Evolution de la partie septentrionale du domaine helvétique en Suisse occidentale au Trias et au Lias : contrôle par subsidence thermique et variations du niveau marin

Thesis

Reference

Evolution de la partie septentrionale du domaine helvétique en Suisse occidentale au Trias et au Lias : contrôle par subsidence thermique et

variations du niveau marin

LOUP, Bernard François Robert

Abstract

La partie septentrionale du domaine Helvétique de Suisse occidentale fait l'objet de ce travail.

Deux transversales sont principalement étudiées : terminaison occidentale du massif de l'Aar, de la couverture du massif de Gastern au synclinal de Raron, et terminaison orientale des massifs cristallins de Suisse occidentale, de la couverture des Aiguilles Rouges à la couverture du Mont Blanc, nappe de Morcles comprise. Les reconstitutions palinspastiques classiques admettent pour ces deux transects une géométrie en blocs basculés, de type Atlantique. Une telle structuration est fondée sur l'interprétation des variations d'épaisseur des formations, de l'apparition de remaniements et de failles de socle comme indices de paléofailles synsédimentaires. Néanmoins, d'autres mécanismes peuvent expliquer l'enregistrement sédimentaire observé et l'histoire de subsidence reconstituée. Pour mieux comprendre ces processus, deux types de méthodes sont mis en oeuvre : les méthodes directes concernent l'étude stratigraphique (litho- et biostratigraphie, stratigraphie séquentielle) et sédimentologique; les méthodes [...]

LOUP, Bernard François Robert. Evolution de la partie septentrionale du domaine helvétique en Suisse occidentale au Trias et au Lias : contrôle par subsidence

thermique et variations du niveau marin. Thèse de doctorat : Univ. Genève, 1991, no. Sc.

2508

DOI : 10.13097/archive-ouverte/unige:110972

Available at:

http://archive-ouverte.unige.ch/unige:110972

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UNIVERSITÉ DE GENÈVE

DÉPAR1EMENT DE GÉOLOGIE ET DE PALÉONTOLOGIE

FACULTÉ DES SCIENCES Professeur W. Wildi

Evolution de la partie septentrionale du domaine helvétique

en Suisse occidentale au Trias et au Lias :

contrôle par subsidence thermique et variations du niveau marin

THÈSE

présentée à la Faculté des Sciences de l'Université de Genève

pour obtenir le grade de Docteur ès Sciences, mention Sciences de la Terre

par

Bernard LOUP de

Bussy (Fribourg)

Thèse N° 2508

Genève

1992

La faculté des sciences, sur le préavis de Messieurs W. Wildi, professeur ordinaire et directeur de thèse (Département de géologie et paléontologie), A. Strasser, professeur et codirecteur de thèse (Université de Fribourg) et P. Allen, docteur (Université d'Oxford), autorise l'impression de la présente thèse, sans exprimer d'opinion sur les propositions qui

sont énoncées.

GENÈVE, le

octobre 1991

Le Doyen:

Thèse N° --2508-- Pierre BURI

{(Partout des systèmes, et nulle part des vérités.

Beaucoup d'ouvriers, point d'experts. Des prêtres, et point de Dieu; en telle sorte que chacun peut approcher son hypothèse de la flamme de l'autel, et dire, en la voyant flamber :Fumée pour fumée, la mienne,

monsieur, vaut la vôtre.

Et c'est précisément par là que j'aime cette science. Elle est infinie, vague, comme toute poésie. Comme toute poésie, elle sonde les mystères, elle s'y abreuve, elle y flotte sans y périr. Elle ne lève pas les voiles, mais elle les agite, et, par de fortuites trouées, quelques rayons se font jour qui éblouissent le regard".

Rodolphe Topffer (1799- 1846) :La vallée du Trient (1837).

1

à Catherine et Matthieu

II

Résumé

La partie septentrionale du domaine Helvétique de Suisse occidentale fait l'objet de ce travail. Deux transversales sont principalement étudiées : terminaison occidentale du massif de l'Aar, de la couverture du massif de Gastern au synclinal de Raron, et terminaison orientale des massifs cristallins de Suisse occidentale, de la couverture des Aiguilles Rouges à la couverture du Mont Blanc, nappe de Mordes comprise.

Les reconstitutions palinspastiques classiques admettent pour ces deux transects une géométrie en blocs basculés, de type Atlantique. Une telle structuration est fondée sur l'interprétation des variations d'épaisseur des formations, de l'apparition de remaniements et de failles de socle comme indices de paléofailles synsédimentaires. Néanmoins, d'autres mécanismes peuvent expliquer l'enregistrement sédimentaire observé et l'histoire de subsidence reconstituée.

Pour mieux comprendre ces processus, deux types de méthodes sont mis en oeuvre : les méthodes directes concernent 1 'étude stratigraphique (litho- et bio stratigraphie, stratigraphie séquentielle) et sédimentologique; les méthodes indirectes comprennent la construction de diagrammes de subsidence et la modélisation des mécanismes à l'origine des bassins sédimentaires étudiés. L'approche stratigraphique a été limitée à l'intervalle Trias-Lias des séries nord-helvétiques. L'étude de subsidence et la modélisation portent sur l'ensemble de la série sédimentaire jusqu'au Crétacé (la phase d'inversion Tertiaire n'a pas été étudiée); le cadre a été élargi au Jura, au soubassement du Plateau et à l'ensemble de l'Helvétique.

A l'échelle de la zone étudiée, représentant la bordure méridionale du bassin germanique, le Trias moyen et supérieur est une période de stabilité. Les faciès gréseux, dolomitiques, argileux et évaporitiques correspondent à des milieux de dépôt inter- à supratidaux. Dans 1' ensemble, les faciès sont très homogènes et uniformément répartis. Les déviations et particularités locales s'expliquent par la nature-même des environnements sédimentaires.

L'épaisseur des formations triasiques est très constante et ne dépasse pas 50 m. L'attribution des faciès au Trias est fondée sur des analogies de faciès avec les domaines avoisinants.

Le Lias marque, dans la zone considérée, le début de la subsidence. La région du Torrenthorn et des Rothorner permet l'établissement d'un cadre lithostratigraphique et biostratigraphique de référence et l'interprétation des milieux de dépôt, toujours compris entre le

"foreshore" et 1 '"offshore" inférieur. Les formations liasiques étudiées sont surtout représentatives du faciès 'helvétique', constitué d'une alternance de niveaux gréseux, parfois grossiers voire microconglomératiques, et de niveaux calcaires; les marnes sont subordonnées.

Ce n'est que dans le coeur de la nappe de Mordes que le faciès 'dauphinois' marno-calcaire peut être reconnu. La répartition de ces deqx groupes de faciès est déterminée par la présence de hauts-fonds ("Terre alémanique" et "Ile du Mont Blanc"). De même, les variations d'épaisseurs, de 0 à 350 rn, sont progressives de part et d'autre de ces aires positives, déterminant plusieurs sous-bassins en auge d'orientation SW -NE.

Des interprétations alternatives sont proposées pour les observations ayant servi le modèle de type atlantique. Pour la région étudiée, ce dernier ne peut pas être démontré par les faits de terrain; de plus, il n'est pas nécessaire pour expliquer les cas de figures rencontrés.

L'enregistrement sédimentaire peut être décomposé en séquences de dépôts génétiquement liés; cinq ordres de cycles imbriqués sont reconnus :

à l'échelle du Jura, du Plateau et de l'Helvétique s./., du Trias au Crétacé:

• subsidence régionale à composante thermique principale, à l'origine de l'"onlap" progressif des sédiments sur le soubassement; durée moyenne de 50 à 60 M.a. : cycles de 1er ordre.

Cette première cyclicité est mise en évidence par l'étude de subsidence.

à l'échelle de la partie septentrionale de l'Helvétique de Suisse occidentale, et pour le Lias :

• crises cinématiques majeures, à l'origine des grands cycles de transgression-régression (effet de la réorganisation des plaques lithosphériques : cause tectonique globale interne); durée apparente de 8 M. a. :cycles de 2ème ordre. Cette deuxième cyclicité constitue la "signature"

stratigraphique principale, bien marquée sur le terrain; elle peut parfois se reconnaître sur les

rn

diagrammes de subsidence (bons contrôles des épaisseurs, de la bathymétrie et de la datation);

• variations des contraintes intra-plaques; durée moyenne 3 M.a. : cycles de 3ème ordre, reconnus sur le terrain;

• variations des paramètres orbitaux de la Terre (cause globale avec conséquences climatiques et eustatiques), à l'origine des séquences élémentaires (PAC's) et séquences de PAC's. La durée théorique des premières est de 20 à 2t K.a. (cycles de précession des équinoxes), celle des secondes de tOO K.a. (cycles d'excentricité). Ces deux cyclicités sont reconnues dans certaines formations du Lias.

L'histoire de subsidence de 84 profils est reconstruite du Trias au Crétacé pour l'Helvétique, le Plateau et le Jura. Les variables et corrections suivantes ont été prises en compte : érosions, déformation tectonique, compaction (pour cinq types lithologiques), bathymétries minimale et maximale, variations eustatiques à long terme et réponse du soubassement à la surcharge de type Airy. Des phases à court terme (2ème ordre, 50-60 M.a.) sont superposées à une tendance à long terme (ter ordre,> t50 M.a.). Le caractère polyphasé de la subsidence est démontré. La subsidence à long terme est relativement homogène sur l'ensemble du domaine; par contre, le nombre, les périodes et les amplitudes des phases de 2ème ordre sont très variables. Une image très hétérogène est ainsi obtenue pour chaque domaine pris individuellement. Néanmoins, chaque sous-domaine de l'Helvétique est uniforme. La subsidence tectonique atteint au maximum t200 rn, la valeur moyenne ne dépassant pas 500 à 600 m.

Les courbes de subsidence tectonique sont comparées à trois modèles d'étirement lithosphérique : extension homogène, extension crustale et extension sous-crustale (ces deux derniers mécanismes sont des modèles d'extension non homogène discontinue). Les courbes théoriques ont été établies pour un rifting de durée 'finie' avec relaxation thermique, des paramètres lithosphériques standards et une compensation de type Airy sans flux thermique latéral (modèle tD). Un mécanisme apte à décrire la subsidence de ter ordre ne peut pas être reconnu systématiquement. De plus, quant une comparaison s'avère possible, des résultats peu réalistes sont parfois obtenus (durée de rifting anormale, écarts importants entre courbes reconstruite et théorique). Néanmoins, un modèle d'étirement sous-crustal (contrôle thermique prédominant) peut généralement être appliqué; les taux d'extension varient entre t,03 et t,2 (ou 3 à 20% d'étirement) pour la croûte, entre t,O et 1,35 pour la lithosphère sous-crustale. La subsidence doit être envisagée comme le résultat de modifications successives de la structure thermo-mécanique de la lithosphère. Les processus à l'origine de l'enfouissement sont très hétérogènes pour ces phases de 2ème ordre :

- les trois mécanismes de subsidence sont reconnus pour le Jura. Les passages latéraux sont rapides et la répartition des régimes d'étirement semble quelconque; l'étirement crustal est compris entre 5 et 13 %;

- le mode de subsidence est également très variable pour le Plateau. Les taux d'extension crus tale sont beaucoup plus élevés dans les parties SW (10-20 %) que NE (3-5 % ).

L'histoire d'enfouissement de ces deux premiers domaines semble fortement influencée par l'héritage varisque;

- la subsidence sur les Aiguilles Rouges et à la bordure septentrionale du Massif de 1 'Aar est modélisable par une extension homogène de 10% (Jurassique supérieur);

- le domaine Morcles - Doldenhom et le synclinal de Raron ont subi un étirement sous-crustal moyen de 13% (3-25 %); la croûte est peu impliquée dans l'extension (9 %, de 3 à t5 %);

- un modèle d'étirement crustal, voire homogène (taux compris entre 5 et 10 %), permet d'expliquer la subsidence dans les domaines Wildhom et Sud-helvétique.

Des détachements intralithosphériques obliques sont suspectés : ils permettent de coupler des zones soumises à des régimes d'extension différents et de résoudre le problème de 'place' lié à l'étirement sous-crustal.

Au Trias et au Lias, la partie septentrionale du domaine Helvétique de Suisse occidentale est caractérisée par une sédimentation homogène, des variations de faciès et d'épaisseurs progressives et un découpage séquentiel de validité régionale. Ces caractères, de même qu'une subsidence à composante thermique principale, des taux de subsidence et d'étirement faibles suggèrent une évolution plus de type intracontinental ("sag-basin") que de type marge passive.

IV

Abstract

The northern part of the Helvetic realm of western Switzerland is concerned by this study. Two transects are more precisely studied : one located at the western end of the Aar massif (from the Gastern cover to the Raron syncline ), the other one extending from the Aiguilles Rouges to the Mont Blanc sedimentary cover (including the Morcles nappe).

For these transects, classical palinspastic reconstructions suggest an Atlantic-type geometry of tilted basement blocks. This structure is deduced mainly from thickness changes, reworking and Alpine basement faults and thrusts which are interpreted as a consequence of ancient synsedimentary faults. However, other mechanisms can also explain the sedimentary record and the reconstructed subsidence history.

The approach used for investigating these processes is twofold. The direct methods concern stratigraphy (litho- and biostratigraphy, sequence stratigraphy) and sedimentology. The reconstruction of geohistory diagrams and their comparison with theoretical stretching models constitute the second group of indirect methods. The stratigraphie study is restricted to the Triassic-Liassic interval of the North-Helvetic series of western Switzerland. The complete section up to the Cretaceous is used to reconstruct the subsidence history and to study the subsidence driving mechanisms (the Tertiary inversion of the basin is not investigated); the Jura, Plateau and whole Helvetic realm are studied by the indirect methods.

At the scale of the study area, which represents the southern border of the Germanie basin, the Middle to Upper Triassic corresponds to a period of quiescence. The sandy, dolomitic, argillaceous and evaporitic facies were all laid down in inter- to supratidal environments. The lithologies are generally uniform. Local variations are directly related to the sedimentary environments. The thicknesses of the Triassic deposits are constant and don't exceed 50 m. The dating is made by lithological correlation with adjacent regions.

In the study area, the Liassic period corresponds to the initiation of subsidence. The Torrenthom and Rothomer massifs serve to establish a litho- and biostratigraphical reference and to interpret the depositional environments. The Liassic formations were deposited between the foreshore and lower offshore zones. They correspond to the 'helvetic' facies made of sandstones, microconglomerates and limestones; shales are much subordinated. The 'dauphiné' shaly facies is only observed in the core of the Morcles nappe. The distribution of these facies is controlled by broad shoals ("Alemannic land" and "Mont Blanc island"). Similarly, thickness changes from 0 to 350 rn are progressive between these positive areas. Severa! trough sub- basins with SW-NE orientation are thus reconstructed.

Alternate interpretations are proposed for the observations which have served the Atlantic- type model. For the study area, such a geometry can not be demonstrated. Moreover, it is not necessary to explain the field observations.

The sedimentary record can be decomposed into genetic sequences. Five superimposed orders may be recognized:

at the the Jura, Plateau and Helvetic scale,from the Triassic to the Cretaceous:

• regional subsidence with main thermal component : Ist order cycles, with mean duration of 50 to 60 M.y. It causes the progressive onlap of the sediments onto the basement. These cycles are demonstrated by the subsidence analysis;

at the scale of the North-Helvetic realm of western Switzerland,for the Liassic:

• major cinematic crises, causing the broad transgressive-regressive cycles (effect of lithospheric plate reorganization: global internai cause); mean apparent duration of 8 M.y., or

2nd order cycles. They correspond to the main stratigraphie signature, easily seen on the field. When a good control on dating, thickness and bathymetry is provided, this cyclicity may be recognized on the subsidence diagrams as well;

• in-plane stress fluctuations resulting in 3rd order cycles (mean duration of 3 M.y.). They are best studied on the field;

v

• variations of the Earth' s orbital parameters (global cause with climatic and eustatic consequences), resulting in the elementary sequences (PAC's) and groups of PAC's. The theoretical durations are 20 to 21 K.y. (precession cycles) and 100 K.y. (eccentricity cycles) respectively. These last sequential orders are recognized in sorne Liassic formations only.

The subsidence history is reconstructed for 84 Triassic to Cretaceous sections from the Helvetic, Plateau and Jura realms. Following parameters and corrections were accounted for:

erosion, tectonic deformation, compaction (for 5 lithological types), minimal and maximal bathymetry, long term eustatic changes and Airy-type basement response function to overburden. Short term or 2nd order phases (50-60 M.y.) are superimposed on a long term subsidence (lst order, > 150 M.y.). A polyphase subsidence is thus demonstrated. The long term trend is relatively homogeneous over the whole area. However, the number, timing and amplitude of the shorter phases is much variable and a very heterogeneous picture is obtained for the 3 domains. However, each Helvetic sub-domain is outstandingly uniform. The tectonic subsidence does not exceed 1200 rn, with a mean value of 500 to 600 m.

The reconstructed tectonic subsidence curves are compared to three models of lithospheric stretching: homogeneous, crustal and subcrustal extension (the last 2 are variations on the non- homogeneous discontinuous stretching model). The theoretical curves were established with finite rifting allowing cooling during extension, standard lithospheric parameters and an Airy- type compensation without lateral heat flow (lD-model). A model able to describe the 1st order subsidence can not be found in all situations (abnormal rifting periods, poor correlation between reconstructed and any theoretical curve). Nevertheless, a subcrustal stretching model (main thermal control) can generally be applied. Stretching factors range between 1,03 and 1,2 (or 3 to 20 %) for the crust, between 1,0 and 1,35 for the subcrustallithosphere. Subsidence must be seen as the result of severa! successive modifications of the thermo-mechanical structure of the lithosphere. The subsidence driving mechanisms of these 2nd order phases are variable:

- all 3 mechanisms are observed in the Jura. Lateral variations are abrupt and the spatial distribution of the stretching processes seems to be random. Crustal extension values range between 5 and 13 %;

- the subsidence mechanisms are also much changeable for the Plateau. Crustal extension values are higher in the SW locations (10-20 %) than in the NE ones (3-5 %). The burial history of these frrst 2 domains appears to be much influenced by past Variscan structures;

- the subsidence atop of the Aiguilles Rouges and northern Aar massifs can be modelled by homogeneous extension (about 10% for the Late Jurassic);

- the subsidence in the Mordes - Doldenhom and Raron syncline domains can be explained by subcrustal extension (mean value of 13 %, from 3 to 25 %). The crust is little involved during extension (9 %, from 3 to 15 %);

- crustal to uniform stretching may explain the subsidence in the Wildhom and South-Helvetic domains (5 to 10 % ).

Oblique intralithospheric detachments are suspected. They allow to link the different stretching models noted in contiguous zones and to solve the 'place' problem inherent to the subcrustal stretching mechanism.

During the Triassic and Liassic, the northern part of the Helvetic realm of western Switzerland is characterized by an homogeneous sedimentation, by progressive facies and thickness changes and by a sequential interpretation of regional validity. These characteristics as well as the mainly thermally controlled subsidence and the low subsidence rates and stretching values suggest an intracratonic (sag-basin) rather than a passive margin evolution.

VI

Remerciements

Une thèse de doctorat n'estjamais l'aventure d'un solitaire mais l'histoire de nombreuses collaborations. Au cours de ce travail, j'ai pu compter sur les compétences et les appuis de nombreuses personnes auxquelles je souhaite exprimer ma gratitude.

En premier lieu au Professeur Walter Wildi, initiateur et directeur de cette thèse. Il y a quatre ans de cela, Walter m'avait rendu attentif aux risques de ce travail : si le point de départ était connu (et encore !), l'aboutissement et la voie à parcourir restaient du domaine de l'inconnu. En effet, les réorientations et les surprises furent nombreuses ! Sur ce chemin parfois tortueux, tout en me laissant une totale initiative, il a su mettre les glissières nécessaires.

Nos nombreuses discussions, naviguant entre science et philosophie, m'ont toujours permis d'y voir plus clair et de poser les vraies questions.

Le Professeur André Strasser (Fribourg), codirecteur de cette thèse, a consacré du temps sur le terrain et au laboratoire pour la reconnaissance des séquences de dépôt; sa grande compétence et sa prudence rn' ont été d'un secours indispensable.

Ma reconnaissance va également au Dr. Philip Allen (Oxford) qui a évalué avec attention la partie subsidence et modélisation de ce travail. Nos discussions ont été un réel enrichissement.

Le Professeur Rudolf Trümpy (Zürich) a relu en détail une version antérieure de cette thèse. Bien que ne partageant pas certaines conclusions émises dans ce travail, ses nombreuses remarques et critiques m'ont été d'une grande utilité.

Roland Schegg, doctorand au Département de Géologie, a été un partenaire d'une disponibilité totale, n'hésitant pas à tout abandonner pour créer puis améliorer toujours les programmes de géo-histoire. Ensemble, nous avons essayé de comprendre ce qu'est la subsidence.

Durant la première année passée à Genève, le Dr. Peter Huggenberger, maintenant à l'EAWAG (Dübendorf), n'a pas ménagé ses efforts lorsque la géologie structurale se faisait trop mystérieuse; il rn' a révélé la complexité de la nappe de Morel es.

A l'EPFZ, le Dr. Hanspeter Funk m'a donné accès à ses nombreuses données sur la subsidence; grâce au Dr. Renée Heilbronner-Panozzo, j'ai pu tenter quelques essais de quantification de la déformation.

Si le monde des ammonites reste bien mystérieux, le Dr. Christian Meister (Museum de Genève et Dijon) m'en a révélé quelques parcelles. Merci pour nos récoltes dans le blizzard du Ferdenrothorn !

Des documents inédits ont été mis à rna disposition à Berne par le Professeur René Herb et le Dr. B. Schwizer, à Lausanne par les Professeurs Henri Masson et Albrecht Steck. Leurs conseils ont été précieux.

A Genève, les enseignants du Département de Géologie et Paléontologie, tous à leur manière, ont contribué à l'aboutissement de ce travail. En me proposant un poste d'assistant DIP, le Professeur Jean Charollais a permis une fin de thèse en dehors des préoccupations financières. Le Professeur Eric Davaud a contribué au débrouillage de certains microfaciès particulièrement nébuleux. Le Professeur Georges Gorin a effectué quelques analyses de Rock- Eva!, et les quelques lnvolutina liasica (JONES) sont associées au Professeur Louisette Zaninetti. Un merci particulier au Dr. Roland Wernli, qui par son vaste savoir, son approche scientifique, son inlassable disponibilité et un certain scepticisme salutaire, a contribué à ce travail. Le Dr. Jean-Michel Jaquet m'a soutenu avec amitié dans certains moments difficiles.

Je remercie le Collège des enseignants de m'avoir offert la possibilité de publier l'intégralité de mon travail dans la série des Publications du Département de Géologie et Paléontologie.

VIT

Un merci particulier à l'équipe "microcosmique" Fribourg-Strasbourg-Pau. Si je n'ai pas toujours réussi à suivre les Dr. Peter Homewood (ELF-Aquitaine), François Guillocheau (Strasbourg), Monique Mettraux-Homewood (Strasbourg et Dijon) et Chantal Dupasquier (Fribourg) dans les dédales de leurs raisonnements, je garde un souvenir impérissable des moments d'amitié partagés. Grâce à Monique, l'analyse géochimique des niveaux condensés a pu être faite (Strasbourg); nos nombreuses discussions ont été un enrichissement constant. Le Dr. Raymond Plancherel (Fribourg) a permis de relativiser les problèmes du moment par sa phrase légendaire: "De toute façon, cette marge helvétique ne sera jamais rien d'autre qu'une marge d'erreur". Mon ancien collègue de diplôme, Raphaël Mayoraz (EPFL) a été une de mes roue de secours informatique. A tous, je redis ma profonde amitié.

L'équipe des doctorands et post-docs de Genève a créé le terrain amical indispensable à la réalisation d'une recherche: André (merci de m'avoir aidé à respecter certaines priorités!), Alex (nous continuerons nos séances d'autocritique !), Daniel, Eric, Günter, lvo, Michel, Mirko, Quentin, Roland, Susanne et Thierry (mon fidèle et turbulent collègue de bureau). L'aide de Rosanna Martini a été précieuse pour tous les problèmes photographiques et le travail en cathodoluminescence.

Des étudiants m'ont accompagné dans le synclinal de Raron, d'autres ont peiné entre le LOtschepass et Sattlegi ! Grâce à leur présence, les traits du vieux loup solitaire ont disparu pour quelques jours. Par mon enseignement à Genève, j'espère avoir réussi à leur transmettre un peu de ce savoir immense qui constitue les Sciences de la Terre; pour ma part, j'aurai énormément appris grâce à eux.

Les assistants techniques Pierre Desjaques et François Gischig ont quelque peu souffert entre les quartzites et les schistes. Leur peine n'a pas été vaine! Jacques Metzger a toujours été de bon conseil pour les problèmes d'ordre graphique. Merci au personnel administratif de la Section des Sciences de la Terre. Sans la fidélité à toute épreuve et les prouesses de mon Macintosh®, je n'aurais pas pu finir ce travail dans les délais impartis.

Ma reconnaissance va également au Fonds National Suisse de la Recherche Scientifique (projets n° 2.107-0.86 et 20-26218.89) qui a subventionné cette thèse.

En m'encourageant dans la voie des études, mes parents sont pour beaucoup dans l'itinéraire suivi. Mon papa physicien et informaticien m'a éveillé à la curiosité scientifique et m'a grandement aidé dans la réalisation pratique de ce travail.

Enfin, Catherine n'a pas ménagé ses encouragements durant ces quatre ans de labeur. Par ses sourires, Matthieu m'a aidé à garder le mien. Pour tout ce qu'il nous a donné de vivre, et aussi pour tout ce qu'il nous a coûté, ce travailleur est dédié.

VIII

Table des matières

Résumé Abstract Remerciements Table des matières Table des Figures Liste des Tableaux

CHAPITRE 1 : INTRODUCTION ET BUTS DE L'ETUDE 1.1 Quelques données historiques

1.2 Etat d'une question

1.3 Buts et remarques préliminaires 1.4 Enoncé du plan

CHAPITRE 2: MÉTHODES ET TERMINOLOGIE 2.1 Méthodes directes

2.2 Méthodes indirectes

2.3 Terminologie et autres éléments 2.4 Documents cartographiques

CHAPITRE 3 : CADRES GÉOGRAPHIQUE ET GÉOLOGIQUE, DONNÉES GÉNÉRALES

3.1 Cadre géographique

3.2 Cadre géologique et structural 3.2.1 Structure en grand

3.2.2 Contexte géologique des zones étudiées 3.2.3 Métamorphisme

3.2.4 Commentaire 3.3 Paléogéographie

3.3.1 Trias 3.3.2 Lias

CHAPITRE 4 : LITHOSTRA TI GRAPHIE, BIOSTRATIGRAPHIE &

SÉDIMENTOLOGIE (TORRENTHORN - ROTHÔRNER) 4.1 Historique et subdivisions proposées

4.1.1 Travaux antérieurs à 1905 4.1.2 Travaux postérieurs à 1905

4.2 Stratigraphie du massif du Torrenthom et des Rothomer 4.2.1 Le soubassement cristallin

4.2.2 Arkoses

4.2.3 Comieules, Dolomies et Mames dolomitiques 4.2.4 Schistes noirs, calcaires lumachelliques et quartzites 4.2.5 Marno-calcaires

4.2.6 Calcaires à Gryphées 4.2.7 Quartzites lités

4.2.8 Calcaires gréso-spathiques et siliceux 4.2.9 Grès massifs

4.2.1 0 Calcaires à entroques et mames

CHAPITRE 5 :VARIATIONS LONGITUDINALES ET TRANSVERSALES 5.1 Généralités

5.2 Couverture du massif du Gastern

5.2.1 Granite de Gastern et phénomènes d'altération 5.2.2 Arkoses

5.2.3 Cas particuliers 5.2.4 Age et discussion 5.3 Balme- Schwarzdolde

II N VI VIII XI XII 1 1 1 5 6 7 7 7 8 9

11 11 11 11 12 15 15 15 16 17

21 22 22 23 26 26 28 29 33 38 42 45 50 56 61 67

67 67 68

69

71 72 73

IX

5.3.1 Généralités 73

5.3.2 Balme 74

5.3.3 Schwarzdolde 75

5.3.4 Discussion 75

5.4 Lôtschepass- Kummenalp- Sattlegi 76

5.4.1 Généralités 76

5.4.2 Les affleurements triasiques 77

5.4.3 Les lambeaux liasiques 77

5.4.4 Discussion 79

5.5 Feschel - Feselalp 80

5.5.1 Généralités 80

5.5.2 Le Trias :particularités 81

5.5.3 Les environs de Feschel 81

5.5.4 La synforme de Feselalp 82

5.5.5 Les séries réduites 84

5.5.6 Interprétation et discussion 85

5.6 Le synclinal de Raron 86

5.6.1 Généralités 86

5.6.2 Stratigraphie 88

5.6.3 La faille de Rote Kuh - Gampel ("RKG") 99

5.6.4 Discussion 103

5.7 La synforme d' Arbignon 106

5.7.1 Historique 106

5.7.2 Structure 106

5.7 .3 Stratigraphie et cas particuliers 109

5.7.4 Discussion 113

5.8 Le coeur de la nappe de Morcles 115

5.8.1 Généralités 115

5.8.2 Stratigraphie 117

5.8.3 Discussion 122

5.9 Saillon et Saxon 125

5.9.1 Généralités et structure 126

5.9.2 Saillon 127

5.9.3 Saxon 132

5.9.4 Synthèse et commentaires 132

5.10 La couverture orientale du Mont Blanc (du Col des Planches au Catogne) 133

5.10.1 Col des Planches 133

5.10.2 Le Catogne 134

5.11 Région de Sembrancher 139

5.11.1Généralités 141

5.11.2 Sembrancher-Barmette 141

5.11.3 "Dalles de Sembrancher" 142

5.11.4 Discussion 142

CHAPITRE 6: SÉQUENCES DE DÉPOT 143

6.1 Remarques préliminaires 143

6.2 Coupe du Ferdenrothorn: milieux de dépôt, ponctuations et séquences de dépôt 144 6.2.1 Résumé de l'évolution verticale des milieux de dépôt 144

6.2.2 Ponctuations et séquences élémentaires 146

6.2.3 Découpage séquentiel: une proposition 148

6.2.4 Commentaires 150

6.3 Extrapolation à l'ensemble du domaine étudié 151

6.3.1 Suivi latéral des formations 151

6.3.2 Discussion et conclusion 153

6.4 Causes de la cyclicité 155

6.4.1 Origines possibles de la cyclicité 155

6.4.2 Causes envisageables pour le domaine considéré 159

6.5 Conclusions 162

x

CHAPITRE 7 : HISTOIRE DE SUBSIDENCE 163

7.1 Méthode et paramètres à considérer 163

7 .1.1 Stratigraphie et datation 164

7 .1.2 Chronostratigraphie et géochronologie 164

7.1.3 Restitution des épaisseurs 164

7 .1.4 Correction bathymétrique 170

7 .1.5 Correction eustatique 170

7 .1.6 "Backstripping" 172

7.1.7 Résumé et concept utilisé 174

7.2 Profils étudiés et cadre palinspastique 17 4

7 .2.1 Profils considérés 17 5

7 .2.2 Cadre palinspastique 179

7.3 Résultats : subsidence totale et subsidence tectonique 180

7.3.1 Modes de représentation 180

7.3.2 Cartographie (subsidence totale) 180

7.3.3 Profils significatifs (subsidence tectonique) 184

7.4 Synthèse et discussion (subsidence tectonique) 193

CHAPITRE 8 : MODÉLISATION DE LA SUBSIDENCE 195

8.1 Principe général 195

8.2 Modèles théoriques: brève revue, ou comment créer un bassin sédimentaire 195

8.2.1 Généralités, rifting passif ou actif 196

8.2.2 Modèle de Salveson et McKenzie 197

8.2.3 Variations sur un thème imposé 199

8.2.4 Autres modèles 202

8.2.5 Résumé 204

8.3 Modèles testés et paramètres utilisés 205

8.3.1 Modèles retenus :justification 205

8.3.2 Données de la lithosphère et paramètres utilisés 207

8.3.3 Rifting 'fini' 208

8.3.4 Résumé de la procédure 209

8.3.5 Contraintes imposées par l'histoire de subsidence 209

8.4 Résultats de la modélisation 210

8.4.1 Remarques préliminaires 210

8.4.2 Difficultés rencontrées 210

8.4.3 Résultats 211

8.5 Synthèse et discussion 218

8.5.1 Synthèse 218

8.5.2 Discussion 219

CHAPITRE 9 : SYNTHESE ET CONCLUSIONS 221

9.1 Apports de la stratigraphie 221

9.1.1 Stratigraphie de la région du Torrenthorn et des Rothorner 222

9 .1.2 Variations latérales 222

9.1.3 Séquences de dépôt 222

9.1.4 Contrôles de la sédimentation: conclusions 223

9.2 Subsidence et modélisation 224

9.2.1 Subsidence 224

9.2.2 Modélisation 225

9. 3 Type de bassin 226

9.4 Questions ouvertes et perspectives 227

RÉFÉRENCES 229

PLANCHES ANNEXES

Table des figures

Chapitre 1

Fig. 1.1 Carte et coupe palinspastiques pour le Jurassique supérieur Fig. 1.2 La bordure de la Terre Alémanique en Suisse orientale

Fig. 1.3 Profil palinspastique de l'extrémité occidentale du massif de l'Aar Fig. 1.4 Profil palinspastique du synclinal de Raron

Fig. 1.5 Profil palinspastique de l'Helvétique

(transversale occidentale du massif de l'Aar)

Fig. 1.6 Profil palinspastique entre Aiguilles Rouges et Mont Blanc (Chapitre 2: pas d'illustrations)

Chapitre 3

XI

2 3 4 4 5 5

Fig. 3.1 Carte tectonique de 1 'Helvétique de Suisse occidentale avec localités étudiées 13 Fig. 3.2 Coupe géologique à la terminaison occidentale du massif de l'Aar 14 Fig. 3.3 Coupe tectonique entre Aiguilles Rouges et Mont Blanc 14 Fig. 3.4 Esquisse paléogéographique de l'Europe continentale au Lias 16 Fig. 3.5 Paléogéographie liasique et faciès de l'Helvétique de Suisse occidentale 18 Fig. 3.6 Isopaques du Lias pour le domaine helvétique de Suisse occidentale 19 Chapitre 4

Fig. 4.1 Lithostratigraphie synthétique du Torrenthom et des Rothorner 27 Fig. 4.2 Coupe des Arkoses, Cornieules, Dolomies et Marnes dolomitiques 29 Fig. 4.3 Coupe des Schistes noirs, calcaires lumachelliques et quartzites 34

Fig. 4.4 Zonation des tempêtes 36

Fig. 4.5 "Diagenetic reprint model'' 39

Fig. 4.6 Faunes d'ammonites du Ferdenrothom 41

Fig. 4.7 Coupe des Calcaires à Gryphées 43

Fig. 4.8 Coupe des Quartzites lités 46

Fig. 4.9 Structures d'érosion dans les Quartzites lités 41

Fig. 4.10 Stratification en auges dans les Quartzites lités 48 Fig. 4.11 Coupe des Calcaires gréso-spathiques et siliceux 51 Fig. 4.12 Sommet des Calcaires gréso-spathiques et siliceux 53

Fig. 4.13 Coupe des Grès massifs 51

Fig. 4.14 Structures de détail dans les Grès massifs 58

Fig. 4.15 Passage des Grès massifs aux Calcaires à entroques et marnes (Rinderhütte) 62 Fig. 4.16 Contact entre les Grès massifs et les Calcaires à entroques et marnes (Galm) 63 Chapitre 5

Fig. 5.1 Ecaillage dans la série stratigraphique du Gastem 68 Fig. 5.2 Contact entre le socle de Gastem et les arkoses au Lotschepass 69 Fig. 5.3 La couverture stratigraphique du massif du Gastem 70

Fig. 5.4 Coupe du LOtschepass 78

Fig. 5.5 Coupe du Trias et Lias de la synforme de Feselalp 83 Fig. 5.6 Lacune des formations liasiques à Chalberfarich 84 Fig. 5.7 Deux coupc;s géologiques dans le synclinal de Raron 87 Fig. 5.8 Coupe de Ussers Senntum Nord: Trias et "Lias du Blaugraben" 91 Fig. 5.9 Lithostratigraphie synthétique du synclinal de Raron 93

Fig. 5.10 Les Quartzites lités de la Série de St.-German 95

Fig. 5.11 Cartographie des lentilles de la Rote Kuh 100

Fig. 5.12 Les affleurements d' Arbol : carte et coupe 102

Fig. 5.13 Reconstitution dynamique du synclinal de Raron 105

Fig. 5.14 Coupe synthétique de la synforme d' Arbignon 107

Fig. 5.15 Structuration de la partie NW de la synforme d' Arbignon 108 Fig. 5.16 Chenal dans les dolomies (synforme d'Arbignon) 110

XII

Fig. 5.17 Coupe des formations triasiques de la nappe de Morcles à Longeraie 118 Fig. 5.18 Coupe synthétique du coeur de la nappe de Morcles 121

Fig. 5.19 Evolution de la nappe de Morcles 125

Fig. 5.20 Lithostratigraphie synthétique de la colline de Saillon 128 Fig. 5.21 Types de séquences élémentaires dans les Calcaires gréso-spathiques

et siliceux de Saillon 130

Fig. 5.22 Sept coupes lithologiques schématiques entre le Catogne et Champex 137 Fig. 5.23 Evolution hypothétique de la région du Catogne (du Trias au Dogger) 140 Chapitre 6

Fig. 6.1 Résumé des milieux de dépôt pour la coupe du Ferdenrothorn Fig. 6.2 Interprétation de la coupe du Ferdenrothorn en séquences de dépôt Fig. 6.3 Variations des contraintes intra-plaques :

effets sur la subsidence et la stratigraphie

Fig. 6.4 Corrélation des séquences de dépôt avec deux référentiels globaux Chapitre 7

145 149 158 161 Fig. 7.1 Influence du choix d'une échelle-temps sur les courbes de subsidence 165 Fig. 7.2 Influence de la déformation tectonique sur les courbes de subsidence 166 Fig. 7.3 Influence des érosions sur les courbes de subsidence 167

Fig. 7.4 Principe général de la décompaction 168

Fig. 7.5 Choix de la méthode de décompaction 169

Fig. 7.6 Effet de la correction bathymétrique 171

Fig. 7. 7 Influence de la correction eustatique 171

Fig. 7.8 Synthèse de la méthode utilisée pour l'établissement des courbes de subsidence 175 Fig. 7.9 Subsidence totale: résumé des corrections faites 176 Fig. 7.10 Subsidence tectonique : résumé des corrections faites 17 6

Fig. 7.11 Position palinspastique des profils étudiés 179

Fig. 7.12 Cartographie des taux de subsidence totale (6 cartes, du Trias à l'Albien) 182-183 Fig. 7.13 Subsidences totale et tectonique : choix de profils sur fond palinspastique 186 Fig. 7.14 Régimes de subsidence reconnus : dix profils représentatifs 188-189 Fig. 7.15 Phases de subsidence tectonique reconnues, du Jura à l'Helvétique 192 Chapitre 8

Fig. 8.1 Principe général de la modélisation Fig. 8.2 Modèle de Salveson (1978)

Fig. 8.3 Modèles de subsidence utilisés : modification de la structure thermo- Fig. 8.4

Fig. 8.5 Fig. 8.6

mécanique, courbes théoriques

Modèle d'extension par cisaillement simple Influence d'un rifting de durée 'finie'

Neuf profils représentatifs et résultats de la modélisation (Chapitre 9: pas d'illustrations)

Tableau 4.1 Tableau 7.1 Tableau 7.2 Tableau 8.1 Tableau 8.2

Liste des Tableaux

Vue synoptique des unités lithostratigraphiques attribuées au Trias et au Lias pour la région du Torrenthorn et des Rothôrner, depuis 1905 Porosités initiales et coefficients lithologiques utilisés

Profils de subsidence reconstruits : codes, localisation actuelle et références bibliographiques principales

Paramètres et valeurs utilisées pour l'établissement des courbes théoriques

Résultats de la modélisation

196 198 201 204 208 216-217

24-25 169 177-178 207 212-213

Chapitre 1 buts

: Introduction et de l'étude

1.1 Quelques données historiques

Dans 1' évolution des idées sur la paléogéographie alpine, les travaux de Günzler-Seiffert (dès 1932, mais surtout 1941) marquent un tournant décisif : ils confirment en effet l'importance des mécanismes distensifs dans 1 'individualisation des domaines paléogéographiques. Ces vues vont à l'opposé des idées de "tectonique embryonnaire"

développées par Emile Argand (1916, 1920), théorie d'ailleurs sur le déclin dès le milieu des années 1930 (p. ex. Argand, 1934). La paléogéographie mésozoïque expliquée jusqu'ici par une tectonique synsédimentaire compressive devenait le résultat de mécanismes distensifs; la structuration en horsts et grabens pouvait alors voir le jour.

Entre les années 1940-1950 et 1970, d'innombrables publications ont mis en évidence des accidents distensifs précoces dans les Alpes occidentales; cette étape capitale dans l'évolution des idées s'est généralement restreinte à une description précise des phénomènes.

Les études en domaine océanique, la tectonique des plaques et les modèles actualistes ont constitué un nouvel apport décisif, permettant d'intégrer les observations ponctuelles dans un cadre global et de trouver une cause aux mouvements distensifs et compressifs ^1.1).

1.2 Etat d'une question

Suite à la confrontation avec les modèles actualistes, une structuration de type marge passive ou atlantique a été reconnue dans le domaine téthysien (Fig. 1.1A). La présence de paléofailles semble être un caractère commun à tous les domaines, tant sur la marge nord- téthysienne que sur la marge sud-téthysienne (p. ex. Trümpy, 1975, 1982; Laubscher &

Bernoulli, 1977, Fig. 1.1A; Bernoulli et al., 1979a; Lemoine, 1984; Lemoine & Trümpy, 1987 [cum biblio]).

Selon les vues actuelles, les failles synsédimentaires sont en partie responsables de l'enregistrement lithologique vertical et des variations spatiales des faciès et de leurs épaisseurs.

Elles contrôlent également la subsidence des bassins sédimentaires ou au contraire le soulèvement de certaines zones. Les paléofailles peuvent être reconnues comme telles sur le terrain ou déduites par des observations et arguments indirects : brèches d'escarpement, olistostromes, séquences de faciès, variations rapides d'épaisseurs, changements brusques de faciès, subsidence fortement différentielle, etc. (voir p. ex. Leeder & Gawthorpe, 1987;

Lemoine & Trümpy, 1987).

Dans les Alpes occidentales et centrales, une géométrie en demi-grabens a été reconnue de façon relativement sûre dans plusieurs domaines (Fig. 1.1 A et B pour leur localisation)1.2) :

1.1) L'évolution des idées depuis la théorie géosynclinale (Hall, 1859; Dana, 1873) jusqu'à la structuration en horsts et grabens est retracée, par exemple, par Trümpy (1955, 1957), Bond & Kominz (1988) et Lemoine (1988), auxquels le lecteur pourra se reporter.

1.2) Cette liste n'a pas la prétention d'être complète et n'est qu'une sélection parmi le foisonnement de travaux.

8

2 Chapitre 1

Sudalpin (y compris Apennins) Wiedenmayer (1963), Bernoulli (1964), Bernoulli &

Jenkyns (1974), Laubscher & Bernoulli (1977), Bernoulli, Kalin & Patacca (1979b), Castellarin (1980), Bally et al. (1981), Winterer & Bosellini (1981);

- Austro-alpin inférieur et central : Eberli (1985, 1988, cum biblio ), Furrer (1985, cum biblio ), Froitzheim (1988);

- Briançonnais (Préalpes Médianes) : Baud, Masson & Septfontaine (1977), Baud &

Septfontaine (1980), Mettraux (1989), Mettraux & Mosar (1989);

A N

slw

A _{Northern Margin} Oceanic Tethys Southern Margin

E A

H UH NP CP PP S C L T B F

~~-~

_ Radoolantes

l

G Oceanoc Basement

J

- Pelagtc Ltmestones ...Jurass1c ~ Shallovv-water Carbonates . ..Jurass•c

D Bastnal Maris & Ltmestones GiTIEJ Tnasstc

U Manne Breccoas [22;l Hercynoan Basement & Palaeozooc 300 km

c•. 100 km

LYON 0

MÜNCHEN 0

D

[]]]

:tnormal continental thinned continental

F

,. 5. 85

Fig. 1.1 : Coupe et carte palinspastiques des Alpes au Jurassique supérieur.

A: coupe selon Laubscher & Bernoulli (1977); H: Helvétique, UH: Ultrahelvétique, NP: Nord-pennique (Valaisan), CP: Pennique central (Briançonnais s./.), PP: Pré- piémontais, S : zone Sezia - nappe de la Dent Blanche, C : Canavese, L : bassin lombard, T: plateau de Trento, B: bassin de Belluno, F: plate-forme du Frioul. Voir Fig. B pour la position approximative de la coupe.

B : carte selon R. Trümpy (in : Lemoine & Trümpy, 1987); S : haut marginal et Cordillère tarine, A : Adula, M : Margna, H : Hochstegen, C : Czorstyn.

Voir Fig. A pour la coupe A-A'.

Introduction et buts 3

- Alpes occidentales françaises (transversale de Grenoble à Briançon) : Barféty & Gidon (1984), Lemoine (1984), Lemoine et al. (1986, cum biblio), Grand (1987, 1988), Grand, Dumont & Pinto-Bull (1987), Dumont (1988), et ensemble des tomes IV/4 et IV/5 du Bulletin de la Société géologique de France (Sème série, 1988).

Sur la coupe palinspastique (Fig. 1.1A), les domaines de l'Ultrahelvétique au Pré- piémontais pour la marge septentrionale et 1' ensemble de la marge méridionale sont représentés avec une forte structuration. Le domaine helvétique est par contre apparemment peu structuré et peu subsident, dans sa partie septentrionale du moins. Ce contraste traduit des faits connus de longue date. Il suffit de penser par exemple à la série de la nappe de la Brèche (Pré-piémontais), aux brèches de 1' Al v (Austro-alpin inférieur; Heierli, 1955) et d' Arzo (Sud-alpin; p. ex.

Wiedenmayer, 1963; Bernoulli, 1964) ou encore à l'Allgau-Formation (Austro-alpin central;

p. ex. Eberli, 1985, 1988). Ces faits d'observation n'ont pas d'équivalents directement comparables dans la série 'tranquille' du domaine helvétique. Malgré ce contraste, signe d'une évolution géodynamique probablement différente, une géométrie de type atlantique comparable à celle des domaines situés plus au sud est généralement admise pour l'Helvétique.

Ici, la reconnaissance formelle de paléofailles concerne avant tout les formations du Crétacé et du Tertiaire. Pour les niveaux stratigraphiques inférieurs, à part quelques situations bien documentées dans l'Helvétique de Suisse orientale, les accidents synsédimentaires ont avant tout été déduits de l'interprétation de certains faits de terrain:

- galets millimétriques à centimétriques de socle et de dolomies triasiques comme équivalents distaux de brèches d'escarpement;

- variations d'épaisseurs et discordances angulaires comme prismes sédimentaires;

- failles et chevauchements alpins dûs à l'inversion d'anciens accidents synsédimentaires;

- séquences gréseuses "shallowing-up" comme enregistrement indirect de blocs cristallins progressivement soulevés et soumis à 1 'érosion.

Plus précisément, depuis les travaux de Günzler-Seiffert (1932, 1941), une géométrie en blocs basculés a été proposée pour le domaine helvétique par :

- Trümpy (1949, 1971): "Flexurschollentreppe" des Alpes glaronnaises (Fig. 1.2);

- Baer (1959) et Burkhard (1988a) :ensemble de la terminaison occidentale du massif de l'Aar (Fig. 1.3 et 1.5 respectivement);

- Schlappi (1980) : "Lëtschepass-Scherzone" limitant le massif de 1 'Aar du bassin de la nappe du Doldenhom;

- Dolivo (1982) :synclinal de Raron, avec la faille de Rote Kuh- Gampel interprétée comme paléoaccident majeur (Fig. 1.4);

- Lemoine et al. (1986) et Lemoine & Trümpy (1987) : transversale Aiguilles Rouges - Mont Blanc, avec données de Huggenberger (1985) pour la nappe de Morcles (Fig. 1.6);

- Gillcrist, Coward & Mugnier (1987) : nappe de Morcles (Fig. 5.19);

- Trümpy (1958, 1975), Lemoine (1984), Lemoine & Trümpy (1987): Helvétique en général;

- Epard (1990) : régions méridionales du massif du Mont Blanc.

Bassin souabe Terre alémanique Mer bordière de la Téthys

Fig. 1.2: Coupe schématique de la Terre alémanique avec structure en marches d'escalier sur le flanc méridional (modifié d'après Trümpy, 1949). Sans échelle.

NW

4 ^{Chapitre 1}

Parmi les auteurs ci-dessus, nombreux sont ceux à reconnaître le caractère hypothétique et non univoque de leur interprétation. L'expression atténuée, par rapport aux domaines plus méridionaux, des phénomènes interprétés comme indices de paléofailles, est aussi fréquemment soulignée (p. ex. Trümpy, 1975; Lemoine & Trümpy, 1987). D'autres auteurs sont par contre plus catégoriques (p. ex. Baer, 1959).

Synclinal de Raron SE Loèche Série septentrionale Série méridionale

du Blaugraben de St-German Rhône + + +

+ + • + + + + + + • + + + + + + + + + + + • + • • + + • + + • + • + + • • + + + + + Massif

du Gastern _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ Massif de l ' A a r - - - - Skm

0

.1

Fig. 1.3: Coupe palinspastique de l'extrémité occidentale du massif de l'Aar (modifié d'après Baer, 1959).

SE

ŒJsocle

tt::::Îl Pliensbachien

Série méridionale de St-German

SI-German

t==ZJ ^Trias

1- -j Oomérien?

Mederbode

~j Hettangien

f---~ Aalénien

Série du Blaugraben

• • 1

~/-

Faille de ;~

Rote Kuh - Gampel

Grienlager Grabu Blaugraben

U

EE

"• •· Galets du socle "o' '"'' Galets dolomitiques

Fig. 1.4: Le synclinal de Raron: reconstitution pour le Lias (d'après Dolivo, 1982).

La "Série du Blaugraben" est séparée de la "Série méridionale de St.-German" par une faille normale à la hauteur de Gdibu; sa limite NW par rapport au massif du Wiwannihorn est marquée par la faille de Rote Kuh - Gampel.

NW

Les paragraphes ci-dessus soulèvent une question de cohérence : des faits comparables mais d'expression variable pour des domaines distincts, et en conséquence de signification peut-être différente, sont interprétés de façons identiques. Par exemple, un microconglomérat à galets millimétriques et une brèche à éléments décimétriques sont deux types de remaniement (faits comparables); néanmoins leur expression est différente : les galets du premier sont arrondis et de petite taille, alors que les éléments du second sont anguleux et de grande taille. ll

NW

Introduction et buts 5

est clair que leur signification ne doit pas nécessairement être identique : le premier peut être un faciès côtier, le second une brèche d'escarpement.

Ainsi, malgré une évolution manifestement différente du domaine helvétique et des domaines situés plus au sud, sur les marges tant nord-téthysienne que sud-téthysienne, une même géométrie de type atlantique est proposée. Cette structuration est considérée comme l'un des contrôles majeurs de la subsidence, des séquences de faciès et des variations d'épaisseurs.

SE Surface

DOLDENHORN i Synclinal

:de Raron Gellihorn WILDHORN ULTRA-

HELVETIQUE infra-T rrfiaire

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...

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[km] Synclinal de Presqu'île du Faille de Synclinal [km]

la Jungfrau Bietschhorn Rote Kuh - Gampel du Prabé

0 10 20 30 40 50

CJ

!> >>1

.J

Fig. 1.5 : Coupe déroulée de 1 'Helvétique à la terminaison occidentale du massif de l'Aar entre le synclinal de la Jungfrau et le synclinal du Prabé. La série n'est représentée que du Trias au Crétacé inférieur. Les échelles verticale et horizontale sont identiques (simplifié d'après Burkhard, 1988a).

NW SE

-"~ M o r c l e s na pp e

+ ^{' 1} ~~ ⁺

::=:::::::-\ \ /

,.. 0 ⁺

Helvetic nappes (Dia bi.· Wildhorn)

~

..

~

' ...._ \ •

... :

Aiguilles Rouges ^{-+ ''-}' M o n t ^t B I a n c ^10km

- Cretaceous [ ] ] ] Upper Jurassic

(incl. M.J., in places)

D

Fig. 1.6 : Coupe déroulée de 1 'Helvétique selon la transversale Aiguilles Rouges - Mont Blanc (d'après Lemoine & Trümpy, 1987, avec données de Huggenberger, 1985, pour la nappe de Morcles).

1.3 Buts et remarques préliminaires

Les buts de ce travail sont d'une part une reconsidération des arguments ayant conduit à 1 'interprétation en marge passive du domaine helvétique, plus particulièrement dans sa partie occidentale, et d'autre part une investigation des mécanismes responsables de l'enregistrement sédimentaire et de l'histoire de subsidence tels qu'ils peuvent être reconstitués.

Les points suivants serviront de guide :

- l'enregistrement sédimentaire est-il de nature "catastrophique", aléatoire, ou s'insère-t-il dans un continuum, reflet de processus cycliques périodiques ou quasi-périodiques ? Pour cette question, les méthodes de la stratigraphie séquentielle seront appliquées;

60 [km]

6 Chapitre 1

- la subsidence est-elle contrôlée par des failles ou au contraire par des processus thermiques ou des flexures lithosphériques ? Si plusieurs phases de subsidence sont reconnues, quelle est leur répartition dans le temps et l'espace? Au-delà, quels mécanismes d'extension crustale envisager?

- comment expliquer la répartition des faciès et les variations d'épaisseur?

- le domaine helvétique : quel(s) bassin(s) dans quel type de marge ?

- peut-on véritablement parler de marge ou un contexte intracratonique doit-il être envisagé?

Au-delà de ces interrogations, se posent trois questions fondamentales : celle de la part entre contrôles internes et externes sur la sédimentation et l'histoire de subsidence, celle du type de bassin et celle du contexte géodynamique.

Dans le cadre de ce travail, 1' étude stratigraphique a été restreinte au Trias et au Lias, période critique dans l'évolution des Alpes occidentales: au calme tectonique du Trias, succède une phase de distension généralisée (Lias). Les faciès du Trias et du Lias portent ainsi la mémoire des stades initiaux de l'histoire mésozoïque, déterminants pour toute l'évolution postérieure. L'histoire de subsidence a par contre été élargie à l'ensemble de la série sédimentaire.

1.4 Enoncé du plan

Après l'exposé des cadres géographique et géologique, de même que des repères paléogéographiques (chapitre 3), deux types de méthodes (chapitre 2) ont été mis en oeuvre :la première partie de ce mémoire concerne ainsi les méthodes qualifiées de directes, la seconde partie les méthodes dites indirectes.

Première partie

- grâce au lever de coupes de référence, un cadre lithostratigraphique peut être établi; une interprétation sédimentologique est proposée (chapitre 4);

- les variations latérales de faciès et d'épaisseur sont mises en évidence par la comparaison d'une dizaine de zones d'affleurement avec le référentiel précédemment établi. Les régions étudiées sont réparties selon deux transversales : la première est située à la terminaison occidentale du massif de 1 'Aar, la seconde entre les massifs des Aiguilles Rouges et du Mont Blanc (chapitre 5);

- le chapitre 6 permet la synthèse des milieux de dépôt. Le caractère aléatoire ou cyclique de la sédimentation est discuté (reconnaissance des séquences de dépôt).

Seconde partie

- 1 'histoire de subsidence porte sur 1 'ensemble de la série sédimentaire du Jura, du soubassement du Plateau et de l'Helvétique (chapitre 7). Différents modes de subsidence sont reconnus; la répartition dans 1 'espace et dans le temps des phases de subsidence est discutée.

Au préalable, la méthode et des tests comparatifs sur l'importance relative des paramètres pris en compte sont exposés;

une simulation, ou modélisation de la subsidence est effectuée au chapitre 8 : les courbes de subsidence tectonique sont comparées à trois modèles théoriques d'extension lithosphérique.

Un mécanisme pouvant être à l'origine de la subsidence peut être dégagé de cette modélisation. Ce chapitre comporte également une discussion des principaux modèles à disposition, dont les trois testés, et des limites de la méthode dans le contexte alpin.

Les apports des différentes étapes sont intégrés au chapitre 9, avec énoncé des conclusions générales et des questions soulevées par ce travail.

Chapitre 2 ^• _• Méthodes et terminologie

Différentes approches ont été nécessaires pour résoudre la problématique soulevée au chapitre précédent. Les méthodes directes comprennent un lever de terrain conventionnel, l'étude des lames minces et des analyses de laboratoire; les méthodes indirectes comportent l'étude qualitative de la subsidence et son analyse par comparaison avec des modèles théoriques.

Ce bref chapitre expose les différentes méthodes utilisées, de même que certaines précisions d'ordre terminologique.

2.1 Méthodes directes

Sur le terrain (étés 1987, 1988, 1989 et quelques compléments en été 1990), le lever de coupes lithologiques et sédimentologiques, la cartographie de détail et l'étude des relations de contact dans des affleurements déterminants constituent les méthodes principales. Ces approches ont occasionné la récolte d'environ 650 échantillons. Un log d'altération plutôt qu'un log pétrographique ou sédimentologique a été choisi pour la représentation graphique des coupes de terrain : ce mode est justifié par le caractère mixte carbonaté/siliciclastique de la sédimentation et par les rares structures sédimentaires préservées. Les codes lithologiques et autres symboles sont donnés en Annexe 1.

Au laboratoire, l'étude du microfaciès a été faite sur lames minces, "peels" colorés (alizarine et ferricyanide de potassium) et sections polies.

Des techniques particulières ont été utilisées de façon plus ponctuelle : - cathodoluminescence (appareil Technosyn 8200 MK II),

- microsonde (Université de Strasbourg, étude semi-quantitative, appareil SEM JSM-840 avec analyseur EDS Tracor-Northem),

- pyrolyse Rock-Eval,

- quantification de la déformation par la méthode Surfor (voir 7.1.3.2).

Les lames minces et autres préparations sont déposées dans les collections du Département de Géologie et Paléontologie de l'Université de Genève. Les ammonites des gisements du Ferdenrothorn (Meister & Loup, 1989) sont déposées au Museum d'Histoire Naturelle de Genève.

2.2 Méthodes indirectes

La reconstruction de diagrammes de subsidence permet d'avoir accès à l'histoire d'enfouissement du soubassement. La subsidence tectonique (ou "thermo-tectonique"), obtenue à partir de la courbe de subsidence totale après la suppression des effets de surcharge dûs aux sédiments, permet d'identifier les différents régimes de subsidence : accélération ou décroissance des taux de subsidence (approche qualitative). Dans un pas ultérieur, les courbes sont comparées à des modèles théoriques permettant de trouver un ou plusieurs mécanismes capables d'être à l'origine du bassin sédimentaire considéré (modélisation).

8 Chapitre 2

Les deux pas principaux de la méthode sont exposés en détail aux chapitres 7.1 et 8.3 respectivement; néanmoins, j'en donne ici un aperçu sommaire.

L'histoire de subsidence de 84 profils a été reconstruite, en tenant compte des paramètres suivants:

- décompaction, selon Sclater & Christie (1980), avec utilisation de 5 types lithologiques, - correction bathymétrique : valeurs minimales et maximales,

- correction eustatique : courbe à long terme de Haq, Hardenbol & V ail ( 1987, 1988),

- compensation de type Airy pour le "backstripping" et non prise en compte d'une dissipation de chaleur latérale (modèle 1D),

- correction pour la déformation tectonique et les érosions : utilisation des données de la littérature.

Les données brutes pour la construction des diagrammes de géo-histoire proviennent de la littérature et de données personnelles. La compilation bibliographique est une étape importante, et longue, de la procédure.

La modélisation a été faite par comparaison des courbes de subsidence tectonique avec trois modèles d'extension :

- extension homogène (McKenzie, 1978), - extension crustale (Royden et al., 1983),

- extension sous-crustale (Royden & Keen, 1980; Hellinger & Sclater, 1983).

Ces trois modèles sont particulièrement adéquats pour tester l'importance relative de la subsidence tectonique initiale et de la subsidence thermique.

2.3 Terminologie et autres éléments

- Les classifications utilisées sont celles de Folk (1959, 1962, également employée en présence de quartz détritique) et Dunham (1962) pour les roches carbonatées, de Dott (1964) pour les roches siliciclastiques.

- Les termes tels que micrite, microsparite, pseudosparite, etc. sont utilisés conformément à Flügel (1982); voir aussi Wilson (1975), Tucker (1981, 1988) et Tucker & Wright (1990).

- Selon le pourcentage du quartz exprimé, les termes suivants sont utilisés : - moins de 5 % : calcaire

- de 5 à 40 % : calcaire gréseux

- de 40 à 85 % : grès (qualifié de "calcaire" si la matrice est carbonatée) - plus de 85 % : quartzite.

- L'estimation visuelle du pourcentage volumétrique des éléments figurés a été faite à l'aide des tables de Bacelle & Bosellini et celles de Schafer (in : Flügel, 1982). Ce pourcentage est toujours exprimé en fonction de la roche totale, sauf dans quelques cas expressément signalés.

- La caractérisation du tri est faite par 4 qualificatifs: très bien, bien, moyennement et mal trié.

- Quatre classes permettent de décrire l' arrondilsphéricité des éléments figurés: anguleux, sub- anguleux, sub-arrondi et arrondi.

- Les classes granulométriques des sables sont les suivantes : très fin (VFS, de 63 à 125 ~),

fin (FS, de 125 à 250 ~), moyen (MS, de 250 à 500 ~), grossier (CS, de 0,5 à 1 mm), très grossier (VCS, de 1 à 2 mm).

- La zonation standard des ammonites de Dean et al. (1961), modifiée par Dommergues (1982) et Dommergues & Meister (1987) a été utilisée pour le Lias (voir Annexe 2).