association aux zones déjà déformées par des phénomènes hydrothermaux et de kakiritisation. Souvent on s’aperçoit aussi que l’évolution de la phase strictement hydrothermale à celle des gouges est un passage continu sous conditions T-P décroissantes. En effet des phénomènes résiduels de cette activité hydrothermale, surtout ceux associés à la précipitation des zéolites peuvent être contemporains à la formation des failles à gouges. Souvent sont reconnaissables des zones de failles asymétriques avec un mur fortement cataclasé et recimenté par un essaim de veines hydrothermales et un toit moins tectonisé et intéressé plutôt par des phénomènes d’altération et de fracturation (fig.4.6). Cette allure des failles a été déjà décrite par Sibson (1977; et al., 1979) et ensuite reprise par Mancktelow (1990) dans sa description détaillée de la zone de faille du Simplon, à l’E de la zone étudiée (fig.14.2). 66 Figure 3.6: AFL.20.2.5. Zone de faille à gouge à structure en sigmoïdes. Figure 4.6: AFL.39.1.3. Exemple de mur minéralisé et métasomatisé (kakirite) mis en contact par un plan de faille à gouge avec un toit faiblement altéré et fracturé. 67 6.2 – RÉPARTITION RÉGIONALE A l’échelle régionale peuvent être distingués trois systèmes principaux de failles qui coupent à faible angle la séquence du socle en traversant toutes les principales unités affleurantes, notamment le complexe de Finero, la zone du Canavese et les racines des nappes alpines. Ces trois systèmes semblent être très répandus dans la partie centrale et orientale de la région où ils forment d’épaisses zones de faille en association aux phénomènes hydrothermaux, tandis que vers l'W on observe une diminution de ces phénomènes et une augmentation de plans de faille isolés. Ci-dessous on a dressé une liste des principales zones de faille à gouges de la région, regroupés en trois systèmes principaux, avec une appellation de la localité d’affleurement et une note de commentaire. Les différents systèmes de failles peuvent être repérés dans l'écorché tectonique (annexe 7). 139 Chapitre 6 Failles à gouge 6.2.1 - Système septentrional Il s'agit du système le plus discontinu et il se développe le long du versant N de la vallée entre l’unité d’Orselina et celle d’Antigorio, en reprenant le vieux contact tectonique de type ductile, maintenant soudé. Souvent ce système peut s’exprimer par des zones de cataclase et la formation d’argile tectonique est très localisée. De l’E en W on peut distinguer : Faille d’Intragna : faille qui met en contact tectonique l’unité d’Orselina au mur, et celle de Antigorio au toit. On peut la suivre par quelques dizaines de mètres dans le couloir qui se développe au N du village d’Intragna. La zone de faille apparaît très hétérogène (fig.5.6 a-b). Sur quelques mètres on remarque un passage graduel de roches en faciès schistes-verts, crénelées, ensuite cataclasées et/ou brèchifiées jusqu'à constituer une véritable gouge. En apparence les gneiss semblent être plus finement déformés que les amphibolites. Aux côtés de la faille on remarque d’autres plans de faille minéralisés et des kakirites a b Figure 5.6: AFL.5.1.1. Zone de faille d'Intragna. a) panoramique de la zone de faille où l'on peut observer la roche altérée, brèchifiée et cataclasée, traversée par un plan de faille à gouge (trait magenta) qui met en contact la zone d'Orselina (à gauche) avec celle d'Antigorio (à droite). b) détail du plan à gouge constitué d'une argile bleu-verte dérivé du broyage de roches gneissiques et amphibolitiques. Faille de la Ribellasca : faille peu développée à l’affleurement, qui apparaît plus évidente au niveau morphologique, suivant la rivière du même nom le long du contact Mt. Rose-Orselina et après se développant à l'intérieur de la zone d'Orselina. Cette faille, avec direction moyenne NW-SE joint le système Septentrional, qui affleure aussi au N des limites de la carte géologique avec la grande faille de la route cantonale (système central), affleurante plus au S. Faille de Craveggia : faille peu développée dans le gneiss d’Antigorio qui affleure avec discontinuité à l'E de Craveggia le long du creusement morphologique du torrent Isornino. 140 Chapitre 6 Failles à gouge Faille Buttogno-Albogno : se développe le long de la marge septentrionale de l’unité d’Orselina, près du contact avec le gneiss de Pioda di Crana. Elle forme une zone cataclastique associée à des plans de gouge de petite dimension, organisés sous forme de structures anastomosées. Faille S. Antonio-Rancaldina : se développe dans le gneiss d’Antigorio, sous forme d'un système de plans parallèles avec direction ESE-WNW, direction proche de celle de la faille du Simplon. La zone de faille (fig.6.6) est faiblement kakiritique et se trouve traversée par plusieurs plans soit à gouge soit minéralisés. a b Figure 6.6: a-b) AFL.42.1.4. Zone de faille de Rancaldina. On peut observer deux plans de failles à gouge qui constituent un système de plans parallèles à espacement plurimétrique. Dans la figure b) on peut reconnaître l'argile de faille de couleur vert-bleu. 6.2.2 - Système central Il est le système le mieux répandu et se développe suivant l’axe principal de la vallée Centovalli-Vigezzo, il est contenu presque entièrement à l’intérieur de l’unité d’Orselina. Il est associé à une précédente ligne tectonique, constituée par un faisceau d’épaisseur de quelques dizaines de mètres de kakirite, cataclasite et de roche minéralisée par la phase hydrothermale, qui est traversé et coupé par cette dernière phase de failles à gouge. Dans la partie centrale de la zone étudiée, sur la plaine alluviale de S.M.Maggiore ce système apparemment disparaît sous les sédiments quaternaires pour réapparaître de nouveau vers l’W dans le socle qui affleure le long de l’axe de la vallée. Une analyse des ces sédiments quaternaires, notamment des dépôts lacustres et des brèches péridotitiques d’origine controversée, a montré la présence de nombreuses structures de déformation tels que de plis et de microfailles (à composante inverse et directe) et de véritables failles à gouge développés dans les brèches (ces aspects seront traités dans le § 8"structures et dépôts quaternaires"). De l’E vers l’W on peut distinguer : 141 Chapitre 6 Failles à gouge Faille Ogna-Salmina: constitue un complexe système de plusieurs branches de failles avec direction moyenne NW-SE qui joint la grand faille de la route cantonale avec la faille Ogna-RemoDorca (système méridional), affleurante plus au S. Cette branche peut être suivie de façon discontinue sur environ un kilomètre où elle recoupe l’unité d’Orselina et celle du Mt Rose. Près de Ogna (fig.7.6) la faille se caractérise par un mur cataclasé et fortement minéralisé et par un toit brèchifié, peu minéralisé et peu affecté par un mouvement de type inverse. Prés du rio Salmina (fig.8.6) et dans toutes les incisions fluviales adjacentes (rio Vaccariccio, rio Cipriano) les roches affleurantes sont profondément transformées et altérées par les phénomènes hydrothermaux et métasomatiques, elles sont traversées par plusieurs systèmes de veines hydrothermales, cataclasites, brèches, kakirites, plans de faille minéralisés et à gouge. a b a b Figure 7.6: a-b) AFL.18.2.4. Faille de Ogna. Le plan de faille à gouge est indiqué en trait magenta. On peut observer (b) l'altération et la fine cataclase de la roche de faille du mur. Figure 8.6: AFL.15.1.3. a) vu d'ensemble d'une portion de la zone de faille de Salmina impliquant l'unité d'Orselina. Les plans de failles (traits magenta) se forment vis à vis des contacts lithologiques entre le gneiss (blanc) et des niveaux d'amphibolites (verts sombres). b) détail d'un plan de gouge qui coupe une roche de faille quartzo-feldspatique métasomatique. Faille de la route cantonale (Sassalto, Verdasio, barrage de Palagnedra, Borgnone, Camedo): c’est un grand système de faille bien développé qui, de manière discontinue, affleure parallèlement à la route cantonale pour environ 5 km de long. Il est formé d’une série de plans de gouge à géométrie sigmoïdale qui se développent à l’intérieur d’une zone kakiritique, puissante de quelques dizaines de mètres, affectée par des phénomènes hydrothermaux très développés, associés à des plans de failles minéralisées et à des niveaux de roche altérée et intensément cataclasée (fig.9.6 a-d; fig.10.3.2c). 142 Chapitre 6 Failles à gouge a c b d e Figure 9.6: Zone de faille de la route cantonale. a-b) AFL.26.1.7. Faille de Camedo on peut observer le plan de faille à gouge qui coupe à faible angle la succession du socle et déplace les structures hydrothermales. c-d) AFL.36.1.3. Faille de Borgnone. On peut observer le plan de faille à faible angle (c) avec une géométrie caractéristique de type ramp-flat. e) AFL.20.2.3. Détail d'un plan de faille à gouge de la zone de Palagnedra. Faille Olgia-Dissimo: forme une étroite zone de faille moyennement développée au sein de l’unité du Mt. Rose (fig.33.3.3). Le mur et le toit de la zone de faille ont les mêmes caractères que celle de Ogna-Salmina. En plus des habituelles roches de faille, affleurent de puissantes veines hydrothermales minéralisées qui caractérisent de préférence le lit de la faille et des gouges de faille bimodales constituées d'une portion claire et d'une sombre à composition minéralogique différente. Faille Isella-Re (Quaternaire): dans ce secteur affleurent exclusivement les dépôts quaternaires qui forment la plaine de S.M.Maggiore et qui se déposent au-dessus de l’hypothétique continuation dans le socle de ce système central. Les sédiments affleurants, notamment les limons et les sables 143 Chapitre 6 Failles à gouge lacustres, sont déformés par des plis à grande échelle et par de microfailles à composante inverse et directe, les brèches péridotitiques sont traversées par des véritables plans de faille avec stries. Les sédiments plus récents tels que les moraines glaciaires et les dépôts fluviaux et torrentiels semblent n’être guère affectés par ces déformations. Ces évidences font supposer que ces structures de déformation sont liées à la présence d’une zone de faille récente, dans le socle, active au-dessous de la couverture (voir § 8"structures et dépôts quaternaires"). Faille de Gagnone (Quaternaire): ces plans de failles intéressent les brèches péridotitiques qui se posent sur les gneiss d’Orselina (fig.1.3.4). Les plans de failles sont sub-horizontaux, faiblement plongeants vers le N pareillement à la faille de route cantonale affleurante plus à l' E dans le côté suisse. Ces plans ont une extension de quelques dizaines de mètres et une épaisseur du remplissage d'un centimètre environ (fig.10.6 a-c). Leur continuation directe dans le gneiss adjacent n’est pas tellement évidente à cause de l’état d’altération et de désagrégation du gneiss même à l’approche du contact. On retrouve des plans tout à fait comparables plus à l’W, dans le système de faille du Melezzo W. La présence de plans de faille dans cette brèche monogénique était déjà décrite par Boriani & Colombo (1976). a b c Figure 10.6: AFL.49.1.3-49.1.4. Faille de Gagnone dans les brèches péridotitiques. a) panoramique d'un plan de faille à gouge à géométrie de type "ramp-flat". b) détail d'un plan de faille à gouge dans la brèche. c) détail du remplissage de la gouge constituée par un matériau argileux à serpentine + talc + chlorite. Faille du Melezzo W: c’est la continuation géométrique naturelle vers l'W des structures observées dans les brèches de la faille de Gagnone. Elle se déroule parallèlement au cours du 144 Chapitre 6 Failles à gouge Melezzo W sur environ 5 km affectant les roches de la zone d'Orselina (fig.11.6). Cette zone de faille est souvent associée à des structures semi-ductiles tels que des plis froids et des kink-bands (voir § 4.2"plis"). En particulier ces kink-bands évoluent en un système conjugué de plans de faille à gouge. Le passage est clair où l’on peut observer les reliques des plans axiaux de plis IV qui sont devenus des véritables plans de gouge (fig.24.3.3 a-b). b a c Figure 11.6: a) AFL.37.1.3, panoramique d'un plan de faille à gouge dans le lit du Melezzo W. Ce plan se superpose sur un ancien plan axial de PIII (fig.21.4). b) AFL.46.1.1, plan de faille à gouge près de Marone. c) AFL.55.1.1, détail de la faille à gouge près de "Il Maglio". On peut noter l'argile de la gouge de couleur typique vert-bleu et la cataclase de la roche l'entourant. 6.2.3 - Système méridional Il se développe le long du versant S de la vallée, il se déroule sub-parallèlement à la marge N de la zone du Canavese, impliquant les complexes adjacents de Finero et les racines de la zone SesiaLanzo et du Mt. Rose. Ce système a été suivi jusqu'à la localité de la Cortina, près de la frontière ICH, dans l’Unité de Finero, après avec une direction ENE-WSW NE-SW, il continue hors des limites méridionales de la zone levée. De l’E en W on peut distinguer : Faille Ogna-Remo-Dorca: mince zone de faille qui se développe avec direction E-W à partir de Ogna, où se croise avec la faille Ogna-Salmina. Dans ce secteur cette zone de faille se développe le long du contact Mt. Rose-Sesia. Dans la zone de Dorca la faille coupe les roches gabbroïqes de la zone de Zermatt. À l'affleurement cette zone de faille est pour la plupart cachée sous une couverture de dépôts éluvio-colluviaux et végétale et sa présence et sa taille effective est difficile à estimer. Faille de Bordei : complexe zone de faille qui se développe entre les racines de la zone du Mt. Rose, de Zermatt et du Sesia formant une zone de mélange tectonique. Elle se caractérise par 145 Chapitre 6 Failles à gouge une épaisse zone de faille avec des plans à gouge anastomosée et à géométrie sigmoïdale, associée à des kakirites et des cataclasites, produisant une forte altération des roches originelles. (fig.12.6 a-c). c a b Figure 12.6: AFL.20.2.5, a) panoramique d'une partie de la zone de faille de Bordei. Dans l'image on peut observer des roches altérées et en partie kakiritique coupés par un plan de faille à gouge à faible angle de plongement et direction sénestre (normale). b) détail d'un plan de faille à gouge qui produit une forte cataclase de la roche. c) détail d'un macrolithon quartzitique entouré par des plans de failles à gouge. On peut noter l'orientation différente de la Sr (traits bleus) qui caractérise le mur et le toit de la faille. Faille Moneto-Pian del Barch : cette zone de faille complexe atteint plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur en formant une vaste zone cataclastique et kakiritique; elle traverse et coupe une vieille zone d'écailles tectonique (ligne du Canavese), les roches des différentes unités très étirées par les déformations plus anciennes sont ultérieurement transposées et tectonisées par cette dernière phase au point d’apparaître à l’affleurement comme des écailles tectoniques ou des lentilles et boudins à échelle décamétrique. Sur quelques mètres on retrouve associés des gneiss, des micaschistes à grenat, des roches basiques et ultrabasiques, des schistes graphitiques et des roches carbonatées. La gouge de faille du plan principal, foncée par le graphite, atteint une épaisseur de 1520 cm (fig.13.6). Faille rio Ferro-rio Negro. Se développe dans le massif ultrabasique de Finero avec des caractéristiques tout à fait comparables aux zones de faille développées dans les roches gneissiques. Elle forme des étroites zones de faille avec des plans à gouge conjugués de quelques centimètres d’épaisseur (fig.14.6). Ces plans, dans la partie externe du corps péridotitique coupent les brèches et les failles minéralisées liés aux phases de déformation plus anciennes en produisant des larges zones tectoniques où la roche est cataclasée cassée et désarticulée. L'aspect des roches de faille et 146 Chapitre 6 Failles à gouge des argiles qui forment la gouge (fig.15.6) sont tout à fait comparables à ceux qui peuvent être observés dans les brèches péridotitiques (voir § 8"structures et dépôts quaternaires"). b a c d e Figure 13.6: AFL:43.1.1 a) panoramique d'une partie de la zone de faille de Moneto où l'on peut observer la roche cataclasée et altérée. b-c) détail de plans de failles à gouge, on peut observer des niveaux brèchifiées noirs à graphite qui forment des macrolithons définis par les plans à gouge.. d-e) AFL.43.1.3, panoramique d'une zone kakiritique au sein de laquelle la roche est complètement métasomatisée, ensuite traversée par des plans de failles à gouges qui produisent une véritable pulvérisation de la roche de faille. 147 Chapitre 6 Failles à gouge a c b d Figure 14.6: a) AFL.56.1.2, zone de faille du rio Ferro. On peut noter un faisceau cataclastique plongeant vers le nord coupé par un plan de faille à gouge plongeant ver le S (trait magenta). b-c-) AFL.52.1.3, panoramique du secteur externe du corps de Finero caractérisé par une cataclase et brèchification très intense de la roche. Dans l'image(b) on peut observer le passage vers le haut entre une roche où est encore reconnaissable la Sr (trait bleu) et une roche où ces caractères sont effacés complètement par la déformation cassante. d) AFL.56.1.1, détail d'une zone de faille du rio Negro. On peut observer un faisceau cataclastique, repris par un plan de faille à gouge immergeant vers le N (trait magenta) qui déplace des anciennes veines à serpentine. 148 Chapitre 6 a Failles à gouge b Figure 15.6: AFL.56.1.2, a) détail d'un plan à gouge constituée par serpentine +chlorite. b) détail de l'argile de la gouge qui montre une structure relique d'une lentille de roche dont les minéraux sont complètement argililisés et transformés dans un agrégat de serpentine+talc+chlorite. 6.3 – CARACTÈRES MINÉRALOGIQUES DE LA FRACTION ARGILEUSE La caractérisation minéralogique des gouges de faille, en particulier de la fraction argileuse, permet d’acquérir des indications sur les conditions physico-chimiques des phénomènes tectoniques qui leur sont associés. La structure des minéraux argileux a été investigué principalement par diffraction RX (DRX, annexe 1a et 4), associées à des analyses au microscope électronique à balayage (MEB). Ce dernier nous a permis de voir, après une séparation de la fraction la plus fine par décantation à l’eau, l’aspect morphologique des argiles qui caractérisent la gouge (fig.16.6). a b Figure 16.6: Images MEB montantes différents minéraux argileux constituant les gouges de faille. a) C140-AFL18.2.4.. image MEB 770x, illite associée à de grandes tablettes de probable mica détritique. b) C250-AFL.56.1.2, image MEB 920x, serpentine tabulaire +talc en tablettes. 149 Chapitre 6 c Failles à gouge d Figure 16.6 suite: Images MEB montantes différents minéraux argileux constituant les gouges de faille. c) C226aAFL.42.1.4, image MEB 3600x, fines lamelles de smectite avec une grande tablette de chlorite. d) C250-AFL.56.1.2, image MEB 2250x, morceau de serpentine, affecté par des phénomènes de dissolution. Bien que le microscope optique soit un moyen insuffisant pour observer ce type de roches on a pu réaliser quelques lames sur des portions cimentées, et sur certains micro-blocs immergés dans la gouge des failles qui affectent le corps de Finero (fig.17.6). Les micro-blocs de l'ancienne péridotite sont constitués par des grains xénomorphes entourés d'un squelette d'oxydes et de produits limonitiques. Les minéraux primaires sont altérés et effacés complètement, la circulation de fluides produit un métasomatisme important et on peut observer quelques agrégats pseudomorphes, constitués de talc, chrysotile et calcite immergés dans la structure oxydée des micro-blocs. Les portions de matrice cimentée sont par contre complètement transformées aussi au niveau structural et elles sont constituées d'un agrégat à grain très fin de talc et chrysotile. Ces cristaux sont faiblement orientés et esquissent une sorte de schistosité dans la gouge. Des plages et des halos de calcite sont toujours répandus dans toute la roche de faille. a b Figure 17.6: C252-AFL.56.1.2, a-b) Lm 25x n//(a), nX(b), micro-bloc d'ex-péridotite constituée par des grains xénomorphes entourés d'un squelette d'oxydes et de produits limonitiques. Les grains, sont constitués d'un agrégat pseudomorphe de talc et chrysotile. 150 Chapitre 6 c Failles à gouge d Figure 17.6 suite: C252-AFL.56.1.2 c) Lm 25x nX, contact entre un micro bloc (noir) et la matrice constituée d'un agrégat à grain très fin de talc+serpentine. On peut observer aussi une couronne de calcite (beige). d) Lm 50x nX, détail de la matrice cimentée de la gouge constituée d'un agrégat pseudomorphe de serpentine (noir au centre de l'image) et par des niveaux minéralisés à talc et à calcite. 6.3.1. - Granulométrie D’autres données qui concernent la gouge, tels que la taille granulométrique et la caractérisation par diffraction RX (DRX) des minéraux argileux, ont été acquis. La caractérisation granulométrique de la gouge, a été effectuée sur le passant au tamis Ø<250 µm qui a été ensuite analysé par granulométrie laser afin de caractériser la fraction la plus fine. Il faut remarquer que la méthode laser nous nous donne une moyenne des diamètres des grains et que des minéraux tabulaires ou aciculaires peuvent donner des valeurs qui ne réfléchissent pas la taille réelle des minéraux. Les résultats, visibles dans les courbes granulométriques de l'annexe 4b et den partie dans la figure 18.6, montrent la présence d’une fraction argileuse inférieure à 2µm, toujours variable entre 15-35 % en volume. Les échantillons provenant de roches ultrabasiques, riches en talc et serpentine, minéraux tabulaires et aciculaires qui peuvent fausser les valeurs du granulomètre laser, montrent parfois une fraction argileuse plus basse, autour de 10 %. Dans la plupart des échantillons le 90 % de la fraction analysée révèle une taille granulométrique au-dessous de 60 µm, valeur limite entre les sables et les limons. Dans son ensemble la fraction <250 µm de la gouge est constituée par un mélange de 20-40 % de fraction argileuse avec une fraction silteuse autour du 6070% et une fraction sableuse inférieure au 10%. Des diagrammes granulométriques on peut remarquer que chaque échantillon a une tendance, nettement marquée dans certaines gouges, à avoir deux populations granulométriques bien définies, une avec un maximum autour des 1-2 µm, l'autre avec un maximum autour des 15-30 µm. Évidemment la première population à granulométrie inférieure est représentative des minéraux argileux de néoformation, tandis que la deuxième, apparemment d'origine détritique, peut dériver du broyage au sein de la zone de faille. 6.3.2 – Analyses DRX Pour acquérir une complète et détaillée caractérisation minéralogique des gouges de faille la fraction argileuse (<2 µm) obtenue après centrifugation a été analysée par la méthode DRX sur poudres orientées par sédimentation (fig.19.6; annexe 4). Cette analyse a été effectuée en préparant, pour chaque échantillon, trois plaquettes différentes d’argile sédimentée. Une première a été séchée à l’air (AD), la deuxième saturée à l’éthylène glycol (EG) et la troisième chauffée (CHA) à 550°C; pour une partie des échantillons, pour lesquels la température de 550°C était trop élevée en amorphisant complètement les structures des minéraux, on a réduit le chauffage à 350°C. 151 Chapitre 6 Failles à gouge C125 max Ø=30 µm C116b max Ø=15 µm C113 max Ø=2-12;40 µm C108 max Ø=15 µm C103 max Ø=15 µm C040 max Ø=15 µm Figure 18.6: Courbe granulométrique et histogramme en volume de tailles de particules exprimé en échelle logarithmique de la fraction Ø< 250 µm des gouges de failles. On peut observer que la plupart des échantillon a une tendance, nettement marquée dans certaines gouges, à avoir deux populations granulométriques bien définies, une avec un maximum autour des 1-2 µm, l'autre avec un maximum autour des 15-30 µm. Pour la série complète des analyses voir l'annexe 4a 152 Chapitre 6 Failles à gouge D’un point de vue de la composition minéralogique, les spectres DRX (annexe 4a), obtenues sur une trentaine d’échantillons, montrent la présence de minéraux argileux tels que chlorite (Chl), illite (Ill), smectite (Sme), associés à des interstratifiés du type illite/smectite (I/S), chlorite/smectite (C/S) et chlorite/serpentine (C/Serp). Dans le tableau récapitulatif 2, en annexe, sont résumées et montrées les principales occurrences des minéraux dans ces gouges. Malgré la complexité et la variabilité minéralogique des gouges, liée à la composition des roches encaissantes, on a tenté de regrouper les gouges en trois familles. Pour faire ceci on a tenu compte à la fois de la nature minéralogique des argiles et des interstratifiés ainsi que des caractéristiques géométriques des signaux de diffraction. La famille la plus répandue (I) se développe à l’intérieur des roches gneissiques à composition quartzo-feldspatique. Elle se caractérise par la présence d’Ill et/ou Sme, associée à des quantités variables de Chl et à un interstratifié de type I/S. Ce dernier peut aussi être complètement absent. En général l’interstratifié typique est de type I/S mais on peut retrouver aussi de C/S. L’interstratifié I/S est du type irrégulier (Reichweite=0), les proportions des composants, calculées sur la base de la valeur 2θ° des pics (001/002) EG, (002/003) EG, sont variables entre le 75-99% d'Ill et le 1-25% de Sme (Moore & Reynolds, 1999). Les minéraux accessoires qui peuvent apparaître sont le quartz, la laumontite, l’albite et le feldspath potassique. Les gouges qui dérivent des failles qui coupent des niveaux pegmatitiques ou particulièrement riches en quartz-feldspath se caractérisent par une composition moyenne différente, on observe la disparition du chlorite et une augmentation de la quantité d’illite. Ces gouges donnent des spectres avec pics plus étroits qui démontrent probablement la présence d’un mica blanc hérité de la pegmatite, cristallisée sous conditions de plus haute température. La deuxième famille (II) de gouge se développe toujours dans le complexe gneissique des racines alpines mais à l’intérieur des niveaux amphibolitiques de la zone d’Orselina ou des roches basiques de la zone d'Antrona et de Zermatt. Ces argiles de faille se caractérisent par la présence de la chlorite comme minéral fondamental, associé à des quantités variables d’illite ou smectite. L’interstratifié caractéristique est du type C/S mais I/S peut être présent. Les minéraux accessoires sont l’amphibole de type actinote, le quartz et parfois le K-feldspath. L’analyse des rapports entre l’hauteur des pics (001)/(002)/(003)/(004) de la chlorite nous permet de définir la présence d’un type essentiellement trioctaédrique, ainsi que d’indiquer la présence de chlorites très riches en fer avec une occupation cationique partagée entre le site octaédrique du feuillet (SYL) et le site octaédrique hydroxylé (HYD), (Moore & Reynolds, 1999). L’interstratifié caractéristique est du type C/S, il se présente essentiellement sous forme d’interstratifié régulier avec un d(001) AD =29Å et d(001) EG =31 Å, valeurs qui correspondent à une corrensite (50%chl/50%sme). Une autre partie des interstratifiés C/S se caractérise par des valeurs de d(001) AD =31 Å et d(001) EG =35 Å, ce qui indique la présence d’une forme irrégulière d’interstratifié (R<1) qui diffère notablement d’une corrensite. La troisième famille (III) de gouge se forme dans les roches ultrabasiques de l’Unité de Finero et dans les brèches péridotitiques. Le talc, la serpentine sont les constituants principaux auxquels s’ajoutent quantités variables de chlorite. L’illite et la smectite peuvent être présents en petites quantités. L’interstratifié typique, s’il est présent, est du type Chl/Serp ou Sme/Serp. Le seul minéral accessoire non argileux, reconnu dans ces gouges, est une amphibole de type actinolitique. La serpentine est du type chrysotile-antigorite. Les spectres des chlorites de cette famille montrent un diffractogramme différent par rapport aux chlorites des autres familles de gouges. En particulier on observe une augmentation de la raie (001) et une égalisation des raies (003)-(004). D’après Moore & Reynolds (1999) cette variation peut indiquer soit une variation structurale de la chlorite du type trioctaédrique à celui dioctaédrique avec le Fe en forme réduite qui occupe d’abord les sites silicatiques (SYL), soit une augmentation du contenu en Mg par rapport au Fe tot. 153 Chapitre 6 Failles à gouge Figure 19.6: trois exemples de spectres DRX sur poudres orientés caractéristiques des différentes familles des gouges de failles d'un point de vue de leur composition minéralogique. a) famille I. b) famille II. c) famille III. La série complète des spectres DRX sur les gouges de failles est présentée dans l'annexe 4. 154 Chapitre 6 Failles à gouge Les analyses DRX sur poudres désorientées des pics secondaires tels que (060) et (hkl), ont permis de reconnaître les polytypes des phyllosilicates argileux présents dans ces argiles de faille. D’après les résultats concernant la chlorite on peut déduire qu’un seul type structural de ce minéral est représentatif de presque toutes les chlorites des gouges, indépendamment de leur diverse composition chimique. La chlorite appartient au polytype IIb et est caractérisé par une organisation structurale interne de type dominant trioctaédrique même si l’association avec des niveaux dioctaédriques peut être déduite soit des spectres RX soit par des simulations avec le programme Newmod (Reynolds, 1985). Ces simulations de diffractogrammes RX sur chlorite, comparés avec les spectres obtenus, montrent la compatibles soit d’un type trioctaédrique soit d’un mélange ditrioctaédriques. Les paramètres de simulation utilisés pour obtenir des spectres valables sont les suivants: le Fe dans le feuillet silicatique (SYL) est compris moyennement entre 1.22-2.44, le Fe dans le site octaédrique hydroxylé (HYD) varie entre 0.54-0.95; le rapport Fe(Syl)/Fe(Hyd) est variable entre 2:1 et 3:1(fig.20.6). Ces résultats sont comparables avec ceux obtenus par d’autres types d’analyses sur les chlorites hydrothermales et des roches (annexe 2 ME). Les illites, typiquement dioctaédriques, appartiennent de préférence au polytype tv1M (Moore & Reynolds; Patrier et al., 2003), caractéristique des illites en lattes où le réseau cristallin n’est pas bien structuré, mais il n'est pas rare trouver des évidences de la présence d'un polytype 2M1. Dans ce cas on peut supposer la présence, en association avec l'illite, d'une structure résiduelle, transformée partiellement, d'une muscovite provenant de la roche métamorphique d’origine. De plus on peut retrouver des évidences d’une structure trioctaédrique dans le cas où l’on pourrait supposer la présence de minéraux hérités tel que la biotite, très répandue dans les gneiss de la région. Une correcte interprétation des pics de diffraction, surtout dans ces cas, peut être masquée par la présence, dans la gouge, de quartz et de feldspath. Figure 20.6: Simulations Newmod des spectres DRX des chlorites (à gauche) trioctaédriques et di-trioctaédriques comparés avec des spectres DRX obtenus de l'analyse des échantillons de gouge (à droite). 155 Chapitre 6 Failles à gouge Des analyses DRX sur poudre désorientée de la gouge pris dans son ensemble, nous ont permis de définir l’association minéralogique non argileuse typique de ces gouges qui est tout à fait comparable avec la minéralogie des roches encaissantes dans lesquelles cette dernière phase de déformation se développe. La famille I se caractérise par la présence de quartz, épidote, K-feldspath et albite, parfois peut paraître de l’amphibole de type actinote. La famille II montre par contre d’abondantes actinotes et épidotes tandis que le quartz et le K-feldspath vont disparaître La famille III montre une composition qui reflète celle de la fraction <2 µm. L’observation des spectres DRX obtenus nous permet de faire d’autres considérations générales sur les caractères de ces argiles. La (001) de l’illite, du chlorite, de la smectite et des interstratifiés associés, montrent souvent une largeur du pic important. Dans le cas de l’illite, cette largeur peut atteindre la valeur de ∆0.80 θ° pour les échantillons AD. La température est un autre facteur qui joue un rôle fondamental dans la préservation des faibles structures des ces minéraux argileux. En plus les interstratifiés, les chlorites et les illites chauffées à 550° montrent une structure cristalline détruite et radicalement modifiée comme en témoigne la préservation sur les spectres RX de la seule raie (001) et la disparition presque totale des raies (00l+1). La plupart des spectres appartenant à la famille (I) de gouge, c’est à dire celle plus riche en illite et I/S, ont enregistré un bruit de fond considérable et même les pics des argiles sont caractérisés par des courbes altérées et segmentées par ce bruit. Tous ces facteurs indiquent une mauvaise cristallisation des phases argileuses, avec un développement d’un réseau cristallin imparfait et lacunaire, typique de conditions de basse température. 6.4 - CRISTALLINITÉ DE L’ILLITE Comme nous avons vu, la géométrie et la morphologie des pics d’illite nous indiquent que cette phase est cristallisée sous conditions de basse température, apparemment pendent l’activité tectonique des zones de faille qui ont produit les gouges. En supposant que la cristallisation de l’illite soit contemporaine au déroulement de l’activité tectonique on a effectué une tentative de quantifier les conditions thermiques de cette phase de déformation par l’utilisation de la méthode de la cristallinité d’illite (C.I.). Cette méthode est un indicateur empirique du faible métamorphisme régional, elle naît originalement pour évaluer les conditions thermiques des roches intéressées par des phénomènes diagénetiques et de faible métamorphisme dans un contexte prograde. Dans le cas étudié il s’agit d’un contexte tectonique avec des conditions métamorphiques rétrogrades, associées à des phénomènes hydrothermaux parfois très puissants. Malgré ces milieux géologiques différents, on a tenté d’appliquer la méthode de la C.I. à ce sujet de thèse, tout d’abord pour avoir des indications minéralogico-structurales sur l’illite et les interstratifiés associés. Pour ce faire, sur chaque plaquette AD et EG, on mesure l’index de Kübler (KI) qui se traduit par une largeur, exprimée en ∆2θ°(CuKα), du pic de diffraction à 10 Å de l’illite mesuré à mi-hauteur. Cette largeur est aussi nommée largeur de Scherrer du nom de son découvreur (Scherrer, 1918), qui avait deviné une liaison entre cette largeur et le nombre moyen de feuillets dans un domaine cohérent de diffraction (N). Certaines contraintes doivent être respectées dans l’application de cette méthode car le KI il n’est pas dépendant seulement de N mais aussi d’autres facteurs structuraux. En effet Klug & Alexander (1974) ont démontré que l’élargissement du pic de l’illite peut paraître suite à la distorsion de son réseau cristallin; pour l’instant on connaît encore mal la cause, l’ampleur et l’effet de ces distorsions pour établir une corrélation quantitative. On suppose que ces effets soient plutôt dus à variation de température et de facteurs chimiques qu’à une déformation mécanique (Jaboyedoff, 1999). C’est aussi démontré par les mêmes auteurs que la largeur du pic est inversement proportionnelle à la taille des grains d’illite. Ce phénomène est appréciable pour taille de cristallites inférieures à 0.1 µm et il peut être très important pour tailles 156 Chapitre 6 Failles à gouge inférieures à 0.01 µm. Un broyage artificiel des illites ou une réduction artificielle de la taille produit un élargissement du pic. Les analyses granulométriques des gouges de la zone étudiée montrent que la plupart de fraction argileuse est toujours au-dessus de 0.5 µm ce qu’il devrait préserver de ce type d'erreur les résultats obtenus. R0 R1 R0 R1 R0 R1 Figure 21.6: Projection des valeurs de%S, N, k des illites des gouges de failles, calculés avec logiciel d’estimation "Patissier". Sur la gauche sont présentés les données obtenues en considérant une valeur de R=0, sur la droite les mêmes données calculés avec une valeur de R=1 (la liste des valeurs est illustrée dans le tableau récapitulatif 2 en annexe). 157 Chapitre 6 Failles à gouge La mesure du KI a été effectuée en utilisant le logiciel Quickwidth© (Jaboyedoff, 1999) qui permet de calculer avec précision cette largeur (annexe 4c). Des méthodes traditionnelles ont été utilisées pour quelques échantillons où le pic (001) de l’illite interférait avec les pics d’autres minéraux et une décomposition du pic de diffraction a été rendue nécessaire. Les paramètres quantifiés avec la méthode de la C.I. et présentées schématiquement dans le tableau 2 en annexe, sont les suivants : • la largeur du pic de diffraction à 10 Å de l’illite mesuré à mi-hauteur (KI) • le nombre moyen de feuillets dans un domaine cohérent de diffraction (N) • le nombre consécutif moyen de feuillets d’illite présents dans une particule fondamentale d’un interstratifié I/S (Nfp)., • le pourcentage de smectite dans un interstratifié I/S (%S). Les valeurs analytiques de C.I. obtenues ont été élaborées par un logiciel d’estimation des paramètres Nfp, %S, N nommé Patissier, conçu et développé par Jaboyedoff & Thélin (2002). Les résultats sont montrés dans le tableau récapitulatif 2 (en annexe). Les valeurs de Nfp sont comprises entre 30 et 7 et forment trois groupes (fig.21.6) Le premier, le plus abondant est compris entre Nfp 30-20, une seconde intermédiaire avec des valeurs autour de Nfp 15-16 et troisième avec des valeurs inférieures à 10. L’augmentation des valeurs de Nfp correspond à une augmentation de l’ordre d’empilement et une régularisation de la structure d’un interstratifié I/S, ce paramètre a été aussi considéré comme un indicateur du degré métamorphique (Eberl et al. 1989, 1997, 1998; Jaboyedoff et al, 2001). Ces auteurs ont notamment fixé la limite à Nfp=20 pour le passage diagenèse-anchizone et à Nfp=70 pour le passage anchizone-épizone. Les valeurs de %S sont comprises entre 1-4% pendant que N varie entre 60 et 10. L’hétérogénéité des valeurs indique probablement la présence d'une part d'une cristallisation dynamique des phases argileuses avec des conditions P-T en changement continu et d'autre part de la présence de micas détritiques de plus haute température, hérités du protolithe métamorphique. Dans le domaine du faible métamorphisme prograde ces paramètres normalement nous permettent d’obtenir des valeurs de température de cristallisation. Kübler (1968, 1984, 1990, 2001) avait observé une corrélation entre l’augmentation de la température et la diminution du KI. Cette corrélation poussait Kübler à proposer des valeurs de KI pour marquer le passage diagèneseanchizone et anchizone-épizone définis respectivement à 0.42°∆2θ CuKα et à 0.25°∆2θ CuKα. Actuellement les valeurs de référence correctes pour l’appareil de diffraction utilisé, un RigakuGeigerflex7 à anode tournante de Cu, sont données par Jaboyedoff & Thélin (1996); soit: KI=039°∆2θ (CuKα) pour le passage diagenèse-anchizone et KI=0.22°∆2θ (CuKα) pour le passage anchizone-épizone. En tout cas des corrections instrumentales sont toujours nécessaires car plusieurs diffractomètres produisent des valeurs de KI différents, notamment plus petits de ceux définis par Kübler; les valeurs KI pour le passage diagenèse-anchizone et pour le passage anchizone-épizone sont corrigées automatiquement par le logiciel Patissier©. Dans la littérature, pour tenter de quantifier d’un point de vue thermodynamique ce passage diagenèse-anchizone-épizone, ont été développés plusieurs diagrammes de corrélation et de correction instrumentale. Notamment dans le tableau synoptique de figure 22.6 est illustré la corrélation entre les différents paramètres de la C.I et les champs du faible métamorphisme, proposé par Jaboyedoff & Thélin (1996). Bien que, comme nous l'ayons déjà remarqué, la méthode n'ait pas été développée spécifiquement pour ce contexte géologique on a essayé une application de ces diagrammes dans le domaine de failles à gouges. Les résultats obtenus, sont présentés dans la figure 23.6, qui montre les diagrammes de corrélation des valeurs analytiques de C.I., N, Nfp, %S. Dans l’ensemble on peut observer une distribution cohérente des points analytiques qui donnent des valeurs compatibles avec 7 Laboratoire RX, IMG, Université de Lausanne. 158 Chapitre 6 Failles à gouge les évidences de terrain et qui s'insèrent bien dans le contexte de l'évolution tectonique régionale de cette zone. On peut remarquer en effet que la totalité des données, indépendamment de la méthode choisie, se placent à l'intérieur des champs de l'anchizone et de la diagenèse. Selon les méthodes employées on peut noter qu’un négligeable déplacement des valeurs vers l'anchizone ou vers la diagenèse. En plus on peut observer une bonne corrélation entre les valeurs de C.I. et Nfp qui démontre que l’effet des micas détritiques n’est pas important (Jaboyedoff, 1999). Figure 22.6: tableau synoptique comparatif de l'évolution des paramètres chimiques, structurale et diffractométriques de l'illite et de l'interstratifié I/S en fonction de la température et de la profondeur. Les limites diagenèse-anchizoneépizone sont définies par des valeurs de largeur de Scherrer (S.W.) mesurés au laboratoire DRX de IMG de l'Université de Lausanne. (Jaboyedoff & Thélin, 1996). 159 Chapitre 6 Failles à gouge La succession linéaire des valeurs comprises entre l'anchizone et la diagenèse (fig.23.6 d-e) montre une tendance évolutive interprétable comme une cristallisation dynamique des phases argileuses avec des conditions P-T en changement continu vers des valeurs qui s'approchent à ceux de surface, suite à l’exhumation progressive de la zone des racines. La présence d’un interstratifié C/S de type corrensite, ainsi que d’un interstratifié I/S associés à de la smectite pure, est une association minéralogique typique de la diagenèse même si ces assemblages ne définissent pas des paragenèses à l'équilibre ni un champ de stabilité en sens thermodynamique. Par contre les points analytiques de plus haut degré, qui tombent dans le champ de l’anchizone, proche de celui de l'épizone (fig.23.6e), peuvent être dus à une contamination par un mica détritique cristallisé à plus haute température. a b c d e 160 Figure 23.6: a) valeurs de C.I. (largeur de Scherrer) calculés pour les échantillons sédimentés et glycolés à l'ethiliene des illites <2 µm des gouges de faille. b) pourcentages de smectite dans l'interstratifié I/S (fraction <2 µm). c) valeurs de Nfp des illites <2 µm. d) diagramme des champs de diagenèse, anchizone et épizone définis par les valeurs Nfp/(Nfp/C.I.). Les points représentent les projections des données analytiques calculées par les illites des gouges de faille e) diagramme des champs de diagenèse, anchizone et épizone définis par les valeurs S%/(N/S%.). Les points représentent les projections des données analytiques calculées par les illites des gouges de faille Chapitre 6 Failles à gouge Aussi le %S des I/S dans certaines gouges, mesurée avec la méthode de Moore & Reynolds (1997) est supérieur au 10%, valeur qui peut être interprété (Frey & Robinson, 1999) comme un indicateur de conditions P-T de faible diagenèse (T ≤ 100°C). La comparaison entre les valeurs de cristallinité de l'illite et les âges absolus obtenus sur les même minéraux (fig.24.6) montre une bonne corrélation positive des valeurs à des âges plus anciennes correspondent des températures plus élevées. La localisation de ces valeurs sur la carte géologique montre aussi qu'on à un refroidissement et un rajeunissement des structures du S au N et de l'W vers l'E. Indiquant que le développement des failles à gouge est phénomène qui s'étale sur une période d'environ 12 Ma et se propage dans l'espace pendant cette durée. Figure 24.6: Valeurs de Nfp des illites des gouges de failles, calculées avec le logiciel d’estimation "Patissier" comparées aux âges radiométriques respectifs. On peut observer une bonne corrélation entre les âges et les conditions thermiques qui peuvent être déduites des valeurs de Nfp des illites. Pour un repérage détaillé des échantillons voir le tableau récapitulatif 2 (en annexe). 6.5 – GÉOCHRONOLOGIE Dans le but de la reconstruction de l’histoire récente de cette région il a paru utile d'effectuer une datation de ces zones de faille, conduisant à une estimation de la vitesse d’exhumation. La méthode utilisée est celle du K-Ar sur illite. Les techniques de datation radiométrique sur les minéraux sont très répandues mais l’application de ces techniques à des failles de surface, où l’on trouve des conditions cassantes, est moins développée car elle pose certains problèmes (Murphy et al., 1987; Bonhomme et al., 1995; Eide et al., 1997). Tout d’abord il y a l’influence de l’héritage; aux faibles températures typiques de ces zones de faille on peut avoir une recristallisation seulement partielle des phases et la présence de phyllosilicates détritiques coexistants avec les argiles de néoformation peut influencer les âges radiométriques. En outre la taille moyenne des argiles a un rôle important dans la capacité de retenir et relâcher les cations et les éléments volatiles, l’adjonction de K ou la perte d’argon radiogénique peuvent donner une translation importante des droites isotopiques. Enfin un rôle important est joué par le mécanisme de cristallisation des phyllosilicates qui, dans ces conditions, peut être très lente 161 Chapitre 6 Failles à gouge donnant un âge qui n’a qu’une valeur de moyenne. Pour ces raisons quelques valeurs peuvent être faussées et on peut obtenir des âges plus anciens ou plus récents que les âges réels. La détermination des populations de familles argileuses par DRX permet de discerner entre des argiles ou interstratifiés authigènes de néoformation et phyllosilicates détritiques. Après une évaluation des caractéristiques minéralogiques les échantillons sélectionnés ont été envoyés à l'Université de Strasbourg8 où, après une sélection ultérieure, ils ont été datés. Dans des conditions diagénétiques ou anchizonales la néoformation d’illite en association à des interstratifiés I/S permet une assimilation du K dans la structure cristalline. La fraction argileuse (<2 µm) a été extraite de la gouge totale, cette fraction a été ultérieurement différenciée en trois sous-fraction (<0.2, 0.2-1, 1-2 µm). Ces fractions ont été analysées par DRX afin de déterminer les argiles et sélectionner les échantillons aptes à être analysés. Les datations sur la fraction granulométrique totale < 2 µm, (fig.25.6; tableau récapitulatif 2) montrent des âges compris entre 12.3 et 4.1 Ma valeurs qui se placent à cheval sur le passage Miocène-Pliocène. Malgré le nombre relativement réduit de résultats pour une approche statistique, on peut déterminer deux regroupements d'âge, le plus ancien entre 8.6-12.4 Ma et le plus récent entre 5.4-4.1 Ma. Il faut remarquer que l’échantillon de la faille de la Route Cantonale, près de Borgnone a donné un âge proche au 0 c’est à dire actuel, malheureusement cette valeur n’a pas été prise en compte car la quantité d’illite contenue dans la gouge n’était pas suffisante pour avoir une marge de sûreté acceptable. Figure 25.6: histogramme de représentation des âges radiométriques obtenus des illites <2 µm et <0.2 µm des gouges de faille. Les valeurs tombent à cheval sur le passage Miocène-Pliocène. Afin d'obtenir des âges influencés le moins possible par l'héritage détritique ainsi que pour mieux estimer l'âge des illites les plus jeunes cristallisées dans la gouge, on a essayé l'analyse radiométrique des fractions <0.2 µm sur une série restreinte de gouge (quatre échantillons). La quantité faible de fraction <0.2 µm et la complexité minéralogique de ces gouges n'ont pas permis d'obtenir un nombre de résultats statistiquement valables. Cependant quelque valeur a été obtenue 8 Centre de Géochimie de la Surface, 1 rue Blessig 67084, Université L. Pasteur, Strasbourg, France 162 Chapitre 6 Failles à gouge comme on peut observer dans le tableau récapitulatif 2 en annexe. Toutes les analyses sur la fraction <0.2 µm ont donné des âges qui sont toujours plus récents par rapport à ceux obtenues sur les fractions <2 µm correspondants. Deux échantillons donnent des âges d'environ 7.8 Ma. L'échantillon C175a a donné des valeurs plus récentes mais, à cause de la teneur faible en illite de l'échantillon les valeurs ne peuvent pas être quantifiées avec précision. Pour cet échantillon les résultats donnent une estimation de l'âge qui peut être considérée plus récente que 2.6 Ma, tandis que l'âge sur la fraction <2 µm était de 4.1 Ma. Pareillement à l'analyse de la fraction <2 µm les résultats de l'échantillon C159 ont donné des âges radiométriques de 0 Ma. Les âges obtenus des illites de gouges de failles sont sans doute très récents et témoignent des derniers épisodes de tectonique active qui affectent la région étudiée. Si d'un côté ces âges radiométriques ne permettent pas de savoir avec certitude si cette phase est active jusqu'à présent, d'un autre côté elles ne permettent pas de confirmer une inactivité tectonique éventuelle. C'est clair que, au fur et à mesure de l'exhumation du socle, les roches se refroidissent progressivement interdisant et en suite arrêtant complètement les réactions minéralogiques. Donc il est vraisemblable que depuis une certaine durée de l'évolution récente de ces failles à gouges, une fois atteintes des conditions très proches de la surface, les processus de transformations minéralogiques dans la gouge se soient arrêtés, bloquant la montre radiométrique. Cependant ce fait ne signifie pas que l'activité tectonique se soit épuisée. En effet c'est possible que une analyse de certaines gouges de faille, actuellement placées en profondeur, donnerait des âges radiométriques actuels témoignant d'une tectonique toujours active. 163 Chapitre 7 Isotopes stables et circulation d'eau 7 - ISOTOPES STABLES ET CIRCULATION D'EAU 7.1 – DONNÉES ISOTOPIQUES DES MINÉRAUX Une étude succincte des isotopes stables de certains minéraux post-métamorphiques, notamment des micas blancs et des chlorites a été entreprise dans le but d'une détermination de l'origine des fluides minéralisateurs. Le nombre limité d'analyses et le champ d'investigation limité à ces deux minéraux ne nous permettent pas d'obtenir des valeurs quantitatives mais plutôt des indications qualitatives sur le type de circulation des fluides. Normalement aussi les inclusions fluides donnent des bonnes indications isotopiques, malheureusement une observation préliminaire en lame mince des roches étudiées a montré que ces inclusions sont de très petite taille et souvent il s'agit d'inclusions secondaires de mauvaise qualité. De plus l'analyse du rapport isotopique du δ18O de H2O extrait des inclusions fluides est très compliqué à cause de la difficulté de la méthode et du grand nombre de variables dans le système. Donc pour ces motivations l'étude isotopique des inclusions fluides à été abandonnée. Les résultats obtenus sur des chlorites et des micas blancs, échantillonnés dans différents milieux géologiques (fig.1.7), nous donnent de toutes façons des indications utiles soit pour mieux comprendre les processus de circulation des fluides soit comme suggestion pour des travaux ultérieurs. Figure 1.7: diagramme de la concentration isotopique du δ18O et du δD dans les micas et les chlorites. La ligne noire indique la concentration isotopique moyenne des eaux météoriques actuelles dans le monde. Les rectangles indiquent les champs des eaux métamorphiques et magmatiques tandis que les deux lignes pointillées indiquent les champ des eaux hydrothermales 164 Chapitre 7 Isotopes stables et circulation d'eau D'abord on peut noter une certaine dispersion des données qui est un indice, une fois de plus, de la complexité de l'histoire évolutive de la région, caractérisée par plusieurs et différentes étapes aux caractères chimico-physiques variables. Les signatures isotopiques des roches montrent une cristallisation et un rééquilibrage du mica blanc et de la chlorite sous l'action de fluides typiquement métamorphiques et hydrothermaux. Dans le mica blanc on peut noter deux regroupements caractérisés par des valeurs de δ18O (6< δ18OSMOW <9) semblables mais des importantes variations en δD (-130< δDSMOW <-60). Ces valeurs peuvent être liées à la présence dans les roches étudiées de micas très anciens, antérieurs au pic métamorphique avec une signature typiquement métamorphique et d'autres micas blancs, néoformées pendant les stades de rétromorphose, qui seraient environ contemporains de la mise en place des pegmatites discordantes. En effet la signature des micas blancs de ces pegmatites est clairement la même que pour les micas blancs des roches. Les chlorites des veines (croix bleues, fig.1.7) montrent par contre des valeurs isotopiques plutôt variables. Cependant on peut observer une certaine relation entre les valeurs isotopiques et les conditions de cristallisation. Notamment les chlorites de plus haute température, appartenant aux veines de la génération I, ont des valeurs de δ18O plus lourd proches de celles des roches et des pegmatites. Bien que le nombre des analyses soit plutôt bas et insuffisant pour une détermination statistique on peut apercevoir un alignement des données (flèches bleues, fig.1.7) qui marque l'évolution des chlorites des veines de plus haute température (génération I) vers celles de plus basse température (génération II), caractérisées pour des valeurs isotopiques plus légères. Notamment on peut noter que δ18O évolue de +5 (δ18OSMOW) à –5 (δ18OSMOW) tandis que les valeurs de δD sont constantes pour certains échantillons et variables de -60 δDSMOW à -130 δDSMOW. Ce fait peut indiquer une augmentation de l'influence des fluides météoriques pendant la cristallisation des phases hydrothermales suite à la remontée de la zone qui s'approche au fur et à mesure vers des conditions de surface. Une valeur isolée mais qui dénote des transformations minéralogiques importantes est celui donné par les micas blancs d'une pegmatite affleurante dans une zone de kakirites. Comme l'on peut observer sur le diagramme cette valeur diffère notamment des autres pegmatites non déformées. Notamment les valeurs de δD de ce mica blanc sont plus élevées et comparables à celles des eaux météoriques actuelles de la région alpine tandis que le δ18O est nettement plus léger des valeurs moyennes par rapport aux autres minéraux des roches. Les gouges de failles donnent des valeurs isotopiques qui sont environ intermédiaires. Si l'on considère que le développement du système des failles à gouge n'est pas forcement lié à une puissante circulation de fluides, au contraire il semble arrêter le développement des phénomènes hydrothermaux, on peut supposer que les chlorites de la gouge de faille réfléchissent plutôt la composition isotopique de la roche altérée et broyée que celle des fluides météoriques circulant éventuellement. De cette manière on peut justifier le fait que certaines veines de plus faible température, bien que moyennement plus anciennes que les failles à gouges, aient une signature isotopique plus superficielle par rapport aux gouges. En effet les veines hydrothermales constituent une zone préférentielle de circulation de fluides et les minéraux qui s'y forment sont très influencés par la signature isotopique des eaux circulantes tandis que la gouge des failles, qui provient du broyage de roches et des minéraux métamorphiques, a une signature isotopique plus profonde par rapport à celle des eaux des fissures. De plus les niveaux argileux qui forment la gouge agissent plutôt comme des niveaux imperméables à la circulation des eaux qui ont donc de la peine à rééquilibrer la signature isotopique métamorphique des minéraux bien qu'ils soient néoformés. C'est donc possible qu'aussi les minéraux néoformés ou recristallisés dans la gouge gardent au moins en partie les valeurs isotopiques de la roche encaissante, bien qu'altérée et éventuellement traversée par des plus anciennes veines hydrothermales. Donc le rapport isotopique qui caractérise la gouge est le résultat d'un mélange entre des valeurs typiquement métamorphiques issues des minéraux des roches et des valeurs typiquement météoriques liés à la circulation profonde des eaux de surface. 165 Chapitre 7 Isotopes stables et circulation d'eau Dans son ensemble ces valeurs isotopiques reflètent l'histoire évolutive complexe de la région étudiée qui se caractérise par une puissante mobilisation des fluides et des éléments chimiques provenant de la roche même et/ou de l'extérieur selon l'évolution tectono-métamorphique presque continue depuis 30 Ma et probablement active jusqu'à l'actuel. 7.2 – CONSIDÉRATIONS SUR LA CIRCULATION DES EAUX THERMALES DANS LA RÉGION ÉTUDIÉE La présence de toute une série de structures cassantes minéralisées dans la région indique que la zone du Val Vigezzo Centovalli devait être dans le passé le siège d'une importante circulation de fluides hydrothermaux profonds. Actuellement la présence de sources thermales à l'intérieur de la zone étudiée peut être de toute façon exclue. Les sources naturelles d'eau sont toujours froides et la circulation des ces eaux dans le socle doit être liée à un système de fracturation plutôt superficiel. La circulation dans les systèmes de failles minéralisées est absente tandis que la plupart des failles à gouges sont le siège d’une circulation d’eau faible ou montrent un remplissage argileux humide. Ce fait témoigne que le système de discontinuités cassantes qui s’est développé dans les roches du socle, formait un réseau de circulation profonde maintenant épuisé bien que la circulation reste active au niveau de la fracturation de surface. Cependant, des eaux thermales sont connues dans la région. Certaines de ces eaux ont été étudiés en détail par Pastorelli (1999) notamment dans le tunnel hydroélectrique de la Maggia et dans le système thermal de Bagni di Craveggia, vallée Onsernone (Ticino), respectivement à l’W et au N de la zone étudiée. En particulier la source de Bagni di Craveggia, très proche de la zone de thèse, est caractérisée par une situation géologique comparable à celle de la vallée Vigezzo et Centovalli. En effet près de Craveggia, dans le gneiss Pioda di Crana affleurent des zones de faille cataclastiques décrochantes, associées à des veines et des phénomènes d’altération hydrothermale; de plus autour des débits thermaux se développent de larges zones de kakirites. Le modèle conceptuel développé par Pastorelli (1999) dans le secteur de Craveggia suppose que des eaux reliées à la zone de perméabilité de la ligne du Simplon-Centovalli peuvent s'infiltrer à grande profondeur suite aux mouvements récents et actuels le long de la transition ductile-cassante. Ces eaux atteignent la profondeur de quelques kilomètres où elles sont rééquilibrées à une température de 80-85° pour ensuite remonter à travers le système de failles et fractures dans la vallée Onsernone (fig.2.7). Les analyses isotopiques de l’oxygène et de l’hydrogène, effectuées sur les minéraux hydrothermaux et sur les minéraux argileux de néoformation tels que les chlorites et les illites des failles à gouge, peuvent étayer ce modèle. Les valeurs isotopiques indiquent que l’eau piégée dans les structures cristallines de ces minéraux a une origine au moins en partie météorique (fig.7.1). Ceci indique l’existence, dans la zone Centovalli-Val Vigezzo, d’un ancien circuit thermal constitué par des eaux de surface qui circulaient en profondeur dans le socle se mélangeant avec des eaux métamorphiques et qui actuellement ne constituent plus qu’un système fossile. Ce circuit peut être toujours actif en profondeur et avoir son expression de surface dans l’adjacent Val Onsernone. Dans ce contexte le système de plan de failles à gouge et le système de fracturation associé peuvent constituer la voie préférentielle d'infiltration des eaux en profondeur tandis que dans la zone de Bagni de Craveggia les eaux remontent en suivant la fracturation produite par le système de failles minéralisées (fig.68.3.3) qui dans ce secteur peut être plus récent par rapport à celui développé dans le Centovalli. Le fait que la région étudiée était la siège d'une ancienne circulation profonde de fluides hydrothermaux et le fait que probablement ce circuit est toujours actif en profondeur peut être mis en corrélation avec la sismicité historique faible de la région par rapport à l'abondance de structures de déformation tectonique. En effet la circulation de fluides peut inhiber, voire bloquer le développement de failles et roches sismiques. La diminution de la friction interne produit par la 166 Chapitre 7 Isotopes stables et circulation d'eau présence de fluides circulants permet une déformation progressive, lente et asismique avec transfert de matière entre la roche et les fluides. Cependant des pseudotachylites, caractéristiques de conditions anhydres, de HT de friction et normalement typiques de zones sismiques, sont présentes dans la région bien que leur développement soit plutôt circonscrit et modeste. En effet les pseudotachylites observés en affleurement dans la région (§ 5.7.5"pseudotachylites") se développent loin des zones intéressées par la circulation des fluides et sont normalement coupées et désarticulées par les structures cassantes hydrothermales. On peut donc affirmer que dans la région étudiée l'activité sismique est fortement inhibée par la circulation des fluides profonds et la plupart des mouvements tectoniques qui ont caractérisé la région et qui probablement la caractérisent à présent sont de type asismique. Cependant localement dans l'espace et dans le temps des séismes et des structures associées peuvent s'être développés comme en témoignent la présence de pseudotachylites dans les roches du socle et la présence de structures assimilables à des séismites observées dans les dépôts quaternaires. Figure 2.7: Coupe géologique schématique de la zone Centovalli-val Onsernone montrant les mécanismes d'une possible infiltration et circulation d'eaux météoriques dans le socle. Notamment le système de faille à gouge dans le val Vigezzo-Centovalli permettrait l'infiltration des eaux météoriques à des profondeurs élevées qui ensuite, une fois réchauffées, remonteraient à la surface dans l'adjacent val Onsernone utilisant le réseau de fracturation lié aux failles minéralisées. 167 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires 8 - DÉPÔTS ET STRUCTURES QUATERNAIRES L'étude des dépôts quaternaires de la région est devenue une étape obligatoire à la suite de l’acquisition de données nouvelles pendant le déroulement de la thèse. En effet une bonne partie de ces dépôts est concernée par des nombreuses structures de déformation dont l'interprétation est problématique; la comparaison entre les structures tectoniques récentes qui affectent le socle et les déformations des couvertures quaternaires a montré une apparente continuité géométrique qui peut faire supposer un âge quaternaire pour les dernières phases de déformation qui affectent la région. De nombreuses évidences de terrain et analytiques sur les dépôts quaternaires et sur la conformation morphogénétique de la région peuvent être expliquées en considérant leur nature tectonique qui se développe à côté des processus d'altération et pédogénétiques de surface. Dans ce chapitre au-delà des caractères structuraux et minéralogiques strictement sédimentaires seront décrites les structures de déformations observées et leur possible corrélation avec une tectonique active dans le socle. La plupart des dépôts quaternaires affleurants dans les Centovalli-Val Vigezzo sont génétiquement liés aux cycles glaciaires et interglaciaires qui ont affecté les Alpes pendant le Pléistocène sup.-Holocène, une partie mineure est par contre constituée par des dépôts liés aux forces gravitatives et érosives (Holocène-récent). 8.1 - BRÈCHES PÉRIDOTITIQUES S.S. Il s'agit d'un corps de brèches monogéniques qui, avec discontinuité, affleure le long du versant méridional et le long du fond du Val Vigezzo sur environ 20 km, entre le village de Gagnone et la frontière italo-suisse. Cette roche est constituée d'une péridotite altérée, complètement brèchifiée et cimentée dont la précise détermination de sa mise en place et de sa signification génétique est très controversée. En détail la brèche péridotitique est constituée de deux corps indépendants, caractérisés par des variations texturales et minéralogiques remarquables. Les brèches affleurantes à l'W, près du village de Gagnone, constituent un corps qui est génétiquement lié à la bande ophiolitique du Pizzo Marcio (zone d'Antrona) tandis que les brèches affleurantes plus à l'E, entre les localités de Re-Isella-Pian del Barch, sont génétiquement liées au corps ultramafique de Finero. Notamment dans ces dernières brèches affleurantes à l'E, l'on observe l'apparition et l'augmentation de la teneur en blocs constitués de métagabbros qui reflètent la composition de l'unité de Finero, constitué par une alternance de métagabbros et de roches ultrabasiques. 8.1.1 - Brèche de Gagnone À l'W la brèche de Gagnone affleure avec une certaine continuité le long de plusieurs centaines de mètres. Près du village de Gagnone la brèche est juxtaposée et superposée aux gneiss de la zone d'Orselina qui constituent, dans ce secteur, des affleurements complètement fracturés et désarticulés (fig.1.8; 60.3.3). Quelques lambeaux isolés de brèche affleurent plus au SE, à la base du versant S de la vallée principale, en contact direct avec le corps ophiolitique du Pizzo Marcio (fig.2.8). La brèche a une épaisseur variable entre quelques mètres et 15-20 m, à l'affleurement elle montre une couleur d'altération jaunâtre typique, due à altération et à l'oxydation en produits limonitiques de la péridotite. La brèche est très riche en éléments caillouteux et pauvre en matrice fine, la plupart des éléments lithiques sont arrondis mais ceux anguleux sont aussi répandus; la taille moyenne est décimétrique voire métrique. Les blocs sont immergés dans une matrice à grain variable, constituée de fragments mm-cm de métapéridotite, de serpentinite et d'un ciment hypocristallin de couleur jaune–orange dans les portions oxydées et vert clair dans celles non oxydées. 168 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires 1a 1b 2a Figure 1.8: a) AFL.49.1.4, panoramique de la zone de contact (trait bleu) entre la brèche de Gagnone (à gauche) et les gneiss d'Orselina (à droite). Sur la gauche on peut apercevoir les plans de faille dans la brèche proche du contact et on peut noter la puissante cataclase du gneiss. b) AFL.49.1.2, détail du corps de brèches péridotitiques. Figure 2.8: AFL.48.2.3, a) panoramique du corps de brèche péridotitique affleurante à la base du versant du Pizzo Marcio. b) détail du corps de brèche péridotitique coupé par un plan de faille à gouge. 2b L'observation en lame mince montre que les blocs décimétriques sont constitués essentiellement d'une péridotite à olivine intéressée par des phénomènes mylonitiques très importants (fig.3.8a). La mylonitisation de la roche produit une blastomylonite à tendance cataclastique. L'olivine et le clinopyroxène primaires sont transformés dans un assemblage constitué de trémolite prismatique et/ou aciculaire, associée à de l'olivine de petite taille caractérisée par une structure mylonitique en mortier; à côté de ces minéraux on retrouve aussi de la chlorite et de la serpentine subordonnées. Donc à l'intérieur chaque bloc apparaît comme une mylonite brèchifiée et cimentée. À côté des éléments mylonitiques plus rarement peuvent paraître des portions complètement serpentinisés ou chloritisés ou transformés en trémolite ou altérés en iddingsite et bowlingite. 169 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires a b c d Figure 3.8: C235a-AFL.49.1.3 a-b) Lm 25x n// (a), nX (b), bloc de péridotite. On peut observer un niveau à olivine fracturé associée à une zone mylonitique à grain plus fin où recristallise un agrégat de trémolite, olivine et serpentine et talc subordonnés. C235b-AFL.49.1.3 c-d) Lm 100x n// (c), nX (d), détail de la portion mylonitique recristallisée où l'on peut observer l'agrégat à trémolite et olivine ainsi que des plages de talc et des pseudomorphoses de serpentine sur olivine, le tout immergé dans une matrice hypocristalline. Les blocs de taille mm-cm se caractérisent par une hétérogénéité très élevée. Notamment des portions mylonitiques à olivine+talc+amphibole et des portions complètement serpentinisées et altérées forment des plages et des portions intimement associées entre eux au sein de chaque micro bloc (fig.4.8 a-b). Finalement la matrice est constituée à son tour d'une microbrèche composée de fragments <1 mm de péridotite, grains d'olivine, de trémolite, des fines lamelles cimentées de talc et serpentine d'une pâte brun-rouge brique, hypocristalline et moyennement à faibles index de réfraction (fig.4.8 c-e). Une analyse DRX de cette matrice (annexe 4a, C235-C.brebas.) montre la présence, à côté de l'olivine et de l'antigorite qui forment les petits fragments de la matrice, de la chlorite et du chrysotile qui vraisemblablement constituent le ciment hypocristallin de la brèche. 170 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires a b c d Figure 4.8: a-b) C235b-AFL.49.1.3. Lm 25x n// (a), nX (b), matrice de la brèche constituée par des grains et des microagrégats à amphibole, olivine et serpentine, immergés dans une matrice brune microcristalline, localement amorphe. c-d) C.Brebas-AFL.49.1.3. Lm 25x n// (c), nX (d), micro-blocs de brèche constitués d'une péridotite à olivine serpentinisée immergés dans une matrice microcristalline, localement amorphe e) C.Brebas-AFL.49.1..3 Lm 100x nX, détail de la matrice de la brèche où l'on peut observer le ciment amorphe noir qui lie ensemble les grains de la brèche. e Il apparaît nettement que cette brèche est le résultat d'un remodelage superficiel plus ou moins intense d'une vieille péridotite mylonitisée, brèchifiée et altérée. La formation de cette mylonite peut être reliée à la phase mylonitique principale qui affecte les gneiss de la région tandis que les portions serpentinisées et chloritisées peuvent être reliées à l'épisode hydrothermal. La 171 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires cataclase de la brèche, la formation de la chlorite et du chrysotile hypocristallins dans la matrice est probablement reliée à des phénomènes d'altération et de déformation de surface qui peuvent être rapprochés soit d'une déformation tectonique contemporaine à celle des failles à gouge soit de phénomènes strictement pédogénétiques. 8.1.2 - Brèche de Finero La brèche qui affleure entre les localités de Re-Isella–Pian del Barch par contre est liée au corps péridotitique de Finero et montre d'autres caractéristiques. Cette brèche est beaucoup plus étendue par rapport à celle de Gagnone et affleure avec une continuité relative sur 5-6 km le long du versant S de la vallée principale entre le village de Re, Isella et la localité de Pian del Barch. Cette brèche se développe entre une altitude maximale d'environ 1000 m (près du Rio Ferro) jusqu'au pied du versant, à une altitude d'environ 650 m. La taille réelle du corps n'a pas été déterminée car la brèche affleure de façon discontinue et est cachée sous les couvertures éluvio-colluviales. Vers l'W la brèche disparaît sous les dépôts quaternaires de la plaine de S.M.Maggiore. L'épaisseur de la brèche, très variable dans l'espace, est comprise entre quelques mètres et environ 60 m. Cette brèche, complètement cimentée, se pose soit sur le socle cristallin soit sur des sédiments lacustres. Le long du versant méridional, entre le Rio Ferro et le Rio Negro la brèche se pose sur la pente du versant au-dessus du corps péridotitique de Finero (fig.5.8). À ce propos il faut remarquer que toute la partie externe du corps péridotitique de Finero est affectée par une tectonique cassante liée à la phase des failles à gouge qui produit une brèche tectonique sur place parfois très semblable à celle des brèches péridotitiques s.s. (fig.10.8; 64.3.3). Le long du fond de la vallée le corps de brèche péridotitique constitue une couche qui se pose sur les sédiments lacustres (Re, Isella, Il Gabbio) ou constitue la surface basale du fond de la vallée principale (fig.5.8). La surface de contact brèche-sédiment est toujours très nette mais elle n'est pas forcement horizontale. En effet souvent ce plan peut être presque vertical ou être constitué de segments à pendage différent. La série sédimentaire des limons est coupée nettement vis à vis de ces plans de contact tandis que la brèche paraît comme un corps homogène, non fracturé. La fracturation qui peut se produire dans les corps de brèches est liée à des phénomènes plus récents et actuels d'érosion fluviale, produites par le Melezzo E qui affectent les sédiments lacustres sousjacents. Une fois que les sédiments sont emportés, la brèche qui est posée au-dessus n'est plus équilibrée d'un point de vue lithostatique produisant des effondrements localisés et une désarticulation au sein de la brèche même. À l'affleurement cette brèche est plutôt semblable à celle de Gagnone, elle montre une couleur brun-rouge brique typique due à l'oxydation des éléments ferreux de la péridotite; cependant au sein des parties de la brèche qui affleurent plus à l'E (Pian-del Barch; Val de Capolo) et vers le fond de la vallée (Isella), on observe une augmentation de la matrice fine par rapport aux blocs de péridotite, une augmentation des éléments arrondis et une majeure hétérogénéité granulométrique. De plus les parties affleurantes sur le fond de la vallée près d'Isella ont un aspect semblable à celui d'un dépôt glaciaire mais complètement cimenté, avec une matrice fine abondante et des blocs hétérométriques, arrondis. De toute façon des évidences d'une stratification et/ou d’un classement granulométrique sont absentes et le classement des blocs dans la brèche est toujours chaotique. Le corps de brèches qui affleure près de Re par contre est caractérisé par un aspect conglomératique avec des abondants blocs plus ou moins arrondis et un ciment relativement peu abondant (fig.6.8). Sur les surfaces planaires les blocs montrent des fines couches foncées-noires d'origine hydrothermale ou tectonique, semblables à des miroirs de faille minéralisées ou à des pseudotachylites (fig.7.8). 172 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires b a c d Figure 5.8: a) AFL.52.1.3, brèche péridotitique qui se pose sur le corps de Finero. On peut observer une couche plus claire au-dessous de la brèche semblable à un dépôt glaciaire non consolidé qui en réalité à une composition identique à la brèche péridotitique avec une matrice broyée et argilifère. En bas à droite on peut observer la brèche de péridotite de Finero sur place, sur laquelle se pose la brèche péridotitique s.s.. b) AFL.52.2.,1 zone de contact brèche-sédiments lacustres dans la zone d'Isella. On peut apercevoir la déformation intense qui caractérise les sédiments sous-jacents à la brèche. c) AFL-41.2.9, zone de contact brèche-sédiments lacustres dans la zone de Re. On peut observer une désarticulation et fracturation de la brèche postérieure à sa mise en place. d) AFL-41.2.9, panoramique du corps de brèche péridotitique qui constitue le lit du Melezzo E près de Re. 173 Chapitre 8 6 Dépôts et structures quaternaires 7 Figure 6.8: AFL-41.2.9. Brèche de Re, posée sur les sédiments lacustres. On peut noter l'aspect conglomératique de la brèche. Figure 7.8: AFL-41.2.10. Détail d'une portion de brèche affleurante entre Re et Isella. On peut observer des blocs arrondis, coupés par des plans noirs foncés, constitués ou d'une minéralisation ou d'une pseudotachylite, immergés dans une matrice beige-orange oxydée. On peut aussi observer un niveau foncé nuancé qui traverse la brèche. L'analyse en lame mince montre certaines différences par rapport à la brèche de Gagnone. D'abord les échantillons analysés qui viennent de la partie plus en aval montrent une fraction fine plus abondante et une majeure hétérogénéité des fragments lithiques tandis que les portions affleurantes plus haut, le long du versant S, montrent des caractères plus semblables à ceux de la brèche de Gagnone. Dans l'ensemble, parmi les blocs observés au microscope polarisant, la péridotite est presque toujours complètement serpentinisée et l'olivine est altérée en iddingsite et bowlingite. Parfois dans la roche serpentinisée peuvent paraître des minéralisations de calcite (fig.8.8) Dans la fraction fine l'on a observé des fragments d'olivine, de plagioclase et parfois de quartz, associés à des morceaux serpentinisés. La source du quartz semble être reliée à la présence, sous forme de blocs, de roches basiques-intermediaires à hornblende + grenat + quartz (fig.8-9.8); on a aussi retrouvé des métagabbros, plus ou moins altérés avec de structures et textures tout à fait comparables avec celles des métagabbros en place du corps de Finero (fig.8-9.8; 28.3.1). Par rapport à la brèche de Gagnone on peut remarquer l'absence de la trémolite et d'olivine de néoformation. La matrice est à grain fin et est constituée de fragments <1 mm de roches ou de minéraux à composition hétérogène; l'on observe des grains d'olivine, pyroxène, serpentine, plagioclase, quartz (fig.8-9.8). Le ciment peut être microcristallin, constituée d'un agrégat de serpentine + talc + chlorite, ou hypocristallin amorphe. Dans ce dernier cas il a été analysé par DRX (annexe 1a, C240241) et les résultats indiquent une composition minéralogique caractérisée par la présence de serpentine, chlorite et talc, c'est à dire identique à celle de la matrice microcristalline. Dans les portions contenant des blocs de roches à hbl+gr+qz, le quartz apparaît aussi dans la pâte de la matrice à côté du talc et de la serpentine. À propos de la présence du quartz et des roches basiques à hbl+gr dans ces brèches il faut noter que dans ce secteur un système de failles à gouge traverse la partie externe du corps de Finero, ce système est adjacent et parallèle au corps de brèches péridotitiques et parfois est aussi recouvert par ces dernières. Vers l’E cette zone de faille poursuit dans l’unité du Canavese et dans les nappes alpines s.s. coupant à faible angle l’ancien contact tectonique de Finero avec ces unités (voir carte tectonique annexe 7). Si l'on suppose une origine tectonique primaire de la brèche ce fait pourrait donc justifier la présence dans la brèche même, notamment dans sa partie orientale, d’une majeure hétérogénéité pétrographique qui serait liée à la tectonisation de la zone de contact Finero-nappes alpines. Malheureusement l’exiguïté des affleurements ne permet pas d’observer de façon directe ce contact. 174 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires a b c d e f Figure 8.8: a-b) C239-AFL.52.1.1. Lm 25x nX, détail des blocs constituants la brèche péridotitique de Finero. La roche est complètement serpentinisée et dans l'image (a) on peut reconnaître des plages de calcite constituant des minéralisations tardives. c-d) C240a-AFL.52.1.1. Lm 25x n// (c), nX (d), brèche péridotitique de Finero constituée par des blocs complètement serpentinisés et immergés dans une matrice microcristalline à biréfringence élevée. e-f) C240bAFL.52.1.1. Lm 25x n// (e), nX (f), brèche péridotitique aux mêmes caractères des figures c-d. Dans ce cas on peut observer que les blocs et la matrice bien distinguables dans l'image (e) montrent des passages nuancés dans l'image (f) ou la serpentine semble se mélanger avec la matrice de plus haute biréfringence 175 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires a b c d e f Figure 9.8: Brèche péridotitique de Isella. a) C241a-AFL.52.1.1. Lm 25x nX, bloc de métagabbro associée à une pseudotachylite noire, immergé dans une matrice microcristalline à olivine + amphibole+ plagioclase + quartz, avec un ciment hypocristalline-amorphe. b) C241b-AFL.52.1.1. Lm 25x n//, bloc de métagabbro olivinique complètement altéré en iddingsite et bowlingite immergé dans une matrice à quartz et plagioclase. c-f) C242a,b-AFL.52.1.2. Lm 25x n// (c-e), nX (d-f), blocs de métagabbro à hornblende, plagioclase, grenat (e-f) et quartz subordonné immergée dans une matrice à olivine, serpentine et amphibole, avec un ciment hypocristalline-amorphe. Le grenat est complètement entouré par des bords d'altérations coronitiques à chlorite (f). 176 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires La comparaison des blocs de la brèche péridotitique avec la brèche en place du corps de Finero montre des similitudes très prononcées. Les portions du corps de Finero traversées par des systèmes de failles minéralisées et des failles à gouge ont un aspect très semblable à celui de la brèche péridotitique; notamment dans le corps de Finero on peut observer soit des niveaux de brèches entourés par une roche plus saine (fig.26.3.1) soit des passages graduels à une brèche identique à la brèche péridotitique (fig.10.8). De plus parmi les blocs de la brèche péridotitique on retrouve soit des portions péridotitiques altérées soit des portions complètement serpentinisées et minéralisée qui sont tout à fait comparables, voir identiques à celles des zones déformées du corps péridotitique. À la différence de la brèche de Gagnone, dans les péridotites de Finero et dans les brèches de Re-Isella la mylonitisation et la formation de trémolite et d'olivine à structure en mortier est toujours absente. Ce fait dénote la différente évolution de ces deux corps mafiques pendant les stades métamorphiques de plus haut degré. Notamment dans le corps de Finero, il est clair que la serpentinisation de la péridotite est liée à la formation de veines à serpentine qui altèrent les minéraux de la roche encaissante à proximité; par contre au-delà de ces phénomènes les minéraux originaires, bien qu'altéré et fracturés, sont conservés. Ces mêmes caractères minéralogiques et texturales ont été observés aussi dans les blocs de la brèche de Re-Isella. a b Figure 10.8: a-b) AFL.56.1.2 et 52.1.2, deux exemples de niveaux de brèches péridotitiques s.s. qui entourent des portions de péridotite serpentinisée plus saine formant des macrolithons. Dans l'image (a,) on peut noter un plan de failles à gouge (trait magenta) qui sur la gauche met en contact la roche plus saine avec une brèche péridotitique s.s. et sur la droite coupe un niveau de brèche péridotitique intraformationnelle, indiquant que la formation des failles à gouges est plus récente des ces brèches péridotitiques Dans l'ensemble, au sein des deux corps de brèche péridotitique on ne reconnaît plus les structures originelles de la roche péridotitique tels que la schistosité ou des rubanements primaires. Cependant aussi dans la brèche en place de la péridotite de Finero on peut observer des fracturations et altérations tellement puissantes au point que la schistosité et le classement structural de la péridotite sont complètement effacés (fig.64.3.3). Dans les deux corps de brèche péridotitique qu'on vient de décrire la surface basale qui se pose sur le socle forme un niveau de 30-50 cm d'épaisseur, constitué d'un sédiment compacté semblable à un dépôt glaciaire ou à une couche de roche pédogénétisée (fig.1.8a; 5.8a). En réalité il faut noter que les blocs de cette couche, analysés en lame mince, paraissent eux-mêmes monogéniques et constitués d'éléments péridotitiques tout à fait identiques à ceux qui forment la brèche péridotitique (fig.11.8). De même la fraction la plus fine et altérée, analysée par DRX est tout à fait comparable avec la matrice des brèches péridotitiques s.s. (annexe 4a, C., "brebas."). Donc ce niveau basal, à l'apparence semblable à un dépôt morainique compacté, en réalité paraît 177 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires être une couche de brèche péridotitique plus altéré et argilifère. Cette couche semble être une sorte de coussin plus plastique, qui s'interpose entre la brèche cimentée et le socle, probablement le long d'un plan de glissement ou d'une faille qui traversait ce corps. En effet dans la brèche de Gagnone cette couche est traversée par des plans de faille à gouge (fig.1.8a) La puissante altération, le broyage et l'argilisation de la matrice de cette couche peut s'être produite pendant des phénomènes de glissement et translation. En effet cette couche est absente dans les portions de brèche qui se posent sur les sédiments lacustres, plus ductiles. a b c d Figure 11.8: a-d) C.Brebas-AFL49.1.3-49.1.4. Lm 25x n// (a-c), nX (b-d), niveau de brèche basale de la brèche péridotitique de Gagnone. On peut observer des caractères identiques à ceux des portions centrales de la brèche (cfr.fig.4.8), c'est à dire des blocs mylonitiques à olivine en partie serpentinisée et amphiboles, immergés dans une matrice microcristalline avec un ciment hypocristallin-amorphe. Dans l'image (c-d) on peut clairement observer que le bloc sur la droite est fracturé et brèchifié dans la matrice qui témoigne de la contemporanéité de la brèchification et de la formation de la matrice, suite au broyage des blocs. 178 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires 8.1.3 - Structures de déformation La brèche péridotitique surtout vers l'W, aux alentours de Gagnone, est clairement traversée par des plans de faille à gouge au sein desquels, parfois, on peut encore reconnaître des stries de faille minéralisées à chrysotile-serpentine (fig.12.8; annexe 1, C.240). L'existence de plans et de stries de failles dans cette brèche était déjà soulignée par Boriani & Colombo (1976). Ces plans à gouge ont une direction environ E-W et plongent à faible angle vers le N; cette orientation est tout à fait comparable avec celle des failles à gouge qui se développent dans le socle cristallin (voir § 6"failles à gouge"; annexe 4a). En effet si l'on observe les projections des données structurales sur les canevas de Schmidt (fig.13.8) on pourra noter que l’orientation de ces plans et des plans des failles à gouges du socle est la même. De plus les plans de contact avec le niveau basal de la brèche, avec le socle et avec les limons sont tous parallèles aux plans de faille à gouge qui se développent soit dans la brèche péridotitique soit dans le socle. L'allure aussi des plans formés dans les brèches est très semblable à celle de certains plans de faille à gouge (voir fig.7.6c et 8.6a) Figure 12.8: C.240-AFL.52.2.1 Stries de faille dans la brèche péridotitique. Figure 13.8: Projection stéréographique (canevas de Schmidt, hémisphère inf.) des pôles des plans des failles à gouges développés dans les brèches péridotitiques (voir. fig.1.6) La gouge se forme suite au fin broyage de la brèche péridotitique en conservant la même composition chimique mais avec des transformations minéralogiques importantes, notamment la formation du talc et de la serpentine (voir § 6"failles à gouge"). Les constituants de la gouge sont clairement liés à la roche encaissante et aucun minéral de surface ou élément organique n'a été détecté. Ce fait nous permet d'exclure que ces plans à gouges puissent représenter des anciennes surfaces d'érosion superficielle ou des plans qui séparaient des coulées différentes de boue. De toute façon ces plans de failles peuvent avoir eu un rôle de plan de glissement différentiel entre les différentes portions de la brèche. Des fissures béantes développées dans la brèche montrent par contre un remplissage argileux plus siliceux, oxydé et associé à la matière organique qui indique une genèse de surface de ces fractures et un remplissage tout à fait comparable à celui d'un sol. 179 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires L'incertitude sur la signification génétique de ces structures naît du fait que malheureusement les plans à gouge sont parallèles au pendage principal du versant et donc une distinction entre des formes exclusivement tectoniques ou gravitatives n'est pas évidente, surtout dans un contexte composé comme celui-là. Le cas le plus probable est l'interaction de ces deux formes qui, par rapport à la mise en place de ces brèches, agissent de façon complémentaire. 8.1.4 - Mise en place Peu abondantes sont les notices de la littérature sur cette brèche et une correcte interprétation de sa genèse et de sa mise en place n’a pas encore été fournie de façon exhaustive. Selon Hantke (1987) cette brèche a une origine sédimentaire pure, sa formation et sa mise en place sont dues à une série d'éboulements boueux, à éléments mafiques, écoulés du versant S du Val Vigezzo. Les éboulis les plus anciens seraient à l'origine d'une série de barrages naturels qui auraient amené la formation de trois bassins lacustres le long de l'axe de la vallée principale. Ensuite d'autres coulées plus récentes auraient recouvert le bassin lacustre alors que celui-ci était déjà complètement rempli de sédiments. Nos observations de terrain en réalité ont mis en évidence que toutes les brèches affleurantes se posent sur la partie sommitale des dépôts lacustres et donc leur mise es place doit être plus récente que la formation et le remplissage de ces bassins lacustres. De plus il semble plutôt étrange de ne pas retrouver des coulées semblables interposées dans la séquence lacustre, comme si les éboulis se fussent produits seulement avant la formation du bassin et après son remplissage. Boriani & Colombo (1976) montrent l'existence sans équivoque de plans de faille avec direction E-W qui disloquent la brèche de Gagnone. Sur la base des évidences pétrographiques et structurales les deux auteurs reconnaissent le caractère problématique de la genèse de la brèche et supposent une mise en place par fluidification d'une brèche tectonique primaire provenant de la zone adjacente d'Antrona, ensuite réactivée par des mouvements plus récents. Cependant ils ne donnent aucune interprétation sur la possible origine de ces mouvements récents. Lallemant (1967) étudie en détail des brèches péridotitiques affleurantes dans les Pyrénées françaises qui forment un bord brèchifié d'un corps lherzolitique affecté par un faible métamorphisme alpin. Cependant cet auteur indique que dans ces brèches péridotitiques et dans les roches environnantes les zones et les miroirs de faille sont absents. Selon cet auteur la brèchification de la lherzolite n'est pas d'origine tectonique mais elle serait liée à sa mise en place de nature explosive. Notamment la brèche se serait formée lors de l'intrusion à l'état solide du corps lherzolitique et pouvait être causée par des explosions de gaz libérés dans le manteau supérieur. Cowan & Mansfield (1970) étudient un écoulement de brèches serpentinitiques dans la chaîne de Joaquin en Californie. La source de cet écoulement est un corps péridotitique complètement serpentinisé en contact tectonique avec d'autres unités cristallines. Le contact tectonique est constitué par une zone de chevauchement majeur et les corps de brèches serpentinitiques se placent vis à vis de ce contact. La géométrie du corps est clairement celle d'un écoulement qui remplit le fond des vallées. Le corps de brèches est constitué par des blocs arrondis de péridotite serpentinisée immergées dans une matrice serpentinitique en écailles énergiquement feuilletées. Les valeurs cinématiques déduites par ces auteurs indiquent que l'écoulement s'est produit sur des pendages très faibles. L'interprétation donnée par ces auteurs est celle d'une mise en place tectonique de la brèche le long de la zone de chevauchement au moyen d'un écoulement plastique sous conditions de température et de stress tectonique très modestes. L'interprétation de la genèse de la brèche n'apparaît pas du tout simple, cependant d'autres observations qui ont été acquises pendant cette étude peuvent fournir des données utiles pour mieux comprendre les plus probables mécanismes de sa mise en place. Le long de la plaine de S.M.Maggiore la brèche se pose sur les sédiments lacustres. Le contact entre les deux dépôts est net, la brèche n'est presque pas déformée par rapport aux sédiments lacustres sous-jacents. Cet aspect fait supposer que la brèche lors de sa mise en place sur les 180 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires sédiments, plutôt qu'une coulée de boue évoquée par ces différents auteurs, était un corps plastique, partiellement cimenté ou très cohérent, caractérisé par une conduite homogène et uniforme dans son ensemble. De plus dans les brèches il n'y a pas d'évidence de structures de flux et on n'observe pas des classements granulométriques verticaux ou latéraux qui peuvent paraître dans ce genre de coulées. Au contraire les dépôts lacustres sont intensément déformés par des plis d'entraînement formés suit au glissement des brèches sur les sédiments. D'un point de vue morphologique il faut noter que prés du village de Gagnone, la vallée entaillée par la rivière du Melezzo W débute avec une marche qui est formée par la brèche péridotitique. Une marche semblable affleure aussi dans le côté opposé près du pont romain de Re le long du cours du Melezzo E. Si cette marche près de Re peut être simplement expliquée comme le résultat d'une forte érosion différentielle entre les sédiments lacustres et la brèche, près de Gagnone cette explication est moins crédible car les brèches sont en contact avec des gneiss du socle. Dans ces cas il peut être aussi probable que la formation d’une marche d’origine tectonique liée à des mouvements le long de plans de faille. Une coupe morphologique naturelle près de "Il Gabbio" montre clairement comment la brèche péridotitique atteint une épaisseur au moins d'une cinquantaine de mètres tandis qu'elle disparaît complètement quelques dizaine de mètres plus au N, sur l'autre coté de la vallée où n'affleurent que des roches du socle. Pour admettre qu'il s'agissait d'une coulée de boue on devrait supposer une viscosité incroyablement élevée pour maintenir ensemble un corps avec ce rapport entre hauteur et extension latérale. De plus dans ce secteur la brèche se pose sur les sédiments lacustres avec un plan sub-horizontal voire en contre-pente et l'action exclusive des forces gravitatives ne semble pas en mesure de produire ce glissement (fig.14.8). Finalement l'analyse des photos aériennes montre l'absence de niches de détachements importantes placés en amont de ces brèches. De plus ce corps affleure, comme un chapeau d'altération continu, le long du versant jusqu'à des hauteurs de 200 m par rapport à la sous-jacente vallée principale, en dehors des sillons fluviaux. Donc il devient difficile d'imaginer une coulée de boue posée sur un versant et sur des secteurs relevés par rapport aux ravins des cours d'eau aux alentours. À la suite de ces observations géologiques et géomorphologiques, des questions sur la genèse et sur la vitesse de mise en place de ces brèches viennent spontanément. D'un point de vue purement sédimentaire, c'est clair que les observations de terrain sont en désaccord avec l'hypothèse que les brèches étaient des simples coulées de boue caractérisées par une mise en place instantanée. Si l'on considère ces aspects, le corps de brèches péridotitiques représenterait plutôt une brèche tectonique altérée et pédogénétisée par des processus exogènes liés aux cycles glaciaires. Sur la base de ces observations on peut supposer que les brèches représentaient des anciens glaciers rocheux que pendant leur évolution ont donné l'origine à des phénomènes de soliflux des couches, caractérisés par un déplacement très lent. Par contre à support de la théorie de Cowan & Mansfield (1970) un déplacement et une déformation qui s'étalent sur une période relativement longue peut être expliquée si l'on considère que la mise en place de ces brèches est aussi liée à des déformations tectoniques superficielles ou que le déplacement et le glissement de ces brèches est une réponse de surface à des mouvements tectoniques plus profonds. Donc un lent glissement le long de plans de faille à gouge à faible angle peut expliquer le comportement rigide et en bloc de ces brèches péridotitiques ainsi que le développement de plis dans les sédiments sous-jacents. Le même processus, lié à des zones tectoniques de surface, peut aussi bien expliquer la cataclase et la brèchification des roches du socle en contact avec ces brèches. Donc la mise en place de la brèche doit être reliée à des phénomènes de glissement lent, d'origine tectonique et/ou gravitative, le long de discontinuité et/ou de plans de faille préexistants (failles à gouge) ou de néoformation. Cependant on ne peut pas exclure que localement, surtout vis à vis des paléo-sillons torrentiels, des phénomènes locaux de liquéfaction peuvent cependant s'être 181 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires produit causant l'éboulement en aval de certaines portions de brèche. Ces coulées peuvent être représentées surtout par certains affleurements très hétérogènes et très riches en matrice affleurants près d'Isella, le long du fond de la vallée principale. Aussi dans ces cas on ne peut pas exclure que ces phénomènes de glissement se soient produits à la faveur des plans de failles à gouges. Notamment Steck & Tièche (1976) signalent, à la base des masses rocheuses du versant entre le rio Ferro et le Rio Negro, la présence d'une faille normale interprétée comme une structure liée à un mouvement gravitatif. Dans les cartes géologiques (annexe 5-6) cette zone corresponde à des corps de brèche péridotitique coupés par des failles à gouge à faible angle de plongement. Le mouvement direct peut être produit par la réactivation gravitative d'une ancienne faille transpressive caractéristique du système de failles à gouge. a b Figure 14.8: AFL.57.1.1, a) panoramique du corps de brèches péridotitiques affleurante près de "Il Gabbio" qui se pose au-dessus des sédiments lacustres, avec un plan de glissement-chevauchement en partie en contre-pente (trait rouge). b) détail de la zone de contact caractérisée par une zone de mélange et de plissement du sédiment sous-jacent. 8.2. - LIMONS ET SABLES LACUSTRES La plaine de S.M.Maggiore reçoit les restes d'un bassin lacustre attribué selon Sidler & Hantke (1993) à l'époque interglaciaire Riss/Würm (Eémien, 67˙000-120˙000 ans), sa formation serait reliée à des évènements d'éboulement et à des coulées de boue qui auraient obstrué le cours de la rivière du Melezzo W en formant trois bassins lacustres contigus. Les dépôts sont constitués d'une séquence de limons lacustres, posés parfois sur un plan basal de dépôts glaciers de fond, qui évoluent vers le haut à des sables fins (fig.15.8). La surface basale d'appui avec le socle par contre n'est jamais visible à l'exception des sédiments affleurants autour de la confluence fluviale entre le rio del Motto et le fond de la vallée principale qui se posent directement sur des roches métamorphiques constituées de schistes carbonatés de la zone du Canavese. Selon des reconstructions palinspastiques les trois bassins lacustres étaient caractérisés par une extension de plusieurs kilomètres et une profondeur maximale de 25 m (Sidler & Hantke, 1993). 8.2.1 - Stratigraphie En détail la séquence sédimentaire débute avec un niveau basal de limons très compactés qui représenteraient des anciens dépôts glaciaires de fond. Suit une série de limons de plusieurs mètres d'épaisseur caractérisée par une stratification à varve constituée d'une alternance millimétrique de couches claires, argileuses et couches sombres riches en matière organique; dans ces dépôts on ne 182 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires trouve aucune relique fossile. L'intervalle de temps couvert par la sédimentation de ces varves a été estimé par Silder & Hantke (1993) autour de 4000 ans environ. Les mêmes auteurs signalent aussi au moins deux événements de dépôt de turbidites qui s'interposent entre les couches de limons. Cette série de limons montre un passage plutôt net vers une séquence d'épaisseur décamétrique des limons stratifiés, alternés avec des couches mm-cm de sables fins. Ces sédiments sont riches en matière organique ainsi que de restes fossiles des plantes qui peuplaient la région pendant l'Eémien. Finalement sur ces sédiments se superpose une séquence de sables fins, laminés et localement avec stratification croisée, alternant avec de fines couches argileuses et/ou graveleuses. On observe une typique gradation granulométrique croissante vers le haut (anti-granoclassement; coarseningupward) qui produit un passage des limons à des sables graveleux et aux graviers d'origine glaciaire et fluvio-glaciaire, liés au dernier stade des glaciations. La séquence sédimentaire est de toute façon très variable dans l'espace et les hétéropies de faciès ou les séquences incomplètes sont très diffusées. a c b Figure 15.8: a) AFL.41.2.11, coupe morphologique des sédiments lacustres qui montre la séquence de limons (gris-bleus) passant vers le haut à des sables (brunes) et à un niveau conglomératique qui dans la partie supérieure de la séquence est recouvert par des sédiments glaciaires. On peut noter la puissante désagrégation du sédiment qui produit une croûte d'altération qui masque en partie les structures sédimentaires primaires. b) AFL.41.2.10, limons lacustres avec un niveau basal intensément déformé (probables dépôts glaciaires de fond) et un niveau supérieur finement stratifié (varves). La séquence est couverte par un niveau conglomératique de type fluvio-glaciaire. c) AFL.41.2.12, séquence constituée d'une alternance de niveaux sableux (gris clairs) et de niveaux silteux (gris foncés) 183 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires En lame mince, (fig.16.8) les sables sont constitués essentiellement par des grains de quartz, de feldspaths et de phyllosilicates. Des fines lamelles iso-orientées de mica blanc et de biotite dessinent la stratification (S0) du sable. Secondairement on retrouve de rares grains de hornblende, de serpentinite et des agrégats de quartz à structure à mortier. Parfois dans ces sables sont dispersés des blocs de péridotite (brèche péridotitique) qui peuvent atteindre des dimensions décimétriques. Des analyses en lame mince ont montré des blocs de péridotite cataclasés mais non rétromorphosés, d'autres blocs par contre sont complètement serpentinisés, pareillement aux blocs de la brèche péridotitique. L'analyse DRX de la fraction argileuse de ces limons (annexe 4a, C225) montre la présence d'abondante smectite associée à des faibles quantités de chlorites et à une fraction plus abondante de composition quartzo-feldspatique. Le large pic de la smectite peut indiquer des conditions de formation de surface dues à l'altération des phyllosilicates dans le bassin lacustre en contexte subaquatique. a b c d Figure 16.8: AFL.41.2.10 a-b) Lm 50x n// (a), nX (b), sable lacustre constitué essentiellement de quartz et de mica blanc orienté parallèlement à la stratification principale du sable (S0). Dans l'image (b) on peut observer un grain constitué d'un agrégat de cristaux de quartz déformes. c-d) Lm 50x n// (c), nX (d), détail d'un micro-bloc de péridotite à olivine fracturé immergé dans le sable. 184 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires À l'extérieur de la plaine de S.M.Maggiore l'on retrouve d'autres affleurements de sables et de limons stratifiés qui sont liés à la formation de petits bassins lacustres secondaires. Notamment entre Marone et Paiesco le long du versant S, à une altitude de 620 m et plus à l'W près de Verigo, à une altitude de 600 m, affleurent des sables laminés, localement à stratification entrecroisée, tout à fait comparables avec celles du bassin principal. Plus au N dans la vallée Verzasco, au N du "Rifugio Arvogno", à une altitude d'environ 1230 m affleurent des coins de limons et de sables de type lacustre. Des dépôts semblables ont été observés dans tout le bassin d'origine glaciaire qui forme la tête du Melezzo E et aussi au NE de la vallée Isornino. 8.2.2 - Structures de déformation Nombreuses et différentes structures de déformations impliquent la plupart des dépôts lacustres affleurants dans la région: des plans de faille inverses, des plans conjugués à mouvement direct, des plis-failles à mouvement inverse et des véritables plis peuvent être observés dans une bonne partie de ces sédiments. a b Figure 17.8: AFL.52.2.1. Plis dans les sables lacustres d'Isella. a) pli-faille à axe et plan axial sub-horizontal qui produit une verticalisation de la S0 des sables. b-c) pli à axe et plan axial subhorizontal qui produit une verticalisation de la S0 des sables. c) détail du pli qui montre la S0 replissée et faiblement crénelée. c 185 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires Souvent ces structures sont cachées sous une pellicule d'altération colluviale constituée par le sédiment même et leur observation n'est pas toujours évidente; parfois il faut vraiment nettoyer les affleurements enlevant des croûtes d'altération mm-cm constituées de sables et de limons complètement désagrégés pour découvrir au-dessous ces structures de déformation. On peut estimer que la plupart des dépôts lacustres affleurants sont recouverts par ces couches d'altération et que les observations que nous avons reportées dans ce travail ne représentent qu'une petite partie des structures existantes dans ces sédiments. Le taux d'altération et d'érosion de ces dépôts est très élevé et plusieurs structures montrées dans les figures de ce chapitre ont été érodées en partie, voire complètement, pendant ces dernières années. Donc pour certaines structures ces figures représentent le seul témoignage de leur existence. La séquence de limons et de sables lacustres affleurant entre Re et Isella qui constitue les bassins principaux, est intéressée par des structures de déformation nombreuses et de différents types. Une première série de structure qui se développe dans ces sédiments produit une réponse ductile et amène à la formation de véritables plis. Ces plis ont des dimensions très variables, au sein des limons ils ont moyennement des dimensions cm-m tandis que dans les sables ils atteignent des dimensions plurimétriques. Les plis sont de type isoclinal-serré, plus rarement ouvert et parfois dans les sables peut se développer un véritable clivage de crénulation (fig.17.8). Les plis sont caractérisés par des axes sub-horizontaux directs environ E-W NE-SW et des plans axiaux eux-mêmes subhorizontaux. L'orientation ponctuelle de ces plis est de toute façon plutôt variable car soit les axes que les plans axiaux ont des géométries courbées et ondulées. Dans les canevas de Schmidt de figure 18.8 on peut noter que l'orientation moyenne de ces structures est en bonne partie cohérente avec celle des plis de dernière génération qui affectent le socle (P4, kink-band) et avec l'orientation du système de failles à gouge qui coupe le socle cristallin (voir § 4.2"plis" et § 6"failles à gouge"). a b 186 Figure 18.8: Projection stéréographique (canevas de Schmidt, hémisphère inf.). a) axes et pôles des plans axiaux de plis dans les sédiments lacustres. b) axes et pôles des plans axiaux de plis PIV du socle cristallin Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires Dans plusieurs endroits où la déformation est maximale, la stratification (S0) des sédiments lacustres est verticalisée voire renversée par ces plis (fig.19.8). Près de Villette, vis à vis du pont romain de Re, on peut signaler un pli de dimension décamétrique qui replisse toute la séquence lacustre en produisant un renversement des couches sédimentaires. De plus la formation de ce pli semble être au moins en partie postérieure à la mise en place de la brèche péridotitique sur ces sédiments car il semble replisser ensemble les limons et la brèche elle-même (fig. 20.8). a b c Figure 19.8: Projection stéréographique (canevas de Schmidt, hémisphère inf.) des pôles des plans de stratification (S0) dans les sédiments lacustres. Figure 20.8: a) AFL.41.2.9, pli décamétrique dans les dépôts lacustres de Re. Ce pli renverse la succession sédimentaire des sédiments et apparemment plisse une langue de brèches conglomératiques. b) AFL.41.2.10, pli décimétrique dans les limons basaux de Re. L'axe de pli est orienté E-W parallèlement à l'image. c) AFL.41.2.10,limons basaux de Re avec un pli à axe horizontal et des plis parasites à axe vertical Un autre système de plis, moins répandu et environ perpendiculaire à la série qu'on vient de décrire, a été observé dans ces sédiments. Cette série de plis se caractérise par des plans axiaux verticaux et des axes ondulés orientés environ N-S NW-SE. Elle forme normalement des plis ouverts ou très ouverts avec une taille variable entre quelques centimètres et quelques mètres. Les symétries des plis parasites sont parfois incohérentes et leur orientation est plutôt aléatoire par rapport aux plis principaux (fig.21.8). 187 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires Une deuxième série de structures qui se développent dans ces dépôts lacustres se caractérise par une réponse essentiellement cassante des sédiments impliqués. Il s'agit de plans de faille ou des plis-failles, plongeants à faible angle où à angle élevé, soit vers le N-NW que vers le S-SE et caractérisés par une direction variable entre N-S et NE-SW. Les similitudes entre l'orientation spatiale et le sens de mouvement de ces plans avec celles des systèmes de failles à gouge sont très prononcées (fig.22.8).Les plans à faible angle de plongement ont une extension de quelques mètres et montrent un sens de mouvement inverse comparable à des petits rétrocharriages (fig.23.8). 22a 22b Figure 21.8: AFL.39.1.2, plis métriques à axe vertical et orientation environ N-S dans les sables lacustres d'Isella. Figure 22.8: Projection stéréographique (canevas de Schmidt, hémisphère inf.) des pôles des plans des failles dans les sédiments lacustres (a) et des failles à gouges inverses du socle (b). Figure 23.8: AFL.41.2.10. Plans à faible angle de plongement avec un sens de mouvement inverse (flèches magenta) qui implique la partie sommitale des sédiments lacustres de Re. 23 188 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires 23b 23a 24a 24b 24c Figure 23.8: a) AFL.39.1.2, plans de failles normales conjugués dans les sables lacustres d'Isella b) AFL.57.1.1, marche dans les sables lacustres de "Il Gabbio" dues à des systèmes de failles normales. Figure 24.8: AFL.57.1.1, Zone de contact sables-brèches péridotitiques près de "Il Gabbio". a-b) plissement du sédiment lacustre et détail d'un pli (b). c-d) zone d'écrasement et broyage du sédiment lacustre. 24d 189 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires Les systèmes de failles plongeants à angle élevé sont parfois conjugués, ils ont des dimensions dcm-m et un sens de mouvement qui n'est pas toujours clair car il apparaît soit de type normal soit de type inverse (24.8). Notamment près de "Il Gabbio" et de Isella ces mouvements sont de type normal et forment des marches avec des mouvements relatifs de quelques mètres qui déplacent les contacts entre les limons et les dépôts alluvionnaires graveleux situés au-dessus (fig.23.8b). Les affleurements près de "Il Gabbio" permettent de bien observer le contact entre les limons et les brèches péridotitiques. On peut clairement noter que la surface basale de la brèche est très nette (comme celle d'un plan de faille) et elle se pose sur les limons sans se mélanger. Les limons sont très déformés sur une épaisseur de plusieurs mètres et forment des plis à l'échelle plurimétrique avec axes et plans axiaux sub-horizontaux et direction moyenne E-W. La zone de contact entre ces deux corps apparaît très semblable à un plan tectonique cassant. Vis à vis du plan de contact on peut observer la désagrégation et le remodelage complet du sédiment lacustre qui apparemment produit une nouvelle lamination parallèle au plan de transposition. Les limons sont complètement broyés, écrasés et désagrégés et les structures sédimentaires primaires sont complètement effacées (fig.24.8) Finalement dans les sédiments lacustres de Re-Isella on a trouvé aussi des structures de raccourcissement à faible angle semblables à des séismites (fig.25.8a-b). Il s'agit de formes de déformation planaire de type compressive, comparables en partie à des failles inverses. Ces structures affectent seulement la partie des couches sédimentaires qui correspondent à la portion de sédiment qui n'était pas encore consolidé pendant l'évènement sismique tandis que les sédiments plus profonds consolidés et clairement ceux qui devraient encore se déposer au-dessus, ne sont pas du tout affectés par cette déformation. Ces structures créent un net décalage des surfaces de sédimentation des sables en produisant une espèce de plis de crénulation à symétrie "S" ou "Z". a b Figure 25.8: Structures de déformation, type séismites, développées dans les sables lacustres de "Il Gabbio" (ab, AFL.57.1.1,) associées à un plan de faille oxydé et dans un niveau sableux-limoneux fluvio-lacustre entre Re et Isella (c, AFL.41.2.12). c 190 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires Certaines structures de ce type (fig.25.8c) ont été observées dans des sables incohérents qui évoluent vers des dépôts graveleux fluviaux actuels et qui semblent être plus jeunes par rapport aux sédiments lacustres de la plaine de S.M.Maggiore-Re. Ces structures dans les dépôts plus récents peuvent être l'évidence de la répercussion de séismes très récents (<10˙000 ans). Dans son ensemble l'interprétation de ces structures n'est pas univoque car leur formation peut être liée soit à des véritables séismes, soit à des mouvements compressifs-gravitatifs liés aux mouvements des brèches péridotitiques sur les sédiments même (pour une discussion générale voir § 9.5"interprétation des structures quaternaires et conclusions"). Les structures de déformation de toute façon affectent aussi d'autres dépôts lacustres affleurants en dehors de la plaine de S.M.Maggiore-Re. Les sables de Verigo-Marone sont intéressés par de plans de failles conjugués à dimension dcm-m avec direction moyenne N-S NESW caractérisés par des mouvements directs et par des plans à faible angle, orientés environ E-W, à mouvements inverses. Ces failles produisent une oxydation aux alentours du plan et déplacent les surfaces de sédimentation (fig.26.8). a b Figure 26.8: Sables lacustres de Verigo-Marone. a) AFL.35.2.2, plan de faille inverse oxydé. b) AFL.46.2.2, plans de failles inverses et structures de type séismites. c) AFL.46.2.2 plans de failles normales avec remplissage sableux. c Les limons et les sables de la vallée du Val Verzasco se caractérisent par une stratification qui n'est pas horizontale mais qui plonge d'environ 30° vers le S-SE. Aussi ces sédiments sont traversés par des systèmes de failles conjuguées de dimensions cm-dcm, à direction moyenne NESW et plongeant à faible–moyen angle, qui produisent des mouvements inverses de raccourcissement dans les sédiments (fig.27.8). Finalement dans ces dépôts ont été aussi observés des structures de type séismites semblables à celles qui affectent les sédiments lacustres de ReIsella. Les structures décrites jusqu'à maintenant peuvent être associées à des processus exogènes, liés aux mouvements des glaciers et aux phénomènes de glissement de la brèche péridotitique sur 191 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires les dépôts lacustres. Cependant l'observation de plusieurs caractères tels que la taille, l'orientation de ces structures et le type de déformation qui impliquent en même-temps une partie des sédiments lacustres et des brèches, font supposer qu'on a eu un contrôle tectonique sur ces différents processus de surface. De toute façon ces aspects seront discutés en détail dans le § 9.5"Interprétations des structures quaternaires et conclusions" a b Figure 27.8: AFL.7.1.1, a) sables glacio-lacustres du val Verzasco basculées. Détail d'un niveau de sable avec une structure de type séismites. 8.3 - DÉPÔTS GLACIAIRES ET FLUVIAUX Le territoire étudié se caractérise pour une épaisse et uniforme couverture végétale, développée sur une couche d'altération éluvio-colluvial, qui cache la plupart des dépôts quaternaires ainsi que les affleurements du socle. Les dépôts glaciers et fluviatiles de la région affleurent le long des coupes morphologiques naturelles et artificielles tels que des terrasses fluviales, des talus érosifs, des coupes routières et des fronts des gravières. Les sédiments glaciaires, à la manière de la plupart des dépôts répandus dans les Alpes, sont liés à l'avancée et au retrait des glaciers pendant les dernières glaciations, ils sont constitués de moraines latérales, très répandues et de moraines de fond. Ces derniers sont plus difficilement observables sur le terrain car elles affleurent de façon sporadique et sont souvent recouvertes par les autres sédiments. Les affleurements principaux de ces dépôts sont reliés au cirque glaciaire du Mt. Comino, du Val Verzasco et à la base des sédiments lacustres de Re-Isella (fig.28.8). Les moraines latérales sont constituées de sables en partie graveleux, non-consolidés dans lesquelles sont immergés des blocs et des blocs hétérométriques, de forme irrégulière, moyennement arrondie et à composition variable. Les dépôts de fond sont formés d'un sédiment "sableux-limoneux" plus compacté faiblement stratifié. L'érosion glaciaire produit sur les rares roches saines affleurantes des formes moutonnées typiques ainsi que des morphologies ondulées et aux surfaces douces. Les rivières et les ruisseaux de la région semblent avoir achevé une action essentiellement érosive en produisant de profondes gorges, ravins et sillons dans les roches du socle. En conséquence les sédiments fluviaux ne sont pas très répandus et l'extension des couches sédimentaires liées à ces dépôts semble être plutôt réduite. Apparemment la plupart des dépôts fluviaux sont localisés dans la plaine de S.M.Maggiore, qui est formée par les sédiments des cônes de déjection du Melezzo E, du torrent Loana, du Rio Ragno et d'autres cours d'eaux secondaires. Il faut noter que cette plaine, où se place aussi la ligne de partage des eaux entre le Val Vigezzo et les Centovalli, est la zone la plus élevée du fond de la vallée principale. Dans la plaine de 192 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires S.M.Maggiore la couverture alluviale constitue des affleurements étendus qui affleurent le long des terrasses morphologiques et dans les gravières où peuvent atteindre une épaisseur maximale d'environ 3-6 m en affleurement. Ces dépôts (fig.29.8) sont constitués d'une matrice sableuse, faiblement argileuse, associée à des blocs arrondis et bien classés, à dimensions cm-dcm et à composition hétérogène. Dans ces dépôts on peut reconnaître des alternances de niveaux mm-cm de sédiment à grain plus fin, qui peuvent représenter d'anciens épisodes alluvionnaires de plus forte intensité, associées à des exondations fluviales. Dans la plupart de ces sédiments est aussi observable une stratification et un classement granulométrique faible. Dans ces dépôts on n'a aperçu aucune trace de déformation semblable à celle observé dans les dépôts lacustres. Figure 27.8: AFL.57.1.1, dépôts glaciaires de fond affleurantes près de "Il Gabbio". Figure 28.8: Sédiments fluviatiles conglomératiques affleurants dans une coupe morphologique de la plaine de S. M. Maggiore. En dehors de la plaine de S.M.Maggiore, le long des cours d'eaux du Melezzo E et W, l'action érosive est nettement prédominante; maintes fois les lits fluviatiles sont constitués par les roches affleurantes du socle, tandis que les dépôts alluviaux sont plus rares et circonscrits. Ces dépôts évoluent de sédiments torrentiels immatures, des secteurs proches aux zones de source, jusqu'à des dépôts plus élaborés dans la vallée principale. Aussi dans la plupart des ravins fluviatiles secondaires les roches du socle sont bien exposées à la surface; les dépôts à extension limitée qui se forment sont de type torrentiel et normalement sont constitués de blocs hétérométriques anguleux ou arrondis qui sont transporté par ces ruisseaux pendant des événements alluviaux de forte intensité. Plus rarement ces blocs peuvent se poser sur une matrice sableuse qui sédimente dans les coins à faible énergie de ces cours d'eaux. Une dernière forme de dépôt quaternaire observée dans la région est liée aux phénomènes gravitatifs qui sont vraiment très répandus tout au long des versants de la vallée principale et des vallées secondaires. Normalement il s'agit d'accumulations d'éboulements liés à l'instabilité superficielle des versants qui touchent la couverture quaternaire et la partie superficielle du socle, altérée et pédogénétisée. Par contre les portions les plus tectonisées et fracturées du socle, suite au gorgement d'eau, peuvent former des rochers et des dépôts d'effondrement. Ces phénomènes d'éboulement sont à l'origine de plusieurs dégâts aux œuvres anthropiques presque chaque année, normalement en concomitance avec des précipitations pluviales très puissante. De toute façon ces phénomènes, bien que nombreux, sont toujours de taille réduite et dans toute la région aucun phénomène gravitatif de taille et d'allure similaire aux brèches péridotitiques n'a été observé. Les principaux phénomènes d'éboulement sont représentés sur la carte géologique des affleurements (annexe 5) 193 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires 8.4. - GÉOMORPHOLOGIE DE LA RÉGION Les caractères géomorphologiques de la région méritent quelques observations de détail. Préalablement on peut voir que le sillon du Val Vigezzo-Centovalli est orienté selon une direction E-W, c'est à dire perpendiculairement à la direction principale du débit fluviale et glaciaire de ce secteur des Alpes. Ce fait peut être expliqué en considérant la nature et l'origine tectonique de cette vallée, comme déjà proposé par Hantke (1987) dans sa reconstruction palinspastique des anciens mouvements glaciers de la région. Cet auteur affirme que pendant les périodes froides, au passage Miocène-Pliocène (5 Ma), le glacier du Toce put se propager dans le Val Vigezzo. À cette époque le sillon glaciaire dans cette vallée était plutôt modeste, évaluable autour de 100 m d'approfondissement. Pendant cette époque le glacier du Toce dut surmonter une marche d'environ 230 m pour entrer dans le Val Vigezzo et à cause de la conformation de la région l'excavation du glacier fut plutôt modeste. Ensuite dans les époques glaciaires du Plio-Pléistocène la langue du glacier du Toce qui entra dans le Val Vigezzo se déplaça vers l`E et en même temps une langue du glacier du Tessin (Val Maggia) entra dans les Centovalli se déplaçant vers l'W, en conséquence pendant certains périodes se formèrent des langues glaciaires avec des mouvements opposés entre eux. Donc les glaciers formés dans le Val Vigezzo-Centovalli furent piégés entre le glacier du Toce et du Tessin au point que le débit et l'action érosive de ce glacier latéral, perpendiculaire aux autres deux glaciers majeurs, devaient être profondément entravé. En conséquence selon cet auteur les déplacements de ces deux langues glaciaires avec une direction E-W sont liés à la présence d'un sillon préexistant, avec même orientation E-W, dessiné par des discontinuités tectoniques. La hauteur du fond de la vallée glaciaire du Plio-Pléistocène a été estimée à 570-670 m s.n.m., c'est à dire environ 300 m au-dessus de l'actuel fond de la vallée entaillée par les rivières du Melezzo E et W. Cette altitude peut être aussi devinée en observant la conformation morphologique de la région. En effet jusqu'à une altitude de moyenne de 600-700 m les pentes des versants sont douces et montrent une typique conformation due au modelage glaciaire. Au-dessous de cette limite on peut noter un passage net à des pentes très raides qui forment des ravins et des gorges étroites et profondes, entaillées par l'action érosive fluviale dans les roches du socle. À cette même hauteur moyenne peut être estimée la limite inférieure d'affleurement des dépôts glaciaires. Donc l'approfondissement post-glaciaire des cours d'eaux doit avoir été très puissant; aussi les cours d'eaux latérales, d'importance secondaire, souvent complètements asséchés pendant la saison chaude, produisent des sillons et des ravins très profonds, parfois de quelques centaines de mètres. Par exemple la zone de faille entre Palagnedra et Moneto a été profondément érodée par le Rio de Capolo, jusqu'à une altitude coïncidente avec celle du Melezzo E en produisant des parois d'environ 200 m constituées de roche pourrie. D'autres exemples semblables ont été observés aussi dans le Rio Ferro, dans le ruisseau au N d'Intragna dans celui de la Rovina, dans les ruisseaux à l'entour du Mt. Comino, du Mt. Mater etc. Ce taux d'approfondissement très élevé est clairement favorisé par la présence de discontinuités tectoniques importantes qui produisent une fracturation et une altération complètes des roches du socle. C'est clair que dans ces conditions les processus érosifs de la roche sont plus puissants et rapides par rapport à d'autres secteurs où la roche est saine. De plus, souvent il suffit d'une activité érosive faible, localisée le long de discontinuités tectoniques ou au sein des parties de roches particulièrement désagrégées et altérées pour déchaîner des importants phénomènes d'effondrement qui peuvent impliquer des parois entières de roche. (par ex. "La Rovina", Mt. Mater", Intragna). D'un autre point de vue on peut supposer que ce taux d'érosion élevé est la conséquence d'un ancien déséquilibre entre la vitesse de soulèvement et la vitesse d'érosion qui peut avoir conduit à un rééquilibrage récent, matérialisé sous forme d'une érosion fluviale très prononcée. À ce propos on peut souligner que le sillon fluvial entre Verigo et Trontano (c'est à dire en proximité avec la confluence dans la vallée d'Ossola) est de 100-150 m plus profond par rapport au 194 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires fond de l'ancienne vallée glaciaire. Pareillement entre Gagnone et Marone, c'est à dire dans la partie plus en amont du Val Vigezzo, près de la plaine de S.M.Maggiore, le sillon fluvial est de 80 m. Il faut rappeler que le responsable de ces profonds sillons est le Melezzo W, c'est à dire un cours d'eau de petite taille, qui prend sa source dans le secteur occidental de la plaine de S.M.Maggiore, près de Gagnone (en aval duquel le sillon érosif est déjà de 80 m) et de plus qui est dépourvu d'un entonnoir initial. En outre, sur un court parcours d'environ 12 km, il s'approfondit d'une altitude initiale de 830 m jusqu'à une altitude de 300 m dans la plaine du Toce, c'est à dire avec une érosion d'environ 530 m. Pareillement le Melezzo E depuis la plaine de S.M.Maggiore (850 m) s'approfondit jusqu'à une altitude de 270 m vis à vis de la plaine de Locarno-val Maggia avec une érosion évaluable autour de 580 m. Le sillon fluvial du Melezzo E entre Corcapolo et Intragna, près de son écoulement dans la plaine du lac Majeur, a une profondeur considérable d'environ 150-200 m par rapport à l'ancien fond de la vallée glaciaire. Hantke (1987) soutient que cet approfondissement est l'œuvre des cours d'eaux subglaciaires, actives pendant l'expansion et la décroissance des glaciaires. Il considère aussi que le taux d'approfondissement pendant le Pléistocène–Holocène est du même ordre de grandeur que lors de la période Miocène-Pliocène bien que cette dernière ait une extension temporelle trois fois plus longue de la période Pléistocène–Holocène. Finalement on a observé que la silhouette des sommets montagneux qui se déroulent parallèlement à la vallée principale montre une morphologie particulière qui peut être raccordée à des structures tectoniques. Notamment les crêtes entre le Mt. Limidario et le Pizzo Leone montrent clairement une morphologie typique d'un système de failles conjugué caractérisée par des mouvements directs, distensifs qui produisent une géométrie en grabens avec des marches morphologiques très prononcés (fig.29.8). Il faut remarquer que la direction des plans qui délimitent les marches est tout à fait comparable avec celle des systèmes extensifs des failles minéralisées et des failles de réactivation récente. Figure 29.8: Panoramique des crêtes de la Testa di Misello qui montre une morphologie en grabens, produite par des plans de failles (traits oranges) assimilables au système de failles minéralisées (et à sa réactivation récente). 195 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires L'observation des photos aériennes a montré d'autres évidences de structures morphologiques qui peuvent être raccordées à des structures d'origine tectonique. Notamment la zone de la plaine de S.M.Maggiore (fig.30.8) a une typique forme sigmoïdale caractéristique des bassins de pull-apart qui se développent au milieu de deux zones de décrochement. Ce fait peut expliquer le taux de sédimentation très élevé dans la plaine de S.M.Maggiore par rapport aux secteurs environnants. La symétrie de ce bassin indique des mouvements de cisaillement dextre et les lignes tectoniques majeures qui produisent cette structure à grande échelle sont constituées par le système septentrional et central des failles à gouge. Ce cisaillement dextre produit apparemment une série de structures assimilables à des "plans 1 de Riedel", orientées NNE-SSW, c'est à dire à haut angle par rapport aux zones principales de cisaillement et caractérisées par des mouvements normaux. Ces plans constituent des marches morphologiques évidentes dans les photos aériennes qui traversent le macrolithon du Mt. Rose qui constitue la zone de Costa di Faedo. Des failles semblables sont développées de façon homogène dans toute la zone étudiée et peuvent être responsables des marches morphologiques qui décalent les structures du socle. Une structure semblable à celle de la plaine de S.M.Maggiore a été observée sur le terrain dans la zone comprise entre Salmina et Ogna (voir cartes géologiques annexes 5-6) où se développe une autre faille majeure de type transtensif orientée environ NW-SE et comprise entre les systèmes II et III des failles à gouge. L'observation des photos aériennes a montré aussi que les lambeaux des terrasses fluvioglaciaires à une altitude d'environ 800 qui sont préservés sur le versant N, vis à vis du bassin lacustre, sont par contre complètement absents sur le versant S (fig.30.8) Pareillement les sédiments lacustres affleurent que le long du versant S et sont absents sur le versant N. En outre, le long de la vallée principale, on observe un décalage de hauteur entre les lambeaux des terrasses du même ordre qui affleurent sur le versant N et ceux qui affleurent sur le versant S. L'analyse des directions d'écoulement des rivières a montré aussi la présence d'un ancien drainage principale direct vers W qui comprenait les rivières qui coulent depuis le versant N de la vallée principale, parmi ces torrents il comprenait la partie supérieure du bassin du Melezzo E et le torrent Isornino. Le débit vers l'E était représenté par le torrent Loana et d’autres rivières mineures qui coulaient depuis le versant S. La ligne de partage des eaux avait une direction environ ENEWSW et coupait la zone axiale de la plaine de S.M.Maggiore. Ensuite on observe la capture fluviale par érosion régressive produite par le Melezzo E au détriment de la partie supérieure du bassin du futur Melezzo E, du torrent Isornino et d'autres ruisselets mineurs. Ces processus de capture fluviale et de déplacement de la ligne de partage des eaux peuvent être expliqués par l'action d'un système tectonique transtensif qui baisse progressivement vers l'E des blocs de socle produisant des zones de subsidence et favorisant la remontée vers l'W de la tête du Melezzo E. Donc en résumé, plusieurs facteurs morphologiques notables ont été observés: l'orientation de la vallée principale; le faible taux érosif des glaciers et le taux érosif très élevé des rivières et des ruisseaux; la présence de dépôts et d'anciens bassins lacustres dans une plaine délimitée par deux marches qui la soulèvent par rapport au fond de la vallée limitrophe; l'évidence d'un fort taux de sédimentation dans la plaine de S.M.Mggiore, qui actuellement représente la zone la plus élevée du fond de la vallée principale. Tous ces éléments posent certainement plusieurs questions sur la façon d'expliquer l'évolution morphogénétique récente de la région et sur les causes qui peuvent avoir conduit à cette conformation. Notamment certains aspects morphologiques qu'on vient de décrire semblent être l'expression de surface de structures tectoniques majeures du socle. De toute façon une étude détaillée du quaternaire et de la géomorphologie de la région se situe en dehors des buts de cette thèse et une interprétation générale de ces évidences sera donnée dans le § 9.5"Interprétations des structures quaternaires et conclusions". 196 Chapitre 8 Dépôts et structures quaternaires Figure 30.8: représentation schématique des évidences morphologiques des photos aériennes dans la zone de S.M.Maggiore. On peut observer comme la plaine recouverte de sédiments a une géométrie à sigmoïde typique d'un bassin de pull-apart formée dans une zone de cisaillement dextre. Dans le secteur compris entre Craveggia (Cr.) et le Mt de Dissimo on peut aussi noter le système de discontinuités morphologiques qui forme des structures de Riedel déplaçant la ligne de crête. On peut noter l'asymétrie des ordres de terrasses le long du Melezzo E. Abréviations, de L'W (gauche) vers L'E (droite): D.,Druogno; S.M.M, Santa Maria Maggiore; Cr., Craveggia; M., Malesco; D., Dissimo O., Olgia; B. Bordei; M., Moneto; P., Palagnedra. 197 Chapitre 9 Evolution géodynamique 9 - ÉVOLUTION GÉODYNAMIQUE Le travail entrepris dans cette thèse visait à la description de l'évolution géologique d'âge alpin de la zone des racines qui affleure dans le Val Vigezzo-Centovalli. En accord avec de nombreux auteurs, les structures observées sur le terrain et les données de laboratoire nous permettent d'étudier une période qui s'étale depuis environ 35 Ma jusqu'à l'actuel tandis que les phases de déformation et les structures plus anciennes sont normalement effacées. L'évolution géodynamique de la région peut être considérée comme un processus continu qui change en dépendance des variations thermobarométriques et de la tension tectonique régionale et qui est lié à l'évolution des structures majeures des Alpes Centre–Occidentales, tels que la ligne Insubrienne et la ligne du Simplon (voir § 10 "proposition d'un modèle évolutif"). Ce processus évolutif peut être divisé en trois étapes principales qui différent entre elles par des variations importantes des conditions tectoniques et physico-chimiques et qui produisent les nombreuses évidences géologiques et structurales qu'on a décrit dans les chapitres précédents. L'histoire évolutive de la zone étudiée est résumée de façon simplifiée dans la figure 1.9. Par contre dans le tableau récapitulatif 1 en annexe, de façon schématique mais plus détaillée sont reportées, selon une échelle temporelle absolue et selon les variations des faciès métamorphiques, toutes les structures observées dans la région avec leurs caractères structuraux et métamorphiques. Ci-dessous on propose une reconstruction détaillée de ces étapes ainsi qu'un rangement organique et logique de toutes les évidences, de terrain et de laboratoire, soulignées par cette étude. 9.1 - PHASE MYLONITIQUE La phase mylonitique est la plus ancienne phase de déformation qu'on peut décrire et reconnaître de façon complète et organique car elle efface presque complètement toutes les structures plus anciennes. Ces dernières peuvent être observées exclusivement comme des rares reliques qui difficilement peuvent donner des indications objectives sur leurs caractères géologiques et structuraux originels. En accord avec les auteurs de la littérature (parmi d'autres: Steck & Hunziker, 1994, Manktelow, 1990, 1992; Mancel & Merle, 1987), la phase mylonitique se développe à partir de conditions métamorphiques en faciès amphibolite élevé et reste au moins en partie active jusqu'à des conditions schistes-verts. On peut distinguer donc une phase mylonitique en faciès amphibolite et une phase mylonitique en faciès schistes-verts dont les rapports réciproques seront décrits après. La phase mylonitique amphibolitique dans la région étudiée représente la terminaison SE de la ligne ductile du Simplon (DSL). Elle est liée à la formation de la schistosité régionale (Sr) de la zone des racines et est associée à un étirement des roches en développant une linéation directe environ E-W et ENE-WSW. Le sens de mouvement qui peut être déduit des indicateurs cinématiques est toujours de type dextre et la phase mylonitique peut être considérée comme l'expression d'une phase de cisaillement ductile dextre qui affecte la région (D2 de Steck, 1990). En même temps du développement de cette phase on a la formation des plis de PII qui se développent en antagonisme avec la schistosité mylonitique et affectent les portions de roches les plus résistantes à la déformation. Les plis PII sont des plis typiques d'entraînement développés au sein d'une zone de cisaillement ductile. Les symétries des plis ("Z") sont en accord avec les mouvements décrochants dextres de cette phase mylonitique. 198 Chapitre 9 Evolution géodynamique Figure 1.9: tableau des rapports temporales entre les différentes structures géologiques affleurantes dans la région étudiée. 199 Chapitre 9 Evolution géodynamique L'âge de la phase mylonitique n'a pas été déterminé dans cette étude, cependant il peut être déduit des nombreux travaux publiés. Selon la littérature géologique, le pic métamorphique lié à cette phase, bien que l'âge puisse varier notablement dans les différents secteurs, est daté autour de 38-35 Ma, c'est à dire environ dans l'Eocène sup. (Hunziker et al., 1992; Steinitz & Jäger, 1981). Le développement des mylonites doit avoir un âge maximal correspondant à celui du pic métamorphique et un âge minimal plus récent. Les filons pegmatitiques tertiaires qui traversent la région coupent clairement la schistosité mylonitique et seulement dans quelques cas rares ils développent en leur sein une orientation minéralogique faible. Ces filons sont datés entre 29-26 Ma (Schärer et al., 1996; Romer et al., 1996) et donc la phase mylonitique amphibolitique doit s'arrêter avant ou pendant cette époque. En accord avec Steck (1984, 1990), les changements de texture et d'assemblage minéralogique dans les mylonites de la ligne Rhône-Simplon indiquent une augmentation de la température de NW vers SE, la déformation mylonitique en faciès schistes-verts dans la zone du Simplon se transforme en une phase mylonitique en faciès amphibolite vers le SE, c'est à dire dans la zone du Val Vigezzo-Centovalli. À l'E de Domodossola, c'est à dire dans le secteur étudié, ce gradient thermique a pour conséquence aussi la graduelle homogénéisation et la disparition des caractères minéralogico-structuraux distinctifs entre le mur et le toit de la DSL et leur localisation devient presque impossible (Manktelow, 1990, 1992). Dans la région étudiée se développe aussi une phase mylonitique en faciès schistes-verts; dans le secteur externe de la chaîne elle se caractérise par une pénetrativité faible et elle montre les mêmes caractères de déformation et la même orientation dans l'espace que celle en faciès amphibolite. Dans ce cas elle peut être considérée comme la continuation affaiblie et presque épuisée de la phase mylonitique amphibolitique. Se rapprochant de la zone de Canavese dans les mylonites schistes-verts on observe par contre l'apparition d'une linéation directe environ NW-SE qui devient au fur et à mesure plus pénétrative dans les roches du socle. Sur la base des observations de terrain la formation des mylonites en faciès schistes-verts peut être mise en relation avec les mylonites de plus haut degré en deux façons différentes. D'un côté elle peut être contemporaine de la phase mylonitique en faciès amphibolite mais peut s'être produit à des niveaux crustaux différents, notamment plus en surface. Dans ce cas l'amincissement et l'étirement des roches du socle, dû à cette déformation, auraient eu comme conséquence le rapprochement et la partielle superposition de ces deux stades de mylonitisation. Diversement on peut supposer que la phase mylonitique en faciès schistes-verts est plus récente ou liée aux derniers stades de la phase amphibolitique, lorsque l'amincissement de la croûte et le soulèvement du secteur Lépontin aurait produit un refroidissement général du socle gneissique. Dans les travaux proposés par la littérature cette phase mylonitique en faciès schistesverts est traditionnellement liée au rétrocharriage le long de la ligne du Canavese- Insubrienne (Zingg, 1983; Schmid et al., 1986). Cette phase de cisaillement ductile est indiquée comme "D3" par Steck (1984, 1990) et est associée à la formation de plis de rétrocharriage (phase PIII). Les datations minéralogiques K-Ar et Ar-Ar des micas le long de la ligne Insubrienne soulignent une période longue d'activité de la déformation ductile (>300 °C) qui affecte les différentes unités (fig.18.2). Les âges des mouvements les plus anciens se retrouvent au SW, près d'Ivrée et sont compris entre 76-61 Ma tandis que les mouvements les plus jeunes se retrouvent dans la région des racines, à l'W de Locarno, où les âges varient entre 26-19 Ma (Zingg & Hunziker, 1990). Ceci implique que la ligne Insubrienne est caractérisée par plusieurs cycles de déformation relayés par des périodes de calme tectonique. Donc sur la base des données disponibles on peut supposer que ces deux phases mylonitiques représentent deux étapes évolutives de la même phase de déformation, constituée par un cisaillement dextre, mais pendant des périodes et/ou sur des niveaux structuraux différents. Notamment les mylonites schistes-verts, associées au rétrocharriage témoignent de l'activité tectonique transpressive le long de la ligne Insubrienne pendant la remontée des nappes. 200 Chapitre 9 Evolution géodynamique Un refroidissement général de la région Lépontine et de la zone des racines affleurantes dans le Val Vigezzo-Centovalli, traditionnellement attribué à son soulèvement (Hurford et al., 1986), suit le pic métamorphique, le développement des mylonites le long de la DSL et le magmatisme Périadriatique. La principale responsable de ce soulèvement est la phase de plis PIII qui se développe à cheval du passage faciès amphibolite Æ faciès schistes-verts, étant active sous conditions métamorphiques rétrogrades. En accord avec plusieurs auteurs (Steck, 1990; Steck & Hunziker, 1994; Milnes et al., 1981) la phase PIII s'étale sur une période longue, en donnant origine à plusieurs séries de plis avec les mêmes caractères structuraux de déformations mais avec des paragenèses minéralogiques et styles de plissement au fur et à mesure plus froids et cassants. Les trois structures de PIII à grande échelle, reconnues dans la zoné étudiée (voir § 4.2.3"PIII"), peuvent être corrélées avec d'autres plis, déjà décrites dans la littérature, tels que la synforme de Masera et l'antiforme de Vanzone (Schärer et al., 1996; Steck & Hunziker, 1994). Les structures majeures de PIII reconnues dans la région étudiée semblent se développer sous conditions de faciès schistes-verts, à des températures comprises environ entre 500-300°C. En quelque mesure la PIII voit son expansion maximale dans une période comprise entre la fin de la phase mylonitique en faciès amphibolite et le début de la phase hydrothermale s.s., c'est à dire pendant le développement des mylonites en faciès schistes-verts. La formation de la PIII est responsable de l'affaiblissement et de la disparition de la phase mylonitique et est liée à la présence du bloc rigide de la IVZ et des roches ultrabasiques associées qui favorisent le rétrocharriage des nappes alpines par rapport aux mouvements décrochants (Steck, 1990). Sur la base des âges radiométriques de fermeture des minéraux, le soulèvement des Alpes Centrales par rapport aux Alpes méridionales commence environ il y a 30 Ma (Steck & Hunziker, 1994) et il est suivi par une période de soulèvement très rapide pendant le Miocène inf. (20-25 Ma) et ensuite par une période de soulèvement plus lente (Hurford et al., 1986). La genèse de la zone des racines dans la partie méridionale du dôme Lépontin est liée à ce phénomène de soulèvement qui est contemporaine de la formation de la zone mylonitique en faciès schistes-verts (Ligne du CanaveseInsubrienne), du rétrocharriage des nappes alpines le long de la ligne Insubrienne (phase Insubrienne d'Argand, 1916) et de la formation des plis à vergence méridionale (plis rétrocharriés PIII). Ces différents phénomènes peuvent être associés à un régime transpressif plus général qui caractérise la région pendant cette période et qui suit le cisaillement dextre des mylonites en faciès amphibolite. 9.2 - PHASE HYDROTHERMALE On a vu que la mise en place des filons pegmatitiques tertiaires, datés entre 29-26 Ma (Schärer et al., 1996; Romer et al., 1996), suit l'affaiblissement et la fin de la déformation mylonitique en faciès amphibolite. Les rapports géométriques de terrains ainsi que les caractères géothermométriques indiquent clairement que la mise en place de ces filons est antérieure au développement de tous les phénomènes hydrothermaux et de retromorphose qui affectent la région étudiée. En effet toutes les structures minéralisées affectent et coupent les pegmatites tertiaires de la région. Donc, dans la région étudiée, la phase hydrothermale peut être considérée comme le premier événement important d'époque néogène. Les données tirées des géothermomètres à chlorite nous indiquent que la phase hydrothermale se développe en plein faciès schistes-verts et se poursuit jusqu'au faciès zéolitique sous des températures comprises environ entre 450 et 200°C. Les structures qui se produisent pendant cet événement sont très hétérogènes et variables. Les premières évidences sont constituées par les bandes schistes-verts (BSV) qui, comme on l'a vu, sont des bandes planaires conjuguées de rétromorphose, avec même orientation des structures liées à la transtension principale qui caractérise la région étudiée. Les transformations qui se 201 Chapitre 9 Evolution géodynamique produisent soulignent le rééquilibrage faciès amphiboliteÆ faciès schistes-verts des minéraux métamorphiques. Vu leurs caractères structuraux les BSV peuvent s'être développées en contemporaines ou juste après la formation des mylonites en faciès schistes-verts. Les BSV souligneraient dans ce cas la présence d'une phase transtensive dans la région des racines, contemporaine de la transpression le long de la ligne Insubrienne ou le passage progressif dans le temps entre une phase transpressive (phase mylonitique Insubrienne) à un phase transtensive (phase hydrothermale). Après ou pendant la formation des BSV, liée à une phase extensive, on assiste au développement d'une première génération de veines minéralisées essentiellement à chlorite, à direction E-W et N-S environ et à pendage très raide. Après ces épisodes initiaux, la phase hydrothermale voit son développement maximal. Dans les roches affectées par ces phénomènes se développent des canaux hydrothermaux et une nouvelle génération de veines, pareillement, au fur et mesure que la température décroît, on a l'apparition des zones kakiritiques des cataclasites et des brèches. La transition entre le développement des BSV et celui des structures strictement cassantes, liés aux phénomènes hydrothermaux, marque le passage ductileÆ cassante dans la région. La phase hydrothermale est liée au développement d'un système tectonique de failles minéralisées, caractérisées par des mouvements de type transtensif. Le champ de contraint lié à cette déformation se caractérise par un σ1 vertical qui forme des plans de failles conjugués, caractérisés par un angle de plongement très élevé (fig.2.9). Ce système de déformation reste actif aussi après l'épuisement de la circulation des fluides; sous ces nouvelles conditions physico-chimiques les roches sont cataclasées par la déformation mais elles ne sont plus minéralisées; en même temps, au sein des plans minéralisées, on observe des phénomènes de réactivation tectonique. Les stades plus anciens de ce type de déformation avant le plein développement du circuit hydrothermal se caractérisent par des conditions "anhydres" qui favorisent le développement de pseudotachylites. Ces roches ensuite sont en partie coupées et impliquées dans les roches de faille minéralisées. Dans son ensemble la formation des BSV, des pseudotachylites et du système de failles minéralisées est le résultat d'un régime transtensif, produit par une zone de cisaillement dextre, orientée environ E-W ENE-WSW et par une extension produite par des plans conjugués orientés environ NE-SW et NW-SE. Le régime tectonique lié aux failles minéralisées est donc actif sur une période longue, les évidences de cette déformation sont données aussi par le développement d'un système de déformation semi-ductile constitué par les plis PIV. Les structures plus anciennes de cette phase de déformation sont constituées des plis coffrés caractérisés par une réponse ductile de la roche donc reliés à des températures relativement élevées (schistes-verts, ≈ 300°C). En effet normalement ces plis se forment dans les roches gneissiques après la cristallisation de la chlorite et du mica blanc qui sont déformées de façon ductile et elles peuvent être contemporaines des derniers plis de phase PIII. Pendant ces premiers stades de déformation la PIV n'est pas trop pénétrante et les évidences de cette déformation sont plutôt dispersées et circonscrites. Dans la région étudiée l'intensité de cette déformation augmente lorsque les roches ont déjà atteint des conditions davantage de surface; à la transition ductile–cassante on a la substitution des plis coffrés par des kink-bands conjugués. Ces derniers sont répandus essentiellement dans la partie centre-occidentale de la zone étudiée tandis qu'à l'E ils sont moins diffusés. La persistance de ces plis est de toute façon plutôt modeste car la roche devient plus rigide et moins encline à la déformation. Ces plis sont le résultat d'une déformation rotationelle transtensive du champ de tension avec σ1 vertical et avec la même orientation du système décrochante E-W des failles minéralisées (fig.2.9a). Ce processus, typique des roches caractérisées par une déformation ductile ou semiductile, amène à la rotation des axes conjugués de pli qui forment un angle obtus par rapport à σ1 (fig.2.9b). Evidemment le système de failles minéralisées orienté environ N-S, c'est à dire perpendiculaire aux structures majeures du socle cristallin, produit une réponse cassante avec 202 Chapitre 9 Evolution géodynamique développement de plans de failles. Par contre le système E-W, parallèle aux structures géologiques régionales, développe un système de déformation semi ductile qui produit les PIV. Figure 2.9: représentation schématique d'un système de failles normales conjuguées caractéristique d'un champ de tension avec σ1 vertical. a) géométrie typique d'un système purement cassant avec σ1 bissectrice de l'angle aigu formé par les systèmes de failles conjugués. b) géométrie typique d'un système ductile-cassant avec σ1 bissectrice de l'angle obtus, formé par les systèmes de failles conjugués. a b Les plans axiaux inactives et tournés pendant la déformation ductile-cassante sont ensuite repris, sous conditions purement cassantes, par des plans de failles à gouge qui se développent en partie sur les anciens plans axiaux des kinks (voir après § 9.3 "phases de failles à gouge") La transition ductile–cassante, reliée à des températures <300°C, a été datée à 14-16 Ma (Hunziker & Bearth, 1969; Hunziker et al., 1992). Dans la région étudiée les données radiométriques proposés par Schärer et al. (1996) indiquent une transition au-dessous de 300° autour de 20-18 Ma. Donc le système hydrothermal s.s. et celui de failles minéralisées devraient être plus récents que cet âge. Les âges radiométriques K-Ar sur K-feldspath produites par cette étude ont donné une seule valeur autour de 17 Ma qui peut être reliée aux stades initiaux de ces phénomènes tandis que les autres valeurs sont comprises entre 12-7 Ma. Ces âges apparemment doivent être référés aux stades finaux de la phase hydrothermale. Si pour la méthode K-Ar on considère une température de fermeture du K-feldspath de 250-200°C, on pourra observer que c'est la même température que celle estimée en utilisant les géothermomètres à chlorite (voir 5.10 "géothermométrie"), pour les derniers fluides minéralisateurs de la phase hydrothermale. Sur la base des évidences de terrain et des données radiométriques et géothermométriques produites par ce travail, on peut supposer que le système hydrothermal débute son développement autour de 18-15 Ma, a son expansion maximale entre 15-10 Ma et parvient à son épuisement autour de 8-7 Ma. Pareillement le système de failles minéralisées doit avoir un âge comparable à celui du système hydrothermal, les deux phénomènes étant en partie contemporains. En outre les failles et les veines minéralisées coupent couramment les plis de PIII de plus haute température tandis que parfois ils réactivent les plans axiaux des PIII plus froids et les plans axiaux de PIV, indiquant une contemporanéité entre les stades finaux de la PIII, les stades initiales de PIV et les stades de développement maximal de cette phase hydrothermale. Les caractères extensifs de cette phase de déformation produisent un amincissement du socle cristallin et un refroidissement progressif des roches. Ce refroidissement amène à un comportement au fur et à mesure plus cassant des roches du socle, favorisant le développement de kakirites, des brèches et des cataclasites qui peuvent être reliées aux stades intermédiaires et ultimes de la phase hydrothermale. Cette phase peut être mise en relation avec les mouvements extensifs le long de la ligne du Simplon, caractérisés par trois phases d'extensions très rapides datés de 18-15 Ma, de 1210 Ma et de 4-0 Ma (Steck & Hunziker 1994). À l'exception des travaux de Walter (1950) et de Knup (1958) cette phase est peu décrite et peu prise en considération de façon indépendante dans la littérature, en ligne générale elle est 203 Chapitre 9 Evolution géodynamique associée de façon générique aux phases cassantes de déformation qui affectent les Alpes CentreOccidentales, en regroupant la phase hydrothermale et celle des failles à gouge. Cependant des failles minéralisées et des systèmes de veines hydrothermaux sont décrits dans la région du Simplon par différents auteurs (Wawrzyniec et al. 2001, Manktelow 1990, Aubri, 1984). Notamment ces auteurs retrouvent des systèmes conjugués de failles et des veines minéralisées à chlorite et épidote qui recoupent les mylonites et qui sont tout à fait comparables, par la minéralogie et les structures, à celles de la zone étudiée. 9.3 - PHASE DES FAILLES À GOUGE Un changement du régime tectonique dans la région, environ il y a 10-12 Ma, produit l'arrêt de la phase hydrothermale, un affaiblissement du système de failles minéralisées et favorise le développement du système des failles à gouge. Ce système constitue la dernière phase de déformation cassante qui affecte le socle cristallin et il est caractérisé par la formation de plans de faille à direction moyenne E-W et ENE-WSW, plongeants moyennement vers le N avec un angle faible. À l'échelle de la vallée ces failles forment trois systèmes tectoniques principaux directs E-W, plus ou moins continus et définis qui sont reliés entre eux par un système de failles à direction NW-SE (voir écorché tectonique, annexe 7). La phase des failles à gouge débute sous conditions de faciès zéolitique, pendant l'épuisement de la circulation hydrothermale et se poursuit jusqu'à des conditions diagénetiques voire de surface, en affectent probablement certains dépôts quaternaires. Dans la région étudiée l'intensité de la déformation liée aux failles à gouge augmente lorsque les roches ont déjà atteint des conditions davantage de surface; en association à ces plans de faille à gouge on peut observer le développement de roches cataclastiques ou de brèches, bien que la plupart aient une origine liée aux kakirites et aux failles minéralisées. Parfois les plans de faille à gouge se développent en reprenant des structures de faiblesse de la roche préexistantes notamment des anciens plans axiaux de PIV. Comme l'on a vu dans le chapitre précédent, ces derniers sont en effet le résultat d'une déformation rotationelle transtensive avec σ1 vertical qui paralléliser les anciens plans axiaux aux plans de failles à gouge. Sur le terrain cette phase de déformation est représenté principalement par des failles décrochantes avec une composante principale dextre, toujours importante, associée à des failles inverses à faible angle et à de failles en marches. Cependant des failles à gouge normales, notamment dans le massif de Finero sont aussi présentes et parfois des structures mineures à caractère décrochante senestre ont été observées , témoignant de la complexité de ce système de failles. Dans l’ensemble, la déformation produite par ce système de failles est principalement l'expression d'un régime tectonique de type transpressif; qui peut être lié à l'ancien système de rétrocharriage et de plis PIII le long de la ligne insubrienne. Les mouvements de type transpressif, se caractérisent par un champ de tension avec un σ1 horizontal et un σ3 vertical. Ce champ de tension développe des plans de faille à faible angle (fig.3.9) que dans le cas de la région étudiée ont une orientation qui est parallèle à celle des anciens plans axiaux de PIV. Bien que le système transtensif doit se développer principalement à travers la réactivation des systèmes à haute angle de failles hydrothermales, la présence de structures normales et inverses parmi les failles à gouge ne permet pas une interprétation univoque et sure de ce système de déformation La présence de structures transtensives et transpressives au moins en partie coexistantes peut indiquer des variations locales ou temporaires du champ de tension. Ce fait peut être favorisé par les conditions de surfaces lors du développement de ces structures tectoniques qui favorisent des comportements plus hétérogènes des compartiments de roche déformée, en dépendance aussi des variations des conditions rhéologiques et texturales des roches. Les mêmes variations peuvent être le résultat d'une structure à grande échelle plus complexe dont les différents systèmes de failles constitueraient des 204 Chapitre 9 Evolution géodynamique structures secondaires associées (voir § 10"proposition d'un modèle évolutif dans le cadre de l'évolution de la chaîne alpine"). Ces dernières structures peuvent être considérées, en accord avec Mancel & Merle (1987), comme des failles qui se développent en réponse à des mouvements différentiels des compartiments impliqués dans la zone de cisaillement dextre majeure représentée par le système de lignes tectoniques du Simplon. Des données radiométriques tirés des illites <2µ des gouges, on peut estimer un âge compris entre 12 et 2,5 Ma pour l'activité de ces failles à gouge. Des âges plus récents ont été obtenus, notamment 0 Ma (C157) mais dans ce cas les datations sur illite deviennent un moyen moins fiable. Les valeurs de la C.I. nous indiquent des conditions thermiques décroissantes, variables de l'anchizone jusqu'à la diagenèse, c'est à dire à des températures maximales de 250°C environ et des températures minimales au-dessous de 100°C (Jaboyedoff & Thélin, 1996) indiquant aussi des profondeurs très proches de la surface et inférieures à 2 km. D'après ces données on peut considérer le système de failles à gouge comme une phase très récente et qui se produit dans les portions de surface du socle cristallin. Ce fait amène à une interaction de ces structures avec les forces gravitatives de surface. Sous ces conditions sont possibles des réactivations de ces plans de failles à gouge avec des mouvements gravitatifis de type normal. a b Figure 3.9::a) représentation schématique d'un champ de tension inverse avec σ1 vertical et σ1 horizontal qui forme. la bissectrice de l'angle aigu formé par les systèmes conjugués de failles inverses. b) géométrie typique d'un plan de faille inverse avec la partie basale de la faille caractérisée par une faille pendage et la partie sommitale caractérisé par un pendage raide. 9.4 – DISCUSSION GÉNÉRALE SUR LES STRUCTURES TECTONIQUES DU SOCLE CRISTALLIN La zone de racines représente une section presque complète, verticalisée et amincie, de la succession des nappes alpines. Dans le secteur étudié sur une épaisseur de 2-3 km on peut observer une séquence, écrasée et en partie effacée, qui s'étale du Sudalpin (corps de Finero) jusqu'au nappes du Pennique inf. (Antigorio), comprenant tout le système Austroalpin, la Zone Piémontaise et les nappes du Pennique sup. et moyen. Dans les autres secteurs des Alpes l'épaisseur de cette séquence est beaucoup plus importante, au moins le double de ce qui caractérise la zone étudiée. D'un point de vue de l'évolution géodynamique l'amincissement continu de la zone des racines est lié à une tectonique active depuis longtemps et caractérisée par une déformation de cisaillement dextre très continue. Suite aux mouvements de cisaillement, et à l'amincissement de la zone de déformation, les champs de tension transpressif et transtensif se sont au fur et à mesure rapprochés jusqu'à leur partielle superposition. Sur la base des données acquises, on peut considérer que la zone étudiée est tour à tour intéressée par ces deux types de mouvement. En particulier, dans l'histoire évolutive plus récente de la région, la déformation liée aux failles à gouge semble être plus active par rapport à celle représentée par le système de failles minéralisées. Toutefois la déformation transtensive semble être en partie active, comme en témoignent de nombreuses stries de faille retrouvées à l'intérieur des fractures et veines minéralisées, réactivées par des mouvements 205 Chapitre 9 Evolution géodynamique décrochants dextres et normaux. Les rapports et les relations entre ces mouvements et un contexte plus général de la déformation alpine dans ce secteur seront traité dans le § 10"proposition d'un modèle évolutif dans le cadre de l'évolution de la chaîne alpine". Les structures de déformation de la région, considérées dans son ensemble, montrent une évolution de conditions chaudes et ductiles à froides et cassantes qui peut être comparée au modèle évolutif de faille proposé par Sibson (1977, 1979) et par Rutter et al. (2001) et illustré dans la figure 4.9a. a Figure 4.9: a) représentation schématique du modèle de faille proposé par Sibson (1977) et modifié par Rutter et al. (2001) On peut observer le passage, avec l'augmentation de la profondeur, entre une mince zone de déformation de type frottante-cassante où se développent différentes roches de failles cataclastiques et une large zone mylonitique à déformation ductile, caractérisée par un régime plastique-visqueux. Le passage entre ces deux régimes se produit vis à vis de la région à résistance maximale de la croûte. L'échelle horizontale de l'image est exagérée par rapport à celle verticale. b) représentation schématique de l'évolution tectonique "myloniteÆ gouge de faille" d'un schiste métamorphique, d'après des observations sur TEM (Warr & Cox 2001). 0) roche mylonitique. i) formation de cataclasites anhydres et de fusion par friction. ii) hydratation et chloritisation des constituants mafiques. iii) formation d'argiles gonflantes dans la matrice de faille. b 0) Pareillement à ce modèle une bonne partie des systèmes de failles affleurantes dans la zone d'étude produit des failles asymétriques avec un toit froid et un mur avec une zonation tectonométamorphique caractéristique. Au sein de la zone de faille (zone axiale) se forment les structures 206 Chapitre 9 Evolution géodynamique les plus froides constituées par le système de faille à gouge; en s'éloignant de la zone axiale de faille, dans le mur on peut observer des structures au fur et à mesure de plus haute température: des brèches, des cataclasites, des failles diversement minéralisées, des pseudotachylites et des roches mylonitiques. La séquence minéralogique–microstructurale qui caractérise les mylonites, les failles minéralisées et les failles à gouge est très semblable à celle proposée par Warr & Cox (2001) et présentée dans la figure 4.9b. Ces auteurs décrivent des failles alpines de la Nouvelle Zélande qui montrent à leur intérieur une évolution des roches de failles subdivisée en quatre étapes, illustrées dans la figure 4.9b, définies par des caractères minéralogico–structuraux différents qui évoluent des roches mylonitiques aux failles à gouge. Il faut aussi remarquer que la zone de faille décrite par ces auteurs est constituée par une zone de cisaillement dextre majeure, active aussi à l'époque quaternaire même si les données sismiques indiquent une activité sismique actuelle très faible. Pareillement au système de faille du Val Vigezzo-Centovalli, ces failles de Nouvelle Zélande montrent les caractères structuraux typiques modélisés par Sibson (1979), ainsi que des évidences de phénomènes hydrothermaux importants, liés à une circulation profonde de fluides d'origine météorique. Cependant, à la différence du plus simple modèle proposé par Sibson (1977) où le champ de tension reste toujours constant pendant l'évolution P-T de la zone de failles, dans le cas du Val Vigezzo-Centovalli ce champ est variable et produit des structures qui se croisent et se coupent entre elles. La superposition des différentes phases de déformation sur les roches du socle plisse et coupe l'empilement des nappes de la région. L'aspect final d'un niveau hypothétique de roche affecté par toutes ces déformations est illustré dans la figure 5.9. Dans cette figure sont montrés de façon schématique les effets des différentes phases de déformation constituées par les quatre phases de plissement et par les deux systèmes de failles cassantes. Comme on peut le noter, les différentes phases de déformation produisent une disposition complexe de la roche, créant des structures géométriques difficiles à suivre et à décrire dans l'espace, surtout dans un contexte géologique réel caractérisé par un manque remarquable des affleurements des roches du socle. Cette structuration a généré de nombreux doutes pendant la rédaction de la carte géologique interprétative mais doit aussi faire réfléchir à propos de l'interprétation géologique de la zone étudiée fournie par les différents auteurs de la littérature. Notamment les seules coupes géologiques de détail proposées par Knup, Reinhart, Walter et Wieland témoignent clairement d'une interprétation "stratigraphique" de la succession des roches qui est proposée par ces auteurs. En effet, à l'exception de Kobe (1966) qui a travaillé dans l'adjacent val Onsernone, aucun plis et peu de failles sont montrées et indiquées dans ces coupes, tandis que les évidences de terrain montrent clairement comme les structures tectoniques cassantes et les quatre phases de plis sont responsables de l'empilement structural de la région entière. Donc dans la région Val Vigezzo-Centovalli l'absence d'études récentes de détail, de type tectonostratigraphiques et lithostratigraphiques, génère des problèmes non négligeables dans l'attribution exacte des différentes roches aux différentes nappes. Malheureusement dans ce travail l'aspect lithostratigraphiques a été en partie négligé car on a supposé que les données de littérature étaient complètes et satisfaisantes sauf s'apercevoir du contraire pendant le levé de terrain. Pour cette raison la carte géologique interprétative ainsi que les coupes annexes (annexe 6) est en quelque mesure une simplification de la déformation réelle car, suite à ces phénomènes de déformation, l'interprétation et l'attribution des différentes roches aux nappes alpines n'est pas toujours évidente. Par conséquent une partie de l'interprétation de la géologie de la région s'inspire des travaux de littérature déjà existants, même si ces derniers n'entrent pas toujours en ligne de compte de tous les éléments tectoniques et structuraux mis en évidence par cette étude. 207 Chapitre 9 Evolution géodynamique Figure 5.9: Représentation schématique simplifiée de la superposition des différentes phases de déformation ductile et cassante sur un niveau hypothétique de roche de la zone étudiée. Les déformations ductiles produites par les PII et PIV ne sont pas représentées et à leur place sont indiqués seulement les axes de pli sans plan axial. Pareillement le taux de déplacement produit par les différents systèmes de failles est seulement esquissé et sous-estimé par rapport au taux réel. 9.5 - INTERPRÉTATIONS DES STRUCTURES QUATERNAIRES ET CONCLUSIONS 9.5.1 - Introduction Au-delà de la simple description des plis et des failles dans les dépôts quaternaires le problème principal qui se présente est de comprendre la signification génétique de ces structures de déformations. On peut supposer qu’elles soient simplement dues à des processus de déformation de surface liés au modelage fluvio-glaciaire et aux phénomènes gravitatifs, mais on peut supposer aussi qu’elles soient la réponse de surface à une tectonique active dans le socle. Enfin on ne peut pas exclure que ces déformations soient le résultat de l'interaction entre ces deux processus. En effet il faut remarquer que toutes les déformations qui se produisent en rapport direct avec les surfaces topographiques ont des caractères tout à fait différents par rapport aux déformations tectoniques qui se produisent en profondeur. Les causes principales de cette différentiation entre une tectonique profonde et une de surface sont dues à la présence, dans les zones de surface, de trois aspects 208 Chapitre 9 Evolution géodynamique particuliers. Tout d'abord en surface les corps rocheux ne sont pas uniformément équilibrés par les forces lithostatiques et donc sont différemment engagés par rapport aux roches de profondeur. De plus les sédiments de surface, à la différence des roches du socle, sont normalement incohérents ou semi-cohérents et la réponse à la déformation est complètement différente par rapport à celle des roches cristallines. Finalement la présence de surfaces d'érosion et de sédimentation, passibles d'une évolution et de changements continus liés aux processus exogènes de morphogènes et de sédimentation, peuvent masquer, voire effacer les structures tectoniques de surface (Summerfield, 1993). Donc dans les portions superficielles les effets de la déformation sont une conséquence de l'interaction entre facteurs exogènes et endogènes. La présence de structures de déformation tels que des failles inverses et des plis dans les sédiments glacio-lacustres des Alpes est historiquement reconnue et ces structures sont normalement attribuées à des facteurs exogènes, liées aux mouvements des glaciers mêmes. Donc l’interprétation la plus naturelle et automatique c'est de reconduire simplement toutes ces structures observées dans ces dépôts à l’avancée et au retrait des glaciers pendant les différents stades glaciers. De plus, une interprétation purement sédimentaire, liée à des processus exclusivement exogènes, peut être justifiée en considérant les brèches péridotitiques comme un ancien glacier rocheux ensuite pédogénétisé et cimenté par des processus exogènes. On peut aussi se référer à Hantke (1987) qui propose une mise en place des brèches par des coulées de boue qui auraient formé des barrages naturels en permettant le développement des bassins lacustres. De ce point de vue une bonne partie des structures de déformation qui affectent les dépôts quaternaires peut être liée au glissement des brèches péridotitiques sur les sédiments lacustres. Cependant certains aspects observés sur le terrain méritent une discussion critique ainsi qu’un essai d’une interprétation alternative. D’abord le bassin lacustre de Re-Isella, selon les données présentées par Hantke (1987) n’est pas proprement un bassin glacio-lacustre mais un véritable lac interglaciaire développé pendant une période chaude (comme en témoigne les restes fossiles des plantes retrouvés dans les sédiments) et donc pendant une période de retrait et de disparition complète des glaciers dans tout le fond de la vallée principale, en conséquence l’interaction entre glacier et sédiment devrait être absente. De plus l’orientation du système de plis isoclinaux dans les sédiments (axes environ E-W) indique une direction de déformation orientée environ N-S, c’est à dire perpendiculaire à la direction de transport des anciens glaciers de la vallée. Aussi le style isoclinal des plis, la profondeur de la déformation et la verticalisation des surfaces de sédimentation sont des processus apparemment trop intenses pour s'être développés dans un petit bassin lacustre, au sein d'une vallée secondaire où, pour plusieurs facteurs, l’activité glaciaire devait être très modeste. Donc une "tectonique glaciaire" ou des processus purement exogènes peuvent être à l'origine seulement de certains plis, (voir § 8"dépôts et structures quaternaires") qui affecte les sédiments lacustres. En effet ces plis, moins répandus, à style ouvert et à direction environ N-S ont une direction de transport et de déformation E-W qui est parallèle à l’axe de la vallée et à la direction de mouvement des glaciers. L’orientation du système principal de plis isoclinaux par contre peut être partiellement en accord avec des mouvements de glissement en aval de la brèche péridotitique sur les sédiments avec une direction de transport environ N-S. Cependant plusieurs caractéristiques propres de la brèche péridotitique tels que l'absence de niche de détachement, l'absence de structures de flux, ses caractères monogéniques, l'épaisseur qui peut atteindre plus de 50 m de hauteur, l'absence apparente d'un contrôle morphologique dans sa mise en place, la présence de la brèche sur les pentes du versant à des hauteurs de plusieurs centaines de mètres du fond de la vallée ne témoignent pas en faveur d'une mise en place par simple fluidification et éboulement de la brèche même. Ces mouvements peuvent s'être produits pendant certaines étapes de l'évolution et altération de cette brèche mais la position actuelle de la brèche et certains caractères internes tels que la présence de plans de failles à gouge font supposer que sa mise en place est plus complexe et est produite par l'interaction entre des processus endogènes et un modelage exogène. 209 Chapitre 9 Evolution géodynamique Figure 6.9: Image satellitaire de la zone étudiée (ligne noire) sur laquelle ont été superposés les systèmes de failles principaux (lignes rouges) mises en évidence par le levé géologique (voir "cartes géologiques", annexe 5-6). On peut observer comment la morphologie de la région est directement influencée par les structures tectoniques affleurantes. 210 Chapitre 9 Evolution géodynamique Donc la possibilité d’un contrôle actif de la tectonique dans le déroulement des processus superficiels quaternaires doit être tenue en considération. Les données de littérature proposées par la "neotectonic map of Italy" (Ambrosetti et al., 1987) indiquent que d'un point de vue tectonique la ligne des Centovalli se révèle active même en époque quaternaire. Les données des relevés géomorphologiques exécutés par le CNR de Turin (Baggio, 2000; projet inter-reg. II) dans le Val Verzasco, dans le secteur N de la zone étudiée, indiquent la présence de failles cataclastiques et de failles normales avec des phénomènes évidents de réactivation néotectonique. En outre, Hantke (1987) fait état de quelques forages effectués dans les alluvions du Toce près de Villadossola, qui ont mis en évidence des soulèvements tectoniques produits à partir du Pliocène et évalués à quelques centaines de mètres. Pour cette raison, en considérant les éléments tectoniques observés dans la région étudiée et les données de littérature qui indiquent de toute façon une tectonique quaternaire active dans la région nous proposons que la morphologie de la région étudiée soit contrôlée à grande échelle par la tectonique et localement par les processus exogènes d’érosion et de dépôt de surface qui agissent de façon locale. À ce propos une superposition des systèmes de failles à gouges et minéralisés principales, représentés dans la carte géologique interprétative (annexe 7), sur une image satellitaire de la région étudiée (fig.6.9) montre clairement que le contrôle tectonique joue un rôle fondamental dans le modelage morphologique de la région étant plus intense par rapport à d'autres secteurs des Alpes. Notamment on peut observer que les principaux sillons des vallées ainsi que leur orientation dans l'espace suivent parfaitement les structures tectoniques principales mises en évidence par le levé de terrain et leur développement est lié à des taux différents d'érosion et de sédimentation, en directe dépendance des structures tectoniques (pre-) existantes. 9.5.2 - Rappel des observations de terrain Dans la tentative d'aller au-delà d’une simple explication purement sédimentologique et liée à des phénomènes exogènes superficiels on peut rappeler qu'une bonne partie des structures de déformation qui affectent les dépôts sédimentaires peuvent être corrélées, d’un point de vue de l’orientation et en partie du style, avec les structures de déformation plus récentes qui affectent le socle cristallin. À cette intention nous pensons utile de recenser brièvement celles qui marquent les similitudes entre les structures superficielles et celles du substrat. • La géométrie de la plaine de S.M.Maggiore rappelle celle d'un bassin de pull-apart développé au sein d'une zone de cisaillement dextre. De plus la présence de sédiments lacustres (et glaciaires) plus anciens à des hauteurs inférieures par rapport aux sédiments fluvio-glaciaires et fluviaux plus récents indique clairement une période de subsidence avec un taux de sédimentation très élève qui a permis la formation de la plaine sédimentaire de S.M.Maggiore. • La séquence de limons et de sables lacustres affleurantes entre Re et Isella montre en son sein une série complète de structures de déformation qui comprend des plans de faille inverses, des plans conjugués à mouvement normal, des plis-failles à mouvement inverse et des véritables plis et des séismites. La série des plis isoclinaux a la même orientation que les que les plans de gouge de faille ainsi que des plans axiaux des plis de la phase IV. Le sens de mouvement inverse de certains plis-failles et failles qui se développent dans les sédiments est de type inverse et ce fait n’est pas en accord avec une interprétation de glissement de la brèche sur les sables car les indicateurs cinématiques donneraient des sens de mouvements normaux. Enfin il faut remarquer que le grand pli des limons lacustres de Villette semble être postérieur au moins en partie à la mise en place de la brèche car elle semble être replissée avec les limons après son glissement sur les limons mêmes. Ce fait bien que n'exclut pas une origine gravitative de la structure démontre que sa formation n'a pas été liée à un simple éboulement. 211 Chapitre 9 • • • Evolution géodynamique Le corps de brèches péridotitiques est traversé par des failles à gouge, dont l'existence était déjà signalée par Boriani & Colombo (1976) et est confirmé par cette étude. L'orientation de ces structures est en bonne partie cohérente avec celle du système de failles à gouge très récentes (âge minimal <2.6Ma; cfr.§ 6"failles à gouge") qui coupe le socle cristallin. Les systèmes de failles directes, développés dans les sédiments ont une orientation comparable avec celle des failles extensives, minéralisées ou non, qui se développent dans le socle. Dans ce dernier on signale aussi la présence de pseudotachylites du Néogène qui sont l'évidence en profondeur de zones sismiques. Pareillement dans les sédiments lacustres on a reconnu une série de structures qui peuvent être raccordées à des séismites. Le secteur externe du corps péridotitique de Finero est lui-même une brèche tectonique formée pendant plusieurs épisodes de déformation sous conditions de température variables, mais toujours caractérisés par une réponse cassante de la roche produisant soit des brèches soit des cataclasites dans la péridotite. Une première génération de brèches plus anciennes est liée à une déformation de haute température, la deuxième, très cassante est liée à la phase des failles minéralisées et finalement la dernière, plus localisée, est liée au développement du système des failles à gouge. Les brèches péridotitiques s.s. qui se forment constituent le chapeau d'altération de la brèche tectonique du corps péridotitique de Finero et de la zone d'Antrona. Les brèches péridotitiques s.s. un fois exposées aux processus météoriques ont été partiellement intéressées par des phénomènes de pédogenèse, de glissement le long des plans de gouge et d'éboulement en aval qui ont partiellement modifié les caractères d'origine. Sur la base des ces évidences, de celles proposés par la littérature et d'autres qui seront rappelées ci-dessous, nous proposons l'interprétation suivante des phénomènes qui affectent les dépôts quaternaires. 9.5.3 - Interprétation des phénomènes affectant les brèches péridotitiques Les corps de brèches péridotitiques sont le résultat d'un remodelage de surface d'une brèche tectonique originelle dont sa formation doit être au moins en partie très récente et liée à la phase des failles minéralisées et de celle des failles à gouge. La nature du remodelage de surface de cette brèche peut être double. D'un côté peuvent être évoqué des processus d'altération météorique ainsi qu'un remodelage dû à l'action des glaciers (formation d'un "rock-glaciers"). De l'autre côté le type de déformation des brèches, la présence hors de discussion de plans de faille avec stries et avec développement de gouge dans la brèche même font supposer un moteur et un contrôle tectonique de surface toujours actif pendant la formation et la déformation de la brèche. On rappelle que des roches semblables sont décrites le long d'une zone de chevauchement majeur de la chaîne montagneuse de Joaquin en Californie (Cowan & Mansfield, 1970). Les deux processus peuvent aussi interagir entre eux dans le temps et dans l'espace. Le déplacement et la mise en place de ces couches de brèches sur le socle gneissique et sur les limons lacustres sont liées à des phénomènes relativement lents de glissement gravitatif le long de plans tectoniques affleurants suite à l'érosion, qui ne sont plus équilibrés par les forces lithostatiques. D'un point de vue des phénomènes exogènes un glissement lent d'un rock-glacier peut être supposé ainsi que des processus d'éboulement et de liquéfaction de la brèche peuvent s'être déchaînés localement. D'un point de vue tectonique ce glissement peut être déclenché par une poussée compressive du corps de Finero vers le socle gneissique provoquant un raccourcissement de la vallée, ainsi que par un basculement des roches du socle; le glissement peut être aussi déclenché par des phénomènes de déformation gravitative profonde ainsi qu’à des séismes d'époque préhistoriques. De toute façon on ne peut pas exclure que le moteur primaire du glissement ne soit 212 Chapitre 9 Evolution géodynamique pas simplement la force gravitative mais soit un déséquilibre des forces lithostatiques de surface, généré par des mouvements tectoniques du socle. Raisonnant toujours d'un point de vue exclusivement tectonique, si l'on considère des plans de faille inverses à faible angle, parallèles au versant S de la vallée qui poussent les portions plus au N contre celles plus au S on obtient, dans la vallée principale, une compression et un rétrécissement de la dite vallée. Suite à ce processus les sédiments lacustres seraient poussés passivement contre le versant méridional et contre les brèches péridotitiques en formant ces phénomènes de déformation comme failles inverses, plans inverses à réponse ductile-cassante. Ensuite à ces poussées les surfaces de stratification des sables seraient replissées, verticalisées et écrasées contre le versant et les brèches même qui à leur tour peuvent glisser sur les sédiments le long des plans tectoniques qu'on a décrit précédemment. De plus le type de déformation produit dans les dépôts lacustres, qui amène à la formation de plis à l'échelle décamétrique et à la verticalisation des surfaces de stratification, apparaît liée à un processus relativement lent qui a donné le temps à ces limons de se déformer de façon plastique sur des épaisseurs importantes. Les failles extensives dans ces sédiments peuvent être l'expression de surface des mouvements transtensifs de cisaillement dextre, liés à la réactivation des failles minéralisées. Enfin le niveau constitué apparemment de quaternaire non consolidé qui s'interpose entre le socle et la brèche est en réalité constitué de la même brèche simplement argilifère et altérée probablement suite à son mouvement. Bien que des phénomènes d'éboulement et de fluidification se soient produits dans cette brèche nous proposons que la position actuelle de la brèche soit le résultat d'un déplacement le long des plans tectoniques représentés des plans cataclastiques et des plans de gouge de faille associée à un glissement en aval. Ce glissement en plusieurs étapes doit être très lent par rapport à la vitesse des processus exogènes et il peut être déchaîné par des mouvements tectoniques récents, produisant un basculement tectonique du versant, un développement de séismes et un développement de phénomènes de déformation gravitative profonde. Ces processus peuvent être à l'origine d'une instabilité de surface de la masse rocheuse produisant son déplacement ou son glissement. C’est aussi probable que ce glissement soit contemporain des mouvements inverses produit par les failles à gouge qui affectent le socle et secondairement les dépôts quaternaires (fig.7.9). La présence de la brèche péridotitique apparemment agit aussi comme un niveau de protection par rapport à la roche tectonisée défavorisant les processus d'érosion. On peut noter en effet qu'en dehors de cette couche de brèche, l'érosion est très poussée. Les données du levé géologique indiquent clairement que les sillons du Melezzo E et W sont entaillés au sein d'une importante zone de faille kakiritique très facilement érodable. La seule zone d'interruption de cette zone d'érosion qui produit la ligne de partage des eaux de S.M.Maggiore se produit vis à vis du corps de Finero et de la zone ophiolitique d'Antrona où la déformation de ces failles amène une puissante brèchification du corps péridotitique. Vraisemblablement les niveaux de ces brèches plus proches à la surface sont remodelés et (re)cimentés par l'action glaciaire et météorique en produisant une sorte de croûte durcie et consolidée qui protége de l'intense action érosive les brèches tectoniques sous-jacentes. Dans les secteurs où la croûte est cassée l'action érosive sur la roche en place devient à nouveau très puissant (Rio Ferro- Rio Negro). Enfin la géométrie des brèches péridotitiques, à l'exception des certains lambeaux plus en aval, ne ressemble pas à celle d'une accumulation d'éboulement ou à une coulée de boue et le taux de déplacement de ces brèches doit être plutôt modeste. 213 Chapitre 9 Evolution géodynamique Figure 7.9: Schéma cinématique évolutif d’un versant affecté par des mouvements gravitatifs et coupe tectoniques. T0) schématique de la vallée après un épisode hypothétique de retraite glaciaire. T1) éboulement et/ou effondrement du versant le long de plans de failles et/ou de fracturation préexistants suite à des phénomènes d’altération météorique et/ ou des mouvements tectoniques. T2) stade évolutif ultérieur qui montre l’érosion et l’approfondissement du fond de la vallée suite à des nouveaux épisodes glaciaires. On peut observer aussi la superposition des roches du socle sur les sédiments. Dans la partie éboulée on peut observer la néoformation de plans tectoniques à faible angle, liés aux mouvements tectoniques dans les roches du socle Finalement au sein de la partie de versant affectée par les processus exogènes on observe la formation de structures mineures d’extension et de compression. En même temps les sédiments chevauchés sont intéressés par des phénomènes de déformation ductile. (Giardino 1994, modifié en partie) 9.5.4 - Interprétation des phénomènes affectant les dépôts lacustres La formation du bassin lacustre dans la plaine peut être expliquée de différentes manières. Une de celles-ci est la formation de barrages suite à des événements ébouleux, comme expliqué par Hantke (1987). Différemment les barrages peuvent être liés à la formation de cercles morainiques qui auraient obstrué le débit dans la vallée principale. Notamment à l'E du bassin lacustre, près de la frontière Italo-Suisse on peut observer un étranglement en roche de la vallée qui pouvait être facilement bouchée par des sédiments ou des petits éboulements. Dans ce secteur le Melezzo E forme une gorge profonde et étroite, complètement entaillée dans le gneiss d'Orselina. À partir d'observation des photos aériennes par contre il paraît possible que le lac était barré vers l'W, près de Gagnone mais les vieilles structures, vu aussi l'âge de ce bassin lacustre, sont partiellement érodées et donc on ne peut pas identifier la présence d'éboulement ou de cordons morainiques anciens responsables de ce barrage. D'un point de vue du modelage superficiel une forte érosion 214 Chapitre 9 Evolution géodynamique glaciaire peut se produire là où des langues glaciaires s'obstruent mutuellement ce qui est aussi le cas de la zone Val Vigezzo-Centovalli (Hantke, 1987). Cependant, sur la base des observations des photos aériennes et des évidences de terrain, nous considérons que la plaine de S.M.Maggiore est d'origine tectonique et sa formation est due à l'action du système des failles minéralisées (transtensif) qui forme des zones de cisaillement et des structures à dômes et bassins (horst-graben) dans le socle. En effet la géométrie de la plaine à grande échelle rappelle celle d'un sigmoïde extensionnel au sein d'une zone de cisaillement dextre (fig.30.8). La formation d'un bassin de subsidence aurait favorisé nettement les processus de sédimentation sur ceux d'érosion. Ce fait a permis la formation du bassin lacustre de Re et ensuite de la plaine fluviale de S.M.Maggiore qui recouvre les sédiments lacustres. L'extension du bassin lacustre vers l'W est inconnue et, utilisant les observations à notre disposition, on peut supposer une extension qui atteint l'autre coté du sigmoïde extensionnel c'est à dire le secteur compris entre Druogno et Gagnone. Vu la hauteur de la plaine de S.M.Maggiore (environ 800 m) les sédiments lacustres qui affleurent à des altitudes d'environ 600-650 m devraient être couverts d'une couche de dépôts fluviaux d'environ 150-200 m. Pour conforter cette hypothèse malheureusement nous n'avons pas des donnés géophysiques de détail sur cette plaine. Raisonnant toujours d'un point de vue exclusivement tectonique, on pourrait donner une interprétation aussi à d’autres évidences morphologiques observées. En effet si l'on considère des plans de faille inverses à faible angle, parallèles au versant S de la vallée qui poussent les portions plus au N contre celles plus au S on obtient comme conséquence que les portions septentrionales seraient soulevées en partie, en augmentant la vitesse de l'érosion et conduisant à la complète ablation des sédiments lacustres dans la portion N du fond de la vallée. En même temps ce processus favoriserait la protection de ces sédiments dans la partie méridionale du fond de la vallée où effectivement les sédiments lacustres sont encore préservés. De même manière ce processus serait responsable des hauteurs topographiques différentes qui caractérisent les terrasses morphologiques affleurantes au S et au N de la vallée principale ainsi du fait que sur le versant N sont reconnaissables deux ordres de terrasses tandis que vis à vis sur le versant S l'on observe qu'un seul ordre. 9.5.5 - Discussion générale sur les rapports entre les structures des dépôts quaternaires et les structures tectoniques du socle cristallin En générale la déformation des dépôts quaternaires et les évidences morphologiques observées, peuvent être une conséquence indirecte des mouvements convergents le long du système de failles qu'on peut nommer du "Canavese-Centovalli" qui se produit entre le Sudalpin, constitué par le massif de Finero et l'Austroalpin composé des gneiss des racines. Ce système de failles en effet coupe à faible angle l'ancien contact tectonique ductile entre Sudalpin et Austroalpin, impliquant à son intérieur presque toutes les unités affleurantes dans la région. La brèche péridotitique (et les sédiments lacustres) affleure exactement sur cette limite tectonique majeure. La brèche de Gagnone serait reliée au "Système Central" des failles à gouge qui se poursuit vers l'W parallèlement à l'axe de la vallée principale tandis que celle de Finero serait liée au "Système Méridional" (voir § 6"failles à gouge") qui se poursuit vers l'E le long du versant S à travers les localités de Pian del Barch-Moneto-Bordei–Dorca. Dans la zone de la plaine de S.M.Maggiore, c'est à dire entre Gagnone et Re, cette ligne tectonique est enterrée au-dessous des dépôts fluviaux et lacustres. Les brèches péridotitiques constituent donc une couche, altérée et recimentée par des processus exogènes, qui est la représentation de surface d'une récente ligne tectonique E-W toujours active; les déformations des dépôts lacustres et les structures tectoniques qui se développent dans les brèches péridotitiques constituent l'évidence de surface de l'activité de cette ligne qui se trouve sous ces sédiments (fig.7.9). Il faut remarquer que les cartes géologiques à grande échelle de la zone étudiée existantes dans la littérature géologique placent toujours la ligne du Canavese et/ ou des Centovalli vis à vis ou au-dessous de ces dépôts quaternaires. 215 Chapitre 9 Evolution géodynamique De plus nous supposons qu'une zone tectonique principale active depuis 35 Ma, tels que celle qui affleure dans le Val Vigezzo-Centovalli affectant le socle cristallin, ne devrait pas arrêter son activité soudainement mais devrait au moins être caractérisée par une diminution de l'intensité de la déformation plutôt longue et de toute façon pas du tout instantanée. Donc cela paraît étrange que cette zone tectonique ait arrêté son activité complètement et soudainement il y a moins de 2 Ma, après une activité presque interrompue durant au moins depuis 35 Ma et caractérisée par la superposition de plusieurs et différentes phases de déformation tectonique. La présence des structures de déformation quaternaire doit faire réfléchir à ce propos bien que l'absence de séismes importants en époque historique (Deichmann et al. 1998, 2002) peut faire supposer une générale inactivité tectonique. En réalité la région n'est pas complètement asismique mais les séismes qui se développent sont toujours de faible intensité. Cependant la circulation profonde de fluides hydrothermaux et le fait que probablement ce circuit est toujours actif en profondeur peut être mis en corrélation avec la faible sismicité historique de la région par rapport à l'abondance de structures de déformation observées sur le terrain.. À ce propos on rappelle que la présence de fluides circulants produit une diminution de la friction interne des roches permettant une déformation progressive, lente et asismique. En conclusion l'interprétation que nous avons proposée doit être vue comme la recherche d'une explication de la genèse de ces structures alternative à celle purement sédimentaire fournie jusqu'à maintenant par la littérature (Sacco, 1930; Hantke, 1987; Sidler & Hantke, 1993). Nos considérations sont une directe conséquence des évidences d'une tectonique récente active dans le socle cristallin et on a cherché d'expliquer plusieurs phénomènes de surface qui intéressent les sédiments d'un point de vue tectonique. Cependant il est clair et établi que les mécanismes de formation et de déformation de ces sédiments sont directement et principalement influencés par les processus météoriques et de surface. Pour cette motivation nous acceptons aussi une interprétation purement sédimentaire tels qu'a été décrite au début de ce chapitre et qui est en partie aussi proposée par Hantke, (1987). Néanmoins, en conséquence des évidences d'une tectonique récente qui affecte le socle cristallin, on a cherché aussi une explication plausible qui tient compte, à la base de ces déformations et de ces phénomènes quaternaires, d'un moteur tectonique qui réglemente et influence tous ces processus. Dans le contexte de la zone d'étude une discrimination entre structure d'origine exogène et endogène est de toute façon incertaine et difficile à cause du fait que l'orientation des structures de déformation dans les dépôts quaternaires est compatible soit avec les structures tectoniques du socle cristallin soit avec les déformations qui peuvent être provoquées par des phénomènes gravitatifs ou liées aux cycles glaciaires. Cependant d'après nos études nous considérons les structures et les sédiments quaternaires affleurantes autour de la plaine de S.M.Maggiore comme le résultat de l'interaction à des niveaux superficiels entre des phénomènes tectoniques et des processus exogènes de modelage géomorphologique. 216 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine 10 - PROPOSITION D’UN MODELE ÉVOLUTIF DANS LE CADRE DE L’EVOLUTION DE LA CHAÎNE ALPINE 10.1 - LE SYSTÈME TECTONIQUE DU VAL VIGEZZO-CENTOVALLI PAR RAPPORT AUX LIGNES MAJEURES DES ALPES CENTRE-OCCIDENTALES Comme l'on a vu dans le § 9"évolution géodynamique", l'apparente complexité de la zone étudiée peut être simplifiée regroupant les nombreuses structures géologiques en trois étapes évolutives, qui sont à leur tour, associées à des variations du champ de tension principal et des conditions rhéologiques des roches affectées. Si l'on applique une vision d'ensemble à ces trois étapes, en négligeant les détails secondaires et simplifiant au maximum l'apparente hétérogénéité des structures tectoniques qui traversent cette zone, on peut s'approcher d'une représentation encore plus simplifiée. En effet toutes les structures tectoniques qui affleurent dans le Val VigezzoCentovalli peuvent être considérées comme l'expression d'une unique zone de cisaillement dextre majeure, active sur une période longue et sous conditions P-T variables. Ce fait est aussi témoigné par la présence de structures de déformations ductiles et cassantes différentes mais coaxiales entre elles. Le long de cette zone de cisaillement on a le développement de deux champs de tension antagonistes entre eux, liés aux phénomènes d'extension de la ligne du Simplon et à ceux de rétrocharriage le long de la ligne du Canavese (Insubrienne). Ces deux champs de tension qui caractérisent la zone étudiée peuvent être comparés avec ceux qui caractérisent la partie NW de la ligne Rhône-Simplon en considérant la zone du Va Vigezzo-Centovalli comme la continuation ver le SE de cette ligne tectonique majeure. En effet l'interaction de ces deux champs de stress à l'échelle de la chaîne alpine est longuement discutée et démontrée par Steck (1994, 1990), Steck & Hunziker (1994) et est bien représenté de façon schématique par Maurer et al. (1997) et par Jaboyedoff et al. (2003). Ces auteurs suggèrent que dans les Alpes Centre-Occidentales, le long de la ligne Rhône Simplon, deux distincts champs de tension aient contrôlé la tectonique à partir du Néogène. En particulier au N-NE de la ligne Rhône-Simplon se développe un champ de tension qui produit une compression directe NW-SE et une extension NE-SW qui amène à la formation des failles de décrochement et des failles en marches à angle de plongement élevé ("step-dipping faults"); par contre la partie au S-SW de cette ligne tectonique majeure est concernée par un champ de tension maximal vertical qui est responsable d'une compression verticale et d'une extension directe environ N-S (fig.1.10; 21.2). À la différence de la ligne du Rhône et des Centovalli, la zone tectonique représentée par la ligne du Simplon constitue un système qui se développe environ en direction NW-SE, perpendiculairement à la déformation et produit un système d'extension avec failles normales. Dans le Val d'Ossola, de NW vers le SE, on a la transformation progressive de ce système extensif en un système décrochant dextre; ce processus produit la réorientation dans l'espace du système tectonique de décollement qui caractérise la région du Simplon qui, avec une direction ENE-WSW, devient parallèle à la direction principale de déformation en formant le système de failles représenté par la ligne Insubrienne. Donc on peut affirmer que dans son ensemble le système de structures ductiles et cassantes de déformation qui traverse le Val Vigezzo-Centovalli se développe au sein d'une zone de cisaillement dextre majeure et il est le résultat de l'interaction entre des déformations transtensives et transpressives d'âge néogène. Ces différentes phases de déformations se succèdent dans l'espace et dans le temps selon et au gré des variations du régime tectonique. Sur la base des évidences de terrain et de laboratoire dans la région étudiée on peut déterminer une phase de cisaillement dextre majeure associée au développement des mylonites de haute température, liées à la formation de la ligne ductile du Simplon (DSL). Ensuite, après une pause tectonique, on a le développement d'une phase transpressive dominante liée au rétrocharriage des nappes le long de la ligne Insubrienne. Le 217 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine rétrocharriage est ensuite substitué par une phase transtensive dominante, représentée par le système de failles minéralisées qui voit son expansion maximale avec le développement des phénomènes hydrothermaux. Ensuite cette phase est substituée par un nouveau période de déformation transpressive principale qui produit le système de failles à gouge. Pendant cette dernière période le système transtensif bien que peu active produit les phénomènes de réactivation des anciennes failles minéralisées ainsi que de systèmes mineurs de failles non minéralisées ou simplement des joints avec mouvements. Notamment ces derniers, qui représentent les structures les plus récentes et donc les plus de surfaces, sont caractérisés par des mouvements normaux et extensifs qui sont générés par le déséquilibre entre les forces tectoniques et gravitatives à proximité de la surface. Figure 1.10: Représentation schématique de la géologie et des champs globaux de tension des Alpes d'après Maurer et al. (1997). On peut observer les deux champs de tension différents qui caractérisent les secteurs au S et au N de la ligne Rhône-Simplon. En rouge la zone de thèse (d'après Jaboyedoff et al. 2003) La présence de structures compressives et extensives associées est de toute façon typique des zones de cisaillement et ces structures peuvent être comparées à des plans secondaires de type Riedel (R, R1, S, P) appartenant à une structure de cisaillement dextre majeure (fig.2.10). Ce type de structure est bien visible dans la zone de la plaine de S.M.Maggiore où les évidences morphologiques observées sur les photos aériennes montrent une typique structure extensive associée à une déformation de cisaillement dextre (fig.30.8) qui s'étale sur environ 12 km. Ce type de déformation qu'on vient de décrire s'insère parfaitement dans le contexte de convergence oblique entre la plaque Adriatique et Européenne, qui à produit l'orogène alpin. En accord avec les données géophysiques et les reconstructions paléodynamiques (Giglia et al., 1996; Schmid & Kissling, 2000), la ligne Rhône-Simplon-Centovalli représente l'évidence de surface de la suture majeure profonde entre ces deux plaques tectoniques (fig.20.2). Notamment la ligne insubrienne et la ligne du front pennique (qui comprend la ligne du Rhône) constituent deux systèmes de failles majeures qui délimitent une zone de cisaillement dextre à l'échelle de la chaîne 218 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine alpine. Le secteur compris entre ces deux lignes majeures constitue la structure à fleur à double vergence qui en pratique représente la zone de déformation maximale des Alpes. a b c d e f Figure 2.10: a) représentation schématique de l'évolution d'un bassin de transtension (pull-apart). La longueur du bassin (lo) varie pendant l'évolution (I-III) tandis que l'épaisseur du bassin (Wo) est toujours constante. b) structures associées au bassin: 1) failles décrochantes dextres en échelon 2-3) formation du rhombe graben coalescent 4) bassin de pull-apart. c) orientation du champ de tension principale par rapport à une zone de cisaillement dextre. d) représentation schématique en 3D d'un système discontinu de failles décrochantes dextres qui développent des dômes et des bassins de taille différente. e) structures principales qui se développent au sein d'une zone de cisaillement dextre F.E.: fractures d'extension. F.N.: failles normales. R': structures de Riedel antithétiques. R: structures de Riedel synthétiques. P: plans de cisaillement secondaires. f) failles secondaires et mineures avec indication du sens de mouvement et d'orientation, associées à une zone de cisaillement dextre principale. (figures tirées de Price & Cosgrove, 1990). 219 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine La ligne du Simplon, qui relie ces deux zones de faille majeures, est une sorte de structure extensive liée à ce mouvement de cisaillement (fig.3.10). Dans la zone étudiée une structuration semblable peut être aussi observée à l'échelle hectométrique entre les failles de la route cantonale, celle de Ogna-Remo et la faille Ogna-Salmina. Notamment les deux premières constituent un système direct environ E-W qui est éliée par la faille de Ogna-Salmina à direction NW-SE. 10.1.1 – Corrélation avec d'autres systèmes tectoniques des régions avoisinantes D'autres nombreuses évidences structurales de terrains peuvent être corrélées avec des structures majeures des Alpes. En effet le système tectonique décrochant affleurant dans le Val Vigezzo-Centovalli se développe sur une longueur d'environ 35 km et embrasse toute la zone étudiée et sûrement il s'étale aussi dans les vallées adjacentes en dehors de la zone étudiée. L'épaisseur observée de l'ensemble de cette zone de faille est au moins de 1-3 km; cette valeur peur être sous-estimé car probablement ces structures se développent aussi plus au N dans la vallée Isorno et Onsernone et plus au S dans la zone d'Ivrée. Donc l'épaisseur réelle de ce système de failles peut être plus important de celui qu'on a pu évaluer par cette étude. Notamment la complexité géométrique des plans de failles à gouge qui produisent un système cassant anastomosé et à sigmoïdes avec des macrolithons de roches du socle à l'échelle hectométrique, peut créer des structures à grande échelle qui s'étalent en dehors de la zone étudiée. Par exemple le "Système Méridional" de failles à gouge, à l'W de Finero doit se poursuivre avec direction ENE-WSW vers le SW hors des limites de la zone levée. Pareillement le "Système Septentrional" dans le secteur compris environ entre le Mt. Comino et Toceno doit se propager dans la nappe d'Antigorio, hors de la zone levée. Dans le secteur plus au N (val Verzasco) apparemment on observe l'affaiblissement et la disparition du système de failles à gouge (liées au système transpressif de la ligne insubrienne) et un renforcement du système de failles minéralisées et des phénomènes de réactivation (liés à la partie transtensive du système qu'on peut appeler "Simplon-Centovalli"). Les évidences de terrain donc sont partiellement en accord avec Manktelow (1990) qui considère que la zone de faille normale du Simplon se poursuit dans la vallée Isorno. De toute façon, en désaccord avec cet auteur qui considère le système du Simplon exclusif de la vallée Isorno, cette étude a démontré que ce système est répandu aussi plus au S dans le Val Vigezzo-Centovalli. Vers l'E, la ligne du Tonale est une zone mylonitique en faciès schistes-verts d'épaisseur d'un km environ qui décharge les mouvements de rétrocharriage et de cisaillement dextre. Sur la ligne du Tonale se superpose la plus récente ligne des Giudicarie, caractérisée par un système cassante orienté E-W, transtensif et de rétrocharriage, active depuis l'Oligocène jusqu'à l'actuel (Viola et al., 2001). Les évidences de terrain décrites par ces auteurs indiquent la présence de failles minéralisées, de cataclasites, de brèches et de failles à gouges qui, sont tout à fait comparables à celle observables dans le Val Vigezzo-Centovalli. Donc les failles minéralisée du Val VigezzoCentovalli peuvent représenter la continuation vers l'W de la ligne du Tonale tandis que les failles à gouge pourraient représenter la continuation vers l'W de la ligne des Giudicarie. À l'W de la zone étudiée, dans le val Bognanco sont signalées des kakirites (Carrupt & Schlup, 1996) tout à fait comparables avec celles du val Vigezzo-Centovalli. Donc vraisemblablement le système de kakirites et failles minéralisées continue vers l'W dans le val Bognanco. 10.2 - ACTIVITÉ TECTONIQUE RÉCENTE ET VITESSE DE SOULÈVEMENT Les études proposées par la littérature géologique sur ces lignes tectoniques majeures d'âge néogène qui traversent la chaîne alpine ont montré la présence d'une tectonique d'époque 220 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine quaternaire toujours active qui a été évoquée par plusieurs auteurs soit dans la zone étudiée soit dans le plus vaste secteur des Alpes Centre-Occidentales. Les preuves de l'existence de ce type de tectonique récente ont été cherchées par les différents auteurs dans les évidences d'une sismique active, dans le calcul des vitesses de soulèvement avec des méthodes radiométriques (traces de fission sur apatites), dans la télédétection et la géodésie. Deichmann (1993) a démontré que la plupart des séismes alpins se produisent à de profondeurs ≤15 km, ce qui permet de lier directement ces tremblements de terre avec des mouvements et ajustements tectoniques le long du système régional de fracturation qui affecte la chaîne alpine ou suit des phénomènes de réactivation de structures préexistantes. Dans un contexte de tectonique compressive se produisent donc des failles inverses mais des failles normales peuvent elles-mêmes être réactivées. Dans le cas spécifique ce type de corrélation a été observé dans la partie méridionale de la faille Rhône-Simplon où il y a un rapport direct entre les hypocentres des séismes et la distribution des structures tectoniques majeures actives (Jaboyedoff et al. 2003). Malheureusement la région du Val Vigezzo-Centovalli est historiquement très faiblement sismique et donc une corrélation de ce genre n'est pas possible. Figure 3.10: Représentation schématique simplifiée en 3D du secteur centre–occidentale de l'orogène alpin. En bleu la marge Européenne et les nappes du pennique inf. en rouge la zone orogénique à double vergence, en vert la marge Adriatique. Les traits magenta indiquent les principales lignes tectoniques. Explications des symboles: FP) front pennique RL) ligne du Rhône. SL) ligne du Simplon. CL) ligne des Centovalli. IL) ligne insubrienne. Une bonne partie des effondrements et des éboulements de versant dans la région valaisanne des Alpes peuvent être directement liés à la présence de structures tectoniques actives et à un régime général de soulèvement de la région. Dans le cas spécifique, des liaisons directes entre la formation d'éboulements et la présence de failles de surface liées à une sismique active, ont été décrits et analysés dans l'éboulement catastrophique de Randa (Girod, 1999; Jaboyedoff et al., 2003) en Valais Central. Dans ce contexte le massif rocheux était traversé par d'importantes zones 221 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine de faille minéralisées et à gouge qui produisaient une fracturation intense. Le décollement de la roche s'est produit le long des discontinuités préexistantes, suite à l'altération et à la néoformation de minéraux argileux, liée à une importante circulation d'eaux météoriques dans les fissures. Il faut remarquer que les études consacrées à la découverte et à la description de mouvements récents d'âges quaternaire effectués dans les Alpes, ont presque toujours donné des résultats positifs. Ces données sont actuellement circonscrites à des petits secteurs de la chaîne alpine; donc une carence de données et d'informations concernant l'activité tectonique récente de nombreuses zones des Alpes ne signifie pas absolument que cette tectonique récente soit vraiment absente. Par rapport à la zone des Centovalli il faut en effet signaler l'absence de données radiométriques, géophysiques et morphologiques récentes et visant ce but. En outre, il faut remarquer le défaut d'un réseau sismographique complète ainsi que le manque d'une collaboration internationale entre Suisse et Italie qui permettrait d'obtenir et de rassembler de façon organique les données sismiques. Ces lacunes concernant le Val Vigezzo-Centovalli peuvent expliquer au moins en partie le fait que cette zone ne soit pas reconnue comme actuellement active. À ce propos on peut citer les travaux de Giardino (1994) sur les sédiments quaternaires affleurants dans la vallée d'Aoste qui ont démontré une activité tectonique récente. Cette tectonique d'âge quaternaire serait reliée aux mouvements le long de la ligne "Aoste-Col de la Ranzola" qui constitue une zone de faille majeure décrochant senestre, caractérisée par la même orientation E-W et par le mêmes caractères de déformation de la zone étudiée. Cette zone de faille se caractérise aussi par la présence de plusieurs stades de déformations caractérisés par des changements de la tension tectonique régionale. Notamment Dal Piaz et al. (1991) distinguent un stade transtensif oligocène suivi par un stade transpressif néogène qui sont tout à fait comparables avec les deux champs de tension observés dans la zone étudiée. Donc sur la base des données acquises, pareillement aux autres zones de failles majeures des Alpes, dans la région étudiée on peut supposer la présence d'une tectonique active en époque quaternaire. Cette tectonique est l'expression de surface du système de cisaillement majeur qui affecte le socle cristallin. Les dépôts quaternaires de surface sont affectés par cette déformation selon une modalité qui au moins en partie peut être comparée par son style et son orientation spatiale à celles cassantes qui affectent les roches du socle. Finalement sur la base des données acquises, on peut aussi tenter une évaluation de la vitesse moyenne de soulèvement récent de cette zone des racines, considérant aussi les données proposées par la littérature sur d'autres secteurs des Alpes. Selon les températures obtenues des géothermomètres à chlorite et de la cristallinité de l'illite (C.I.) qui indiquent des valeurs au-dessous de 200°C pour le développement des systèmes des failles à gouge, on peut supposer, en appliquant un gradient géothermique moyen de 30-35°/km, des profondeurs maximales entre 5-6 km. Les valeurs de C.I. compatibles avec ces températures ont été tirées des gouges qui ont un âge moyennement comprise entre 8-12 Ma. Si l'on considère les gouges plus récentes datés à 4-5 Ma les valeurs de C.I. indiquent des températures qui tombent dans le champ de la diagenèse (≤ 100°C). En considérant le même gradient géothermique le développement de ces failles plus récentes doit s'être produit à des profondeurs maximales de 2.5-3.5 km. En considérant que l'altitude actuelle de cette zone de faille à gouge est comprise entre 5001000 m environ, on obtient des vitesses de soulèvement comprises entre 0.6-1mm/a, donnant une valeur moyenne de 0.8 mm/a qui est tout à fait comparable avec les données proposées pour cette zone par Kahle et al. (1997). Cette vitesse est une valeur moyenne par rapport à celles mesurées dans les Alpes (fig.4.10). Les valeurs maximales sont localisées autour de la ligne Rhône–Simplon dans la région du Valais (Soom, 1990; Maurer et al., 1997; Jaboyedoff et al., 2003). Les valeurs minimales qui caractérisent la zone des racines dans le Val Vigezzo-Centovalli peuvent être expliques par la présence d'une tectonique décrochante dominante par rapport à celle compressive et qui ne produit pas nécessairement un soulèvement de la croûte. En effet les épisodes d'activité transtensive prévalent seront plutôt liés à des phénomènes de lacération de la croûte et de 222 Chapitre 10 Proposition d’un modèle évolutif dans le cadre de l’évolution de la chaîne alpine subsidence tandis que les phénomènes transpressifs seraient reliés à une compression qui s'exprime par les plans à faible angle des failles à gouge. En conclusion en accord avec Schärer et al. (1996) nous considérons les structures tectoniques du Val Vigezzo-Centovalli comme l'expression d'une zone de cisaillement majeure "Simplo-Insubrienne" active aussi en époque quaternaire. L'empilement structural et les structures tectoniques affleurantes dans la région sont le résultat de l'interaction entre deux régimes tectoniques liés à un cisaillement dextre principale mais antagonistes entre eux; l'affaiblissement d'une phase favorise un développement majeur de l'autre et vice-versa; donc dans l'échelle de l'évolution géodynamique on peut distinguer différentes étapes dans lesquelles les structures des deux régimes tectoniques interagissent en manière différente. Les deux régimes tectoniques sont de toute façon reliés à un régime général décrochant dextre lié à une convergence oblique entre des plaques; cette obliquité de la direction principale de tension produit vraiment ces variations structurels qui s'insèrent dans l'espace et dans le temps. Donc au régime transpressif, relié au système Périadriatique, nous pouvons associer les mylonites en faciès schistes verts, les plis PIII, et le système de faille à gouge. Par contre au système transtensif dextre de la ligne Rhône-Simplon peuvent être associées: la déformation mylonitique en faciès amphibolitique, les plis PII, le plis PIV, le système transtensif de failles minéralisées, les phénomènes hydrothermaux et finalement les phénomènes de réactivation des failles minéralisés, toujours à caractère extensif. Finalement les structures de pli PIIIb et PIVa, qui en partie semblent être liées à des déformations plus actives en dehors du secteur étudié, résultent d'une mise en place plus incertaine. Figure 4.10: Carte des vitesses de soulèvement calculées utilisant les variations des hauteurs topographiques mesurées pendant l'époque 1903-1990 (Kahle et al. 1997). Les lignes noires représentent les isochores, les cercles représentent les mensurations ponctuelles de ces variations de hauteur topographique. En rouge la zone de thèse (tiré de Jaboyedoff et al. 2003). 223 Chapitre 11 Conclusion et suggestion de travaux ultérieurs 11 - CONCLUSION ET SUGGESTION DE TRAVAUX ULTÉRIEURS Les études entreprises pendant ces quatre ans de thèse de doctorat ont permis de reconstruire l'évolution tectonique de cette région depuis environ 30 Ma jusqu'à l'actuel et de donner une réponse à certains aspects peu clairs. Cependant de nombreux points restent irrésolus ou ouverts à des interprétations ultérieures. Dans ce contexte plusieurs travaux ultérieurs sur différents sujets peuvent être entrepris afin de débrouiller les incertitudes et les problématiques qui n'ont pas pu être résolues par cette étude. Sur la base des données de terrain et de laboratoire acquises, ce travail a permis de produire des observations et des conclusions, en partie nouvelles et en partie confirmant celles déjà proposées par la littérature, qui sont résumés dans les points suivantes: • L'existence d'une phase mylonitique en faciès amphibolitique dans toute la région étudiée. Cette phase est à corréler avec la Ligne Ductile du Simplon (DSL) connue dans la littérature en tant que zone ductile de cisaillement dextre active environ entre 38-30 Ma (Steck, 1990).. • La présence d'une phase mylonitique en faciès schistes-verts moins pénétrante, liée à la zone mylonitique du Canavese (et qui se superpose à celle de plus haute température). • Une corrélation spatio-temporelle et génétique entre ces deux phases mylonitiques, reliées par la présence de deux contextes tectoniques qui se rapprochent et se superposent, constitués par la ligne du Simplon et celle du Canavese. • L'existence de quatre phases principales de plis qui accompagnent les déformations des roches sous différentes conditions P-T. • L'existence d'une phase de déformation de "failles minéralisées", caractéristiques d'une zone transtensive dextre et réactivées en probable époque quaternaire. • L'identification et l'étude des systèmes hydrothermaux répandus dans la région ont permis: o La description détaillée de la minéralogie des veines hydrothermales. o La définition des kakirites comme des phénomènes métasomatiques liés à la circulation des fluides dans un système tectonique actif. o La description de phénomènes métamorphico-hydrothermaux constitués par les "bandes schistes-verts" et les bandes de transformation chimique et recristallisation isominéralogiques. o L'identification d'un système hydrothermal qui se développe sur une période comprise entre 17-7 Ma environ et qui est lié au développement d'un système tectonique complexe, de type transtensif dextre. • L'application d'un nouveau géothermomètre pour les chlorites (Vidal et al. 2001) en conditions de faible température (<300°C), qui a permis de distinguer deux générations de veines à chlorite caractérisées par des conditions T-P différentes qui se développent pendant le stade hydrothermal. • L'existence d'une phase de déformation de "failles à gouge" qui forme une zone de cisaillement avec structures principales et secondaires de type synthétique et antithétique associées, caractéristiques d'une zone transpressive dextre. • La description détaillée des gouges de faille qui a permis: o La présence dans la gouge de deux populations granulométriques bien définies, qui nous indique la présence de minéraux argileux de néoformation, associées à des minéraux d'origine apparemment détritique, qui peuvent dériver du broyage au sein de la zone de faille. o La détermination de trois familles de gouge définies par une composition minéralogique caractéristique. o La liaison génétique entre les minéraux des roches et les minéraux argileux néoformés dans la gouge. 224 Chapitre 11 • • • • • • Conclusion et suggestion de travaux ultérieurs o La description des caractères structuraux de ces minéraux et l'identification des caractères typiques de cristallisation sous conditions de très basse température (<200°C). L'application de la méthode de la C.I. qui nous a permis de quantifier les conditions thermiques de la phase de déformation des failles à gouge, caractérisées par des conditions rétrogrades variables entre l'anchizone et la diagenèse. La détermination des mécanismes de déformation de type cassant, typiques des roches froides proches à la surface, caractérisées par des températures moyennement variables entre 100-200°C. L'obtention de datations radiométriques sur différents minéraux, en particulier: o Ar-Ar sur muscovite, qui a donné des indications sur l'âge des différentes conditions thermiques de la région, en confirmant et complétant les données déjà existantes. o K-Ar sur les illites des gouges de faille qui a donné des âges récents, moyennement compris entre 12 et 2,5 Ma environ, compatibles avec les évidences de terrain qui indiquent sans équivoque que cette phase de déformation est la plus récente à intéresser la région. o K-Ar sur feldspath potassique qui à permis d'évaluer l'âge des phénomènes hydrothermaux qui a été estimée entre 17-7 Ma environ. La mise en évidence de structures de déformation comme des plis, des failles (normales et inverses) qui intéressent les sédiments lacustres de la région et des failles à gouge dans quelques corps de brèches péridotitiques déjà signalés par la littérature. Des liaisons génétiques entre ces structures et celles tectoniques récentes qui affectent le socle ont été proposées, indiquant ces dernières comme probablement active en époque quaternaire. La mise en évidence, avec l'étude de terrain, que le secteur externe du corps péridotitique de Finero est lui-même une brèche tectonique formée pendant plusieurs épisodes de déformation à températures décroissantes, caractérisés par une réponse cassante de la roche. Les brèches péridotitiques s.s. qui se forment sont interprétées comme le chapeau de la brèche tectonique du corps péridotitique de Finero et de la zone d'Antrona. Ces brèches un fois exposées aux processus météoriques sont intéressées par des phénomènes de pédogenèse, de glissement en aval. L'évidence, en accord avec les données proposées par la littérature, d'un contrôle actif de la tectonique pendant le déroulement des processus superficiels quaternaires. La même phase de déformation peut être la cause qui a déchaîné de nombreux phénomènes gravitatifs superficiels et profonds qui sont très étendus dans la région. Une partie des résultats de ce travail ont été obtenus en appliquant des techniques d’analyses minéralogiques comme la XRD sur argiles et la CI dans un contexte de déformation tectonique cassante. L'application de ces méthodes nous à permis d'acquérir des données qui sont compatibles avec les évidences macroscopiques de terrain. Ces moyens analytiques peuvent être considérés comme un instrument utile d'investigation qui peut être associé aux méthodes classiques d'analyse structurale et au levé géologique. Les questions irrésolues et les points obscurs sont cependant nombreux et ils pourraient être le sujet d'études et de travaux ultérieurs dédiés à la résolution et à l'approfondissement des problèmes suivants: • L'étude de terrain, comparée aussi aux données et aux cartes géologiques existantes dans la littérature, montre clairement la complexité de cette zone des racines. Il est aussi évident que la plupart des limites entre les différentes unités et nappes ne sont pas du tout sûres et certaines. L'homogénéité des roches, constituées dans la plupart des unités de gneiss et l'hétérogénéité interne de ces gneiss n'aident pas à une meilleure compréhension de l'empilement structurale des nappes. De plus il faut considérer le facteur tectonique qui écrase, étire et replisse à une échelle hectométrique toute la séquence ainsi que l'exiguïté des affleurements et leur état souvent pourri. Pour ces motivations nous retenons que le premier travail qui devrait être entrepris sur cette zone c'est un levé détaillé de type lithostratigraphique qui tienne compte des évidences tectoniques 225 Chapitre 11 Conclusion et suggestion de travaux ultérieurs présentées par cette étude afin de redéfinir de façon complète et exhaustive la séquence des nappes dans cette région. Bien que ce genre de travail soit entrepris par plusieurs auteurs (Knup 1958, Walter 1950, Reinhardt 1966) c'est évident que les résultats proposés jusqu'à maintenant ne sont pas satisfaisants. De plus à cause de l'absence de travaux récents sur ce sujet plusieurs auteurs acceptent des interprétations qui peuvent être fausses, en tenant compte aussi du fait que depuis les travaux des années 50-60 les connaissances géologiques, surtout sur la tectonique et la géochimie, se sont beaucoup évoluées. Les coupes géologiques mêmes, proposés par la plupart de ces auteurs indiquent l'application à cette zone des racines alpines d'une conception stratigraphique plutôt que tectonique. • Le travail de thèse a mis en évidence des structures tectoniques nombreuses qui, pour être mieux comprises à l'échelle de la chaîne alpine, devraient être levées et suivies en dehors de la zone actuellement étudiée. Notamment il serait très intéressant de chercher ces structures, parfois étudiées et signalées dans des travaux non publiés, au N dans la région de la vallée Isorno et Onsernone, au S dans la région du Val Grande, à l'W dans le Val Bognanco et du Simplon et à l'E dans la région tessinoise. En effet ces structures ne peuvent pas s'arrêter soudainement dans le Val Vigezzo-Centovalli mais doivent se poursuivre ailleurs même avec des changements texturales progressifs. Plusieurs données et articles de littérature reportent de façon sommaire l'existence de structures comparables à celles du Val Vigezzo-Centovalli, cependant on peut noter que les travaux proposés par la littérature géologique sur ces régions adjacentes sont souvent lacunaires et superficiels par rapport aux évidences de terrain et ils proposent des modélisations souvent excessives et trop générales. De plus les mêmes structures sont appelées différemment par les différents auteurs en contribuant à la complication et à la confusion de la situation géologique de cette zone. Pour obtenir des observations plus détaille est souvent nécessaire se documenter avec des travaux de diplômes ou non publiés. • Le travail de thèse a aussi démontré l'existence de structures de déformation nombreuses, développées dans des roches et des sédiments quaternaires que nous avons expliqué comme des structures superficielles d'origine tectonique. Des études détaillées sur ces structures et sur tous les dépôts quaternaires de la région, associées aussi à des études de type radiométrique et géophysique pourraient être entrepris afin de confirmer ou de contredire les interprétations proposées dans cette thèse. Finalement nombreux travaux de détails peuvent être entrepris dans la région étudiée, car à cause de l'amplitude du sujet de thèse, beaucoup de travaux analytiques effectués ont négligé plusieurs aspects analytiques. Notamment une étude analytique détaillée des suivants aspects géologiques peut être proposée: • Étude des isotopes stables des minéraux des veines hydrothermales et des inclusions fluides pour mieux caractériser cet événement. • Étude minéralogique détaillée sur les minéraux hydrothermaux pour une meilleure caractérisation de ces derniers. • Étude radiométrique sur la fraction argileuse < 0.2 des gouges de failles et sur les structures plus récentes, même d'âge quaternaire. • Étude de détail des conditions P-T en utilisant d'autres géothermomètres applicables aux différents milieux géologiques de faible température et de surface qui affleurent dans la région étudiée. • Recherche d'un meilleur développement du géothermomètre de Vidal et al. (2001) avec l'acquisition d'autres données chimiques sur les chlorites ainsi que l'acquisition de valeurs de P, a(H2O) et des données thermiques sur inclusion fluides à comparer avec les résultats obtenus. • Application des données structurales à la résolution de problématiques géotechniques liées aux œuvres anthropiques (par ex: route nationale-cantonale, chemin de fer des Centovalli). 226 Bibliographie . BIBLIOGRAPHIE Ambrosetti P., Bartolini C., Bosi C., Carraro F., Ciaranfi N., Ghisetti F., Papani G., Vezzani L., Zanferrari A., Zitellini N. (1987) – Neotectonic Map of Italy. - Scala 1: 1.500.000.C.N.R., L.A.C. Amstutz A. (1954) – Pennides dans L'Ossola et problème des racines. – Arch.Sci. (Genève), 7, 411. Amstutz A. (1971) - Carte tectonique de l'Ossola aux Grisons - Archives des Sciences. 24; 1, 5-9. Argand, E. (1906) - Sur la tectonique de la Zone d'Ivrée et de la zone du Strona. – C.R. Acad. Sciences, 142. Argand, E. 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