MLS université de neuchâtel Institut de Géologie Structures deformation et metamorphisme dans les préalpes romandes (Suisse) Thèse de Doctorat es Sciences présentée à la Faculté des Sciences de la Terre de l'Université de Neuchâtel par JON MOSAR Février 1988 Jury de thèse: J.P. Schaer Président B. Kubier Examinateur A.O. Pfiffner Examinateur R. Plancherel Examinateur Ce dossier de quatre tirés à part, publiés entre 1988 et 1991, constitue une forme réduite de la thèse présentée à l'Institut de Géologie de l'Université de Neuchâtel pour l'obtention du grade de Docteur es Sciences. IMPRIMATUR POUR LA THÈSE S.tructures.*...défQrmat.i.Qn...e.t..iî)é.tam.Qrph.is)iie.............. dans...].es...Préal.pes...romandes........................................................ deM.o.n.s.i.e.u.r....J.o.n...Mo.s.ar... UNIVERSITE DE NEUCHATEL FACULTÉ DES SCIENCES La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtei sur le rapport des membres du jury, Me.S.5.i.ewrs...J.*-.P.»....Sc;haer*...B*...KUh.l.er.»...A*...R.f.i.f.fner (B.e.me.)....e.t..,R.,. ,P.lancherel....(.Fribourg).............................. autorise l'impression de la présente thèse. Neuchâtei, le ....2.4...ayr.ll....L99.2.......................................................... Le doyen : A. Robert LISTE DES PUBLICATIONS ET LIEU DE PARUTION Métamorphisme transporté dans les Préalpes JON MOSAR Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 68, 77-94,1988 Tectonique alpine et paléotectonique liasique dans les Préalpes Médianes en rive droite du Rhône MONIQUE METTRAUX et JON MOSAR Eclogae geol. HeIv. 82, 512-540,1989 Déformation interne dans les Préalpes médianes (Suisse) JON MOSAR Eclogae geol HeIv. 765-793,1989 Géologie structurale dans les Préalpes médianes (Suisse) Jon mosar Eclogae geol. HeIv. 84, 689-725,1991 TITRE DE LA THÈSE ET LIEU DE DÉPÔT Structures, déformation et métamorphisme dans les Préalpes Romandes (Suisse) Jon Mosar Université de Neuchâtel, Institut de Géologie 11 rue E. Argand, CH - 2007 Neuchâtel, non publiée, 122 pp, 1988 Résumé général Résumé: Les Préalpes sont constituées par plusieurs nappes dont la plus importante, la nappe des Préalpes médianes, fait l'objet de ce travail. L'ensemble de ces unités forme des Klippes totalement allochtones. Classiquement la nappe principale, d'origine pennique, est subdivisée en Préalpes médianes plastiques de position frontale et en Préalpes médianes rigides situées à l'arrière de la nappe. La partie frontale (septentrionale) est formée par une succession de grands plis orientés E-W à SSW-NNE, avec des anticlinaux failles chevauchants. Ces plis, d'extension latérale limitée, se relayent au niveau de structures en échelons. L'arrière de la nappe est formée par une, voire deux ou même trois écailles tectoniques imbriquées, inclinées vers le N/NW. Le métamorphisme (étudié par la cristallinité de l'illite) et la déformation interne (quantifiée grâce à l'observation de pellets et de macles de la calcite) de la roche sont associés et vont en augmentant depuis le front de la nappe (diagenèse; mécanismes de déformations transgranulaires) vers l'arrière de la nappe (épizone; mécanismes de déformations intragranulaires). Dans la chaîne, d'Est en Ouest, on remarque un changement de l'orientation des structures (plis, chevauchements) d'une direction ENE-WSW dans la partie orientale à NNE-SSW, voire N-S dans la partie occidentale des Préalpes médianes. L'étude et la distribution de facies associés à des failles normales synsédimentaires, révèle l'importance de deux directions prédominantes: l'une NNE-SSW l'autre E-W. Le métamorphisme (transporté), la déformation, l'âge des sédiments et la chronologie relative nous ont permis dé proposer un modèle de l'évolution temporelle et cinématique des Préalpes médianes, dans lequel la déformation (interne et à grande échelle) se fait de manière diachrone de l'arrière de la nappe (Sud) vers l'avant (Nord). Cette structuration tectono-métamorphique se fait avant l'arrivée des Préalpes médianes sur le front septentrional de l'Helvétique. Zusammenfassung: Die Voralpen, in der Schweiz Préalpes romandes genannt, bestehen aus mehreren tektonischen Deckeneinheiten. Zusammen bilden diese Decken ein System allochtoner Klippen. Vor allem die Préalpes médianes, penninischer Herkunft und wichtigste dieser Decken, wurden hier genauer untersucht. Sie werden allgemein in Préalpes médianes plastiques (der frontale, im NW gelegene Teil der Decke) und Préalpes médianes rigides (der rückwärtige, im SE gelegene Teil der Decke) unterteilt. Die Préalpes médianes plastiques bestehen aus einer Abfolge grosser E-W bis NNE-SSW gerichteter Falten. Antiklinalsrukturen sind häufig über Brüche nach Norden hin aufgeschoben. Seitlich sind diese Falten von geringer Ausdehnung (km Bereich), lösen sich jedoch in en échelon Art ab. Der rückwärtige Teil der Decke (Préalpes médianes rigides) besteht aus einer, verschiedenenorts aus zwei oder gar drei, nach N/NW hin einfallender Schuppen. Die Metamorphose (gemessen anhand von Illit-Kristallinitäten) und die interne Gesteinsverformung (gemessen an Calzit Verzwillingungen und Pellet Verformung) sind eng miteinander verstrickt Beider Intensität nimmt vom frontalen Teil der Decke (Diagenese, transgranulare Verformungsmechanismen) zum rückwärtigen Teil hin zu (Epizone, vorwiegend intragranulare Verformungsmechanismen). Parallel zur Ausdehnung der Préalpes Gebirgskette von Osten nach Westen, beobachtet man eine Veränderung der Streichrichtungen der Grossfalten und der Aufschubflächen. Während jene Streichrichtungen in den östlichen Préalpes médianes ENE-WSW sind, sind solche in den westlichen Préalpes médianes NNE-SSW bis hin zu N-S. Untersuchungen an Faziesveränderungen im Zusammenhang mit extensiver synsedimentärer Tektonik haben es ermöglicht zwei bevorzugte paläotektonische Brachsysteme hervorzuheben: ein NNE-SSW und ein E-W streichendes System. Die Metamorphose - welche transportiert ist -, die Gesteinsverformung, das Alter der Sedimente und die relative Altersabfolge verschiederner tektonischer Elemente haben es möglich gemacht ein neues kinematisches Enstehungsbild der Préalpes médianes vorzuschlagen. In diesem Modell geht die tektono- metamorphe Entwickelung diachron von S (rückwärtiger Teil der Decke) nach N hin vor (frontaler Teil der Decke). Die Hauptdeformationphase ist dabei abgeschlossen bevor die Préalpes médianes die nördliche Front des Helvetikums erreichen. Abstract: The investigation area covers the Préalpes médianes of pennine origin. They are the most important of several tectonic nappes forming the Prealpine fold and thrust belt in Switzerland and France along the NW edge of the Alps. These klippen are completely allochtonous and are classically subdivided into Préalpes médianes plastiques, forming the frontal (NW) part of the nappe and Préalpes médianes rigides, forming the trailing (SE) part of the nappe. The Préalpes médianes plastiques consist of a succession of large scale folds oriented E-W to SSW-NNE, the anticlines being frequently faulted and overthrast northward. Folds tend to die out laterally and are relayed by other folds, thus forming en échelon structures. The trailing part of the nappe (Préalpes médianes rigides) is formed by one major, in some places one or two minor, imbricated thrust slices dipping to the N/NW. Metamorphism (determined using illite crystallinity) and internal deformation (determined from pellets and calcite twinning) are closely associated and both grow when going from the frontal to the rear part of the nappe. Diagenesis and transgranular deformation mechanisms prevail in the Préalpes médianes plastiques, whereas in the Préalpes médianes rigides we have epizonal conditions with intragranular deformation mechanisms becoming more important From E to W the main differences occur in changes of the orientation of large tectonic features such as folds and thrusts, turning from ENE-WSW directions in the oriental part of the nappe to NNE-SSW and even N- S directions in the occidental part of the nappe. Studies on facies distribution associated with synsedimentary normal faults reveal the prevalence of two dominant paleofault directions: approximately NNE-SSW and E-W. Using data from studies on metamorphism - which is a transported feature in the Préalpes - deformation, sediment ages and arguments on relative chronology it was possible to propose a model for the kinematic evolution of the Préalpes médianes. In this model large and small scale deformation proceeds continuously from S (trailing edge of the nappe) to N (frontal part of the nappe), the main tectono-metamorphic structures being achieved before the Préalpes médianes reach the northern border of the Helvetic domain. SCHWEIZ. MINERAL. PETROGR. MITT. 68, 77-94, 1988 Métamorphisme transporté dans les Préalpes par Jon Mosar' Abstract Metamorphism in the Prealps has been studied using illite crystallinity and the evolution of the argilla- ceous mineral parageneses. Samples have been taken in the limestones of the Préalpes médianes and the sur- rounding units in the Chablais Prealps (France), the Préalpes Romandes (W-Switzerland) and the Stanser- horn-Arvigrat Klippen (Central Switzerland). We found evidence for an increase in the degree of metamor- phism from diagenesis in the frontal part of the nappe (Préalpes médianes plastiques) to epizonal conditions in the trailing part of the nappe (Préalpes médianes rigides). The increasing degree of metamorphism goes hand in hand with a change in the chemical composition of the white micas which have a tendency to an evolu- tion from an illite type to a muscovite type. Studying the metamorphism of the units underlying the Préalpes médianes shows that the metamorphism of the Préalpes médianes is tranported. Keywords; Prealps, transported metamorphism, illite crystallinity, diagenesis, epizone. Resumé Le métamorphisme des Préalpes est étudié par le biais de l'évolution de la paragenèse des minéraux argi- leux et de la cristallinité de l'illite. L'échantillonnage s'est fait dans les calcaires des Préalpes médianes et des unités encadrantes et ceci dans les Préalpes du Chablais (France), les Préalpes Romandes (Suisse) et les Klippes du Stanserhorn-Arvigrat (Suisse). Nous avons ainsi pu mettre en évidence une augmentation de l'in- tensité métamorphique depuis la diagenèse au front de la nappe (Préalpes médianes plastiques), jusqu'à l'épi- zone à l'arrière de la nappe (Préalpes médianes rigides). Avec le métamorphisme croissant les micas blancs originellement du type illite montrent une tendance à l'évolution vers le type muscovite. L'étude du métamor- phisme des unités encadrant les Préalpes médianes permet d'affirmer que le métamorphisme des Préalpes mé- dianes est transporté. Zusammenfassung Die Metamorphose der Voralpen wurde mit Hilfe der lllit-Kristallinität und der Veränderung der Tonmi- neral-Paragenese in Kalkgesteinen studiert. Die Proben stammen aus den Préalpes der Schweiz und Frank- reichs (Préalpes du Chablais, Préalpes Romandes) sowie aus den Stanserhorn-Arvigrat-Klippen der Zentral- Schweiz. Es konnte bewiesen werden, dass die Metamorphose von der Diagenese, in den frontalen Teilen der Decke (Préalpes médianes plastiques) bis in die Epizone, in den rückwärtigen Teilen der Decke (Préalpes médianes rigides) ansteigt. Mit ansteigender Metamorphose zeigen die Hellglimmer vom Illit-Typus eine Ten- denz in Richtung Muskovit-Typus. Die Untersuchungen in den unterliegenden Einheiten beweisen, dass die Metamorphose der Préalpes transportiert ist. 1 Institut de Géologie, Université de Neuchâtel, Il rue Emile.iArgand, ÇH-2000Neuchâtel, Switzerland. Adresse actuelle: Princeton University, Dept. of Geophysical.&^çf^i^iCTl Sfipurifls^^^ New Jersey 08544, USA. 78 MOSAR, J. !.Introduction Les Préalpes, en France et en Suisse, for- ment un ensemble de nappes tectoniques d'ori- gine paléogéographique pennique et austroal- pine. Elles sont actuellement situées au Nord des nappes helvétiques et des massifs cristallins externes (fig. I). Dans cette pile de nappes on peut distinguer trois grands ensembles: A) la nappe Supérieure et la nappe de la Brèche, B) la nappe des Préalpes médianes et C) la nappe du Niesen (Caron, 1972 et 1973; Trümpy, 1980) (fig. 2). Les différentes nappes reposent sur les flyschs ultrahelvétiques, les flyschs sub- alpins ou la molasse subalpine. Les Préalpes médianes, qui font l'objet de cette étude, forment l'ossature de l'ensemble des Préalpes avec leurs épaisses séries calcaires du Trias moyen, Lias et MaIm et leurs séries à alternances marno-calcaires du Dogger, Néo- comien et Crétacé supérieur-Tertiaire (Cou- ches Rouges). Classiquement on les subdivise en Préalpes médianes plastiques au Nord, for- mant la partie frontale de la nappe, et Préalpes médianes rigides au Sud-Sud-Est, formant la partie arrière de la nappe. La chaîne des Gast- losen-Tours d'Aï - située entre le Vanil-Noir et la Gummfluh (fig. 2b) dans la partie Ouest des Préalpes et cachée (non-affleurant) en-dessous du Turnen (fig. 2c) dans les Préalpes orientales - forme une partie intermédiaire entre ces deux ensembles. La géologie structurale des Préalpes médianes plastiques est caractérisée par des grands plis-failles tandis que dans les Préalpes médianes rigides on observe des structures che- vauchantes imbriquées (fig. 2). Pour de plus amples détails sur la géologie structurale des Préalpes on se rapportera à Badoux (1962), Badoux et Mercanton (1962), Plancherel (1979) et Mosar (1988). Peu d'études ont été faites sur le métamor- phisme des Préalpes et surtout des Préalpes mé- Fig. 1 Schéma structural simplifié. 1: nappe des Préalpes médianes; 2: nappe des flysch du Niesen; 3: nappe Supérieure et nappe de la Brèche; 4: Ultrahelvétique. Les aires désignés par les lettres a (I, II), b, c, et d indi- quent les secteurs qui ont permis de construire les coupes de la figure 3. MÉTAMORPHISME TRANSPORTÉ 79 3 kl Ui Q: Q ïùifr CC O S et i Ct Ul tri ¦3 io Ul CL CL OO C ¦g 60 CIj 3 o. O S O 3 U •o O 4> cd a CJ a. 3 cd CT Xl t- O >1 p E (D h ¦o M) C O ••CD t/1 CO en), 'S O '^ CA CD cd ^> J3 *-» "ö5 U. 4) e C ÛÛ OJ es <0 3 t: C O X O '5b 'CD C) =3 t-H olas cö (U > CA CD T3 S 'S CA CD IZI -CD h a: CD C C O S 3 CA CA ob 3 <4—I C e CD u CA voi CA (D 'E- e ••CD O CD "cd Cu CD lis ca (D CA (D cd -o ."ti CJ 3 O CA t-H J CA cd C (/3 X) O 3 O .3" CD Ö -CJ B O J2 O CD O 3 X CA .2* O CD .—I 'S CD O hJ CA O "o (U d D. CD "cö (Ä CO (U - 3 .2" W CA D M § a Vl CA -CU CU •S C .2 m - 00 '5 * MÉTAMORPHISME TRANSPORTÉ 83 O. > **.JZ •«CO. ft- -Ô1 II t« ^_^ . UtI O " O « M 3 'S -C O 3 O U1 Bj (U CO —" O O I 3 E ODS 1 S B- II» m 'C ¦— C* (U O S E^__' K ... D ES« Cj Tj « t- .S .CJ OO 60 Ii S "> -" S3 ^ cd t« .spS g. 84 MOSAR, J. J tU B cd ^A * "- ^ • 2 » » g-'- J- rt i/> CU S- ft Ï3; — >> cu « W CQ „ r; on CQ ¦S < £ « " -cu cd 13 -E-E-Sg «1 S ¦ v CQ X CJ c ¦; ! .2 U : g «g-SSD I w . « c/î 3 C 3 *To eu .2 a Î5 2 t fl o 3 - - ui s < U w.cj 3 g « C « 1O ^ ;?, w 1? »> il! ¦5=3- s$* _?E5 C B 0.2 ^l 11'S 8 .ti — çj CQ .cu g o S n ^ £ .2 'S ä e §>-8 B JgSIe » >- a v --¦ v Hilf us»» CN 0\ O) g g. u- « .g 2 £ g JS g •§ D- - - E <-> ?î 3 CJ CU W O — > J= eu cd e « Z Ü3 g. a « < a «- â>w C Ö S g g w u es a .ti 5 yj -> eu eu = 4> °f ¦^-18 3AS MÉTAMORPHISME TRANSPORTÉ 85 diagrammes triangulaires (Oinuma et al., 1972) (fig. 6). Il faut cependant noter que le dia- gramme triangulaire d'OiNUMA n'est valable que pour des conditions d'analyse bien particu- lières et ne semble s'appliquer qu'aux uniques échantillons étudiés par son auteur. Néan- moins en appliquant cette méthode à des ana- lyses de chlorites décrites dans la littérature et dont on connaît la composition chimique et l'intensité des pics de réflexion aux RX (Brind- ley et Brown, 1980; Brown et Bailey, 1962; Chatterjee, 1966; FRENZELet Schembra, 1965; Lister et Bailey, 1967; Shirozu, 1958), on peut généraliser l'interprétation que donne Oinuma (1972) en admettant que le pôle à 14  repré- sente la tendance Mg, le pôle à 7 À la tendance Fe et le pôle à 4.7 À la tendance Al. Les échantillons étudiés dans les Préalpes (fig. 6) montrent, et ceci dans toutes les litholo- gies et apparemment indépendamment de toute évolution métamorphique, des chlorites trioctaédriques riches en Fe-Mg avec un excès de Fe dans les couches silicatées. Dans diffé- rents niveaux de la nappe de la Brèche (fig. 6d, Saudan, 1986) et dans le Trias des Préalpes mé- dianes (fig. 6d) l'analyse révèle une tendance vers les chlorites riches en Mg, alors que dans les niveaux Aaléniens de l'Helvétique (fig. 6e, Burkhard, données non publiées) la tendance Fe domine. Les analyses des divers échantil- lons sont réparties sur différentes plages selon leur appartenance stratigraphique. On n'a pas pu mettre en évidence d'évolution avec le méta- morphisme croissant. Par ailleurs les fractions argileuses de 2-16 um ont une tendance plus prononcée vers le pôle Fe que les fractions fines < 2 um. Comme il s'agit probablement dans le cas des „fractions de 2-16 u,m de l'héri- tage détritique, on peut attribuer cet enrichisse- ment en Fe à l'altération (Wetzel, 1973). 2.2.GRISTALLINITÉ DE L'ILLITE La cristallinité de l'illite (indice d'aigu IA ou indice de cristallinité IC) proposé par Kübler (1964 et 1967) est défini par la largeur en degrés 29 à mi-hauteur du pic (001) à 10  de l'illite. De nombreux travaux (Dunoyer, 1969 et 1970; Esquevin, 1969; Frey, 1970; Kü- bler et al., 1979; Weaver, 1960; Weber, 1972) ont montré que cet indice varie avec le méta- morphisme subi par la roche et qu'il est donc un bon indicateur de l'intensité du métamor- phisme. On peut donc l'intégrer dans une zo- néographie du métamorphisme (fig. 7) subdivi- sée en: diagenèse (IC > 0.42), anchizone (0.42 > IO 0.25) et épizone (IC < 0.25). Ces valeurs sont fonction de l'appareillage utilisé, dans notre cas (laboratoire de l'Institut de Géo- logie de l'Université de Neuchâtel) il s'agit d'un diffractomètre Philips, 4OkV, 2OmA, à rayonnement CuKa filtré Ni, des fentes 1°, 0.2 mm, 1°, une vitesse de 2°/min. et sans mo- nochromateur (Kübler, 1986). Trois observations générales s'imposent sur les résultats obtenus. Premièrement: après comparaison des IA des préparations traitées à l'éthylèneglycol et des préparations séchées à l'air, on constate que l'IA est systématiquement plus faible après saturation à l'éthylèneglycol (fig. 8A). Cette diminution est mise en relation avec l'existence d'interstratifiés gonflants ac- compagnant les couches micacées non gon- flantes (Kübler, 1987). Dès l'anchizone pro- fonde ces interstratifiés gonflants disparaissent (fig. 8A). C'est là une confirmation indirecte de l'évolution de la paragenèse minérale avec le métamorphisme croissant. Nous avons utilisé dans les représentations graphiques de la cris- tallinité de l'illite, les valeurs des préparations traitées à l'éthylèneglycol. Deuxièmement, l'IA des fractions de 2-16 um est généralement meilleur que celui des fractions < 2 um (fig. 8B) et ceci pour les différents types de Ii- thologies. Kübler (1986) associe cette consta- tation, qui est générale, à l'influence des asso- ciations détritiques héritées dans ces granulo- métries. Troisièmement, dans les Préalpes, comme dans d'autres régions, la fluctuation de l'IA pour des échantillons pris au même en- droit peut être importante (fig. 9). Avec le mé- tamorphisme croissant cette dispersion tend à disparaître (fig. 9). Les illites des fractions < 2 um analysées dans les niveaux du MaIm des Préalpes, mon- trent que l'intensité du métamorphisme aug- mente depuis les Préalpes médianes plastiques (front de la nappe), qui sont dans la diagenèse, vers les Préalpes médianes rigides (arrière de la nappe) qui atteignent l'épizone (IA jusqu'à 0.16; fïg. 9), voir surtout l'exemple des Préalpes médianes Romandes de l'Ouest (fig. 9b). Dans les Préalpes médianes Romandes de l'Est, les micas des Couches Rouges ont subi une évolu- tion identique. Les niveaux du Trias des Pré- alpes médianes rigides ont atteint l'anchi-, épi- zone (fig. 7d d'après Baud, 1987). Les fractions 86 MOSAR, J. .6- .IM- MOLASSE ooo O O N. NIESEN N. BRECHE TRIA S /MED.) (a) 101 a Ib) •:•• 101 1 1001/1002 JcJ 10' I .25- DIAGENESE _ANCHIZONE_ EPIZONE 1 101 ------1001 /1002 —»¦ (a) MOLASSE ROUGE CHABLAIS (b) NNIESEN PREALPES ROMANDES 'E' (cl N. BRECHE " " 'W (dl PMEDIANES RIGIDES •¦ 'W Fig. 7 Diagrammes de la cristallinité de l'illite (IA) en fonction du rapport de l'intensité des pics (001)/(002) de l'illite. (a) Echantillons de la région entre St. Gingolph et Troistorrents; (b) Partie supérieure de la nappe du Niesen, région du Twierihorn; (c) d'après Saudan, (1986), région de la Gummfluh; (d) d'après Baud, (1987), Trias des calcaires de St. Triphon. de 2-16 Lim (influence sédimentaire) montrent une évolution identique bien que dans les Pré- alpes médianes plastiques la cristallinité in- dique déjà l'anchizone et que dans les Préalpes médianes rigides on est clairement dans l'épi- zone. Pour compléter notre étude et placer le mé- tamorphisme des Préalpes dans le contexte ré- gional et celui de la mise en place des nappes, nous avons étendu notre analyse du métamor- phisme aux formations de la Molasse (Molasse Rouge du Chattien des Préalpes du Chablais, échantillons provenant dé la région St. Gin- golph - Troistorrents) (fig. 2a) situées sous les Préalpes médianes rigides et plastiques et aux flyschs de la nappe du Niesen (fig. 2c) qui eux se retrouvent uniquement sous les Préalpes mé- dianes rigides. Dans les deux cas le métamor- phisme reste faible (diagenèse à anchizone sup.) pour les fractions < 2 urn (fig. 7a et b). IflG (A) 1 0.2 B.3 8.4 8.5 0.6 8.7 8.8 IRN Ifi (2-16um) (B) IfI (<2um) Fig. 8 (A) Indice d'aïgu des préparations séchées à l'air (IAN) en fonction de l'indice d'aigu des préparations traitées à l'éthylèneglycol (IAG). Ronds: Fractions <2 u.m, carrés: fractions de 2-16 um La forte proportion d'interstratifiés gonflant, responsable de la dispersion des points dans la plage de la diagenèse, disparaît avec le métamorphisme croissant. (B) Indice d'aïgu des fractions <2u.m en fonction des fractions de 2-16 u.m. Triangles: Trias, carrés: MaIm, ronds: Couches Rouges, croix: flysch de la nappe du Niesen et de la Molasse Rouge. Les cristallinités des fractions de 2-16 um sont meilleures que pour les fractions <2 \im. C'est là une in- dication de l'influence des associations détritiques héritées dans les granulométries de 2-16 Lim. 1) zone de la diagenèse, 2) anchizone, 3) épizone. MÉTAMORPHISME TRANSPORTÉ 87 ? CO Uj Q O I CO Uj Q- -j 5 Ct Q- I 1^, CO1 Uj 00 CO Uj g CO -J a. Q Uj 5: co Ul Q. Uj Ct J __L- ^t O o O I O O O O Oo lO o' O io1 CO èco" Jo0 O O .Q co Uj O Ct co Uj CJ =D O O co Ul 5- CO Ul S t 5 K- CO Co'l- Uj I4J O N Q Ul 2: o N CU Uj ^ Q o ,_ fsi ro O O 8 o lo o I (A « S °> »1 e S O §• s S Cl, (A 8U « .2 oo'öb Uj O S co Q 4> e- .2 3. •3 e- O e« S « 3 JJ ¦£ §> ¦ » 0« '-S ^ ¦» S .5 !•OS CJ O o o. N Q. tfl '¦S 8& W J Ih _l LU X LU CO LU N. NI I CO ~ LU CO S LU Q- LU O Z ^2 2 O << „, M £ö- Q. ? LU O LU Q- -5- O) z _o LU X Ü LU QT m LU Z Z LU O N Z 2 X O LU O a: O LU CO CO < LU CO LU Z LU O < -«- Ol C E E en o> j: -C Q. O L. D CO O O t(D E > o Ol SZ C «i < ILI _» (J) CO < _l O tr UJ s O h- O UJ O CO LLI Z DC UJ 2 1- < X 2 UJ CO UJ LlJ "J 2.0 O ô O O I-» ' r-^ r-- ,g. CO "3- CV) CVJ •— T— f— O O O O O O O O O O O O O O O O LO LO LO LO LO LO LO LO LO LO IO ** CO ro CO O O O O O O ff O o- O O O LO LO O LO O LAN CvJ r^- r-. r^ r-. f^ I** ^ 1*"» r- r- r-. O O O O O O O O O O O D- O O O O O O O O LO LO LO CO LO LO O O O O O O CVJ CVJ CVJ ro - CO 2.0 2.1 O O LO CO f^ r-% ro y cvj -¦— f— O O O O O O O O O Ö O O O O O O O O O vT) LO LO LO LO LO LO LO IO CO O O CO O O O O O LO LO CZ) —J CVJ f** r*- f* r^ f** C"*- f"* I*- O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O LO CO O O O O ro CO ro CO «* LO uges schis-nnëdiaire C QJ O CC C QJ CU 4-> CU QJ i- JZ OJ OJ O 3 C U Lrt O LJ OJ ¦r- C O CK .CU a J= O :=> U- O z: E ~ Q- LO ir JJ U « p CO O. O O cd 532 M. Mettraux et J. Mosar • Les Calcaires oolithiques (fig. 6) sont bien représentés dans les Ecailles B (Agre- blierai) et C (Grande-Bonavau). Ce sont des Calcaires oolithiques roux à la base, recouverts de niveaux de micrites à gastéropodes et de Calcaires oolithiques gris clair. Ce sont généralement des packstones avec 70% d'éléments figurés (essen- tiellement des ooïdes) avec des ciments ménisques occasionnels. Dans les Ecailles frontales, l'épaisseur de cette unité varie de 0 à 30 m et est totalement absente à partir de la région d'Arvel. - Les Couches de Heiti ou «Heitischichten» (Septfontaine 1983, p. 19-20) sont généralement formées d'une alternance de bancs de 10 à 20 centimètres de marnes calcaires et de calcaires argileux. Les structures sédimentaires primaires sont des lami- nations faiblement obliques, caractéristiques de la stratification oblique mamelonnée; les longueurs d'onde et amplitudes des dômes sont de 100 cm/10 cm. L'analyse de la matière organique donne des valeurs de carbone organique total de 0,29 à 0,97% pour les Tmax de 428° à 444 0C (Mettraux 1988). Cette unité est datée du Sinémurien- Pliensbachien dans la région des Tours-d'Aï (Jeannet 1913; Peterhans 1926; Met- traux 1983). Ces couches de Heiti montrent également (cœur anticlinal des Tours- d'Aï: juste avant le sommet 2178,6 m) des structures en «onlap» cachetant des failles synsédimentaires. Elles sont développées surtout dans la région située au sud d'Arvel, avec une épaisseur maximale de 200 m aux Tours-d'Aï. - Les Calcaires silico-spathiques (fig. 6) sont composés de bancs de calcaires spa- thiques de 20 à 30 centimètres d'épaisseur avec des joints ondulés renfermant de fins délits pélitiques. Les structures sédimentaires primaires visibles sont des bancs aux surfaces inférieures et supérieures «mamelonnées». La granulometrie varie d'une strate à l'autre, mais est assez homogène à l'intérieur d'un même banc (wackestone à débris d'entroques, de taille millimétrique). Cette unité est surtout présente dans la région Tinière-Rossinière et varie en épaisseur 0,30 voir 200 m (Badoux 1965). - Les Calcaires spathiques (fig. 6: S1) présents dans les Ecailles B et C sont d'âge Sinémurien (Spicher 1966; Dommergues & Meister 1987 et travaux en cours). Ces calcarénites dont les éléments figurés (40 à 80%) sont composés de lithoclastes dolo- mitiques (2 à 5 mm), de débris d'échinodermes (1 à 5 mm) et de glauconie (1 à 2 mm). Les structures sédimentaires sont les mêmes pour toute cette unité et la stratification est de type oblique mamelonnée (Guillocheau 1983); les bancs sont toujours amal- gamés et les lamines internes légèrement obliques entrecroisées. La granulometrie moyenne varie d'un banc à l'autre témoignant ainsi de la variation d'énergie liée au dépôt d'un paquet de sédiments. Cette unité est surtout développée dans la zone des écailles frontales. L'épaisseur maximale avoisine 50 mètres. - Le Pliensbachien est représenté par différentes unités: • Les Calcaires siliceux («Formation siliceuse», Spicher 1966, p. 652 ou «Forma- tion des Brasses», Septfontaine 1983). Cet ensemble marque un enrichissement relatif en Marnes au détriment des bancs de Calcaires siliceux. Les structures sédimentaires primaires montrent aussi une stratification de type oblique mame- lonnée. Les Marnes (centimétriques à la base de l'unité) deviennent dominantes au sommet. Le faciès est représenté au front de la nappe (Ecailles B et C), avec des variations d'épaisseur de 0 à 100 mètres. • Les Calcaires spathiques d'âge Pliensbachien (Dommergues et al. travaux en cours) localisés dans la région d'Arvel (et dans la «zone anticlinale de la Tinière) Tectonique et paléotectonique dans les Préalpes Médianes 533 comprennent en réalité quatre associations de faciès. Le faciès le plus commun (S2) comprend des calcarénites bioclastiques avec des entroques, des lithoclastes dolomitiques et des grains de glauconie. Ces éléments figurés sont bien triés et ont un diamètre moyen de 500 um. Les structures sédimentaires primaires sont de type HCS ou stratification oblique mamelonnée, avec des stratifications entrecroisées tabulaires de faible angle. Un faciès rare de brèches polyphasées et de mégabrèches (fig. 7) est localisé ponctuellement le long de l'axe anticlinial Tinière-Jaun-Stockhorn. Des poches et remplissages karstiques rouges (lamina- tions stromatolitiques ou matériel calcarénitique rouge (Rossinière-Drudzes) sont fréquemment associées à ces brèches. De même des remplissages de dykes neptuniens (fig. 7): Rossinière), composés de quartz imprégné de goethite sont localisés le long des failles visibles sur le terrain. Des croûtes siliceuses (Gros Linsert) très riches en fer (hématite) forment un autre faciès (Mettraux 1988). Ces niveaux sont très semblables par leur structure «en choux-fleur» et leur minéralogie à des niveaux pédogénétiques décrits par Thiry (1978), Freytet & Plaziat (1982), Summerfield (1983). Localement (Drudzes-Gros Linsert), des calcaires bioclastiques se distinguent par leur contenu en phosphates (apatite). L'épaisseur maximale de cet ensemble est de 90 mètres. - Les Calcaires et Marnes du Lias supérieur (fig. 6) sont représentés par plusieurs faciès. • L'extrême base d'une épaisseur de 0 (localement: Rossinière-Drudzes); 2 m (région d'Arvel) à une quinzaine de mètres (Ecailles B et C essentiellement), est caractérisée par deux faciès. Le premier faciès est composé (dans la région d'Arvel) de Calcaires argileux en alternance avec des Marnes, interrompus par des calcarénites occasionnelles (centimériques, granoclassées, légèrement bio- turbées). Cette unité lithologique contient de nombreux Bivalves (Astarte & Pleuromya) et de rares Bélemnites. Le second faciès (représenté dans les Ecailles) est composé de schistes bitumineux avec plus de 3% de carbone orga- nique total (Mettraux et al. 1986). Ce sont des Marnes argileuses laminées brunes à noires sans bioturbation. Certaines couches contiennent de très nom- breuses ammonites du Toarcien inférieur (Pugin 1985), et parfois des squelettes d'Ichthyosaure (Weidmann 1981). De rares niveaux de Calcaires siliceux à stra- tification oblique mamelonnée sont intercalés dans ces couches. • Les Calcaires spathiques-sihceux du Lias supérieur forment une unité, très localisée, dans la région d'Arvel-Sarse (fig. 6) et dans la zone anticlinale Tinière-Jaun-Stockhorn. Il s'agit d'une succession monotone de bancs de Cal- caires très finement spathiques-siliceux amalgamés. Ce sont des wackestones à packstones dont les éléments figurés sont des lithoclastes dolomitiques, des fragments d'échimodermes et de nombreux spicules de spongiaires de taille millimétrique. Les structures sédimentaires primaires sont de type stratification oblique mamelonnée. Vers la partie médiane (Arvel) des faisceaux de stratifica- tions obliques diminuant latéralement d'épaisseur sont proches du type de stra- tification oblique tabulaire de barres ,de marées («bundles»). Cette unité, présente dans la région Tinière-Rossinière-Jaun, varie de 0 à 150 mètres d'épaisseur. 534 M. Mettraux et J. Mosar 2.2 Interprétationdes processus de dépôt- discussion des paléobathymétries A l'aide des données précédemment décrites, l'interprétation des milieux de dépôt peut être discutée. Comme les séquences observées sont pour la plupart des séquences de tempêtes (Mettraux 1987) la signification de ces dernières est d'abord envisagée. L'état actuel des connaissances montre que les séquences de tempêtes nous permettent de caractériser l'hydrodynamique des épandages, leur environnement et les paléoba- thymétries (Aigner 1982; Guillocheau 1983). - Les associations de faciès des Calcaires lumachelliques, oolithiques, Dolomies et Marnes du Rhétien, sont des dépôts de tempêtes en milieu supra- à infratidal, et per- mettent d'estimer une paléobathymétrie variant de 0 à une trentaine de mètres. - Les associations de faciès à stratification oblique mamelonnée dominante se réa- lisent dans les «Couches de Heiti», dans les Calcaires spathiques, les Calcaires silico- spathiques et les Calcaires siliceux. La répartition spatiale de ces unités et l'estimation des profondeurs de dépôt pour chacune (de l'ordre de 20 à 30 m pour les Calcaires spathiques; légèrement plus profond, peut-être 40 mètres pour les Calcaires silico-spa- thiques et les Calcaires siliceux alors que les Couches de Heiti atteignent probablement 70 mètres) montrent que cette plate-forme est plus différenciée que dans le cas précé- dent, et que des hauts-fonds doivent séparer des zones plus déprimées (bassin de moyenne profondeur). Selon l'intensité des tempêtes (Guillocheau 1983) les séquences se situent de part et d'autre de la limite d'action des vagues, aussi les nom- bres indiqués ne sont pas absolus. - Les faciès particuliers tels les brèches polyphasés et mégabrèches, les remplis- sages de fissures et les niveaux silicifiés sont liés à des cassures affectant localement une partie de cette plate-forme (fig. 9). La géométrie et l'intensité des mouvements pourront être véritablement interprétées (fig. 10) lorsque toutes les données (analyse structurale, cartographie) seront rassemblées. 2.3 Dynamique du bassin A l'échelle du bassin la stratigraphie permet de déduire la chronologie des mouve- ments (fig. 6) mais ces derniers ont pu se poursuivre ultérieurement sans que les sédi- ments enregistrent de manière aussi marquée ces phénomènes. Les courbes de subsi- dence prises en plusieurs secteurs le long de cette coupe de la vallée du Rhône, per- mettent d'estimer plus précisément le déplacement des zones de subsidence au cours du temps. Pour établir les courbes de subsidence on tient compte de l'histoire postlia- sique, ce qui permet de mieux comprendre l'évolution de l'ensemble du bassin. - Courbes de subsidence décompactées La réalisation de ces courbes est effectuée grâce à un programme qui calcule l'épaisseur décompactée de chacune des unités. Le programme a été établi par Allen (in: Homewood et al. 1986) et adopté par R. Mayoraz (Univ. Fribourg). Les coeffi- ciants de porosités sont tirés de Ricken (1987) pour les carbonates et de Perrier & Quiblier (1974) pour les grès et les marnes. Pour chaque unité les données chiffrées sont: . t - la profondeur de la base de l'unité (en kilomètres), - la profondeur de son sommet (en kilomètres), Tectonique et paléotectonique dans les Préalpes Médianes 535 AGE (en millions d'années) CO LT) ,— •"d- UZ> en CNJ .— ro CD o> c\ OJ r— O CTl CO r-- LO n .— Cn '=3- <3 C 1 - M [NJ I OJ OJ r-1 I I 7 7 i L T i I I ? i2 ^i 4 idi— ' 1 Xt3 S ^^^ ._______------------ ______ Leysin 2 - \— 1 N. s — - ^__ Arvel _______-----------~ Î3- Tinière" 3 - N N V N. / Ma sse principale ^ \ X I ^~~-'' 8 4 - I 7 CZ 5 - CZ CU C QJ chie I CZ I CU CZ Z3 1 C CU S- fO C C CU CU CT > OJ CZ C Z3 c C en S- JD OJ CU *r- •r— -r- t/1 ¦<— -f— CU QJ QJ OJ C eu C Z3 l/l •r- > TZ) C= Xl) CU Ì-. KU r— O JZ S- J-> S- -r- O CU O XD XD U XlJ 4-> C 03 ¦+- +-> S- => S- 4-> S- >i S- CL S- JD -C CU O *0 fO X ¦«- CU - Fig. 8. Courbes de subsidences le long de la transversale dessinée dans la tig. 6 (voir explications dans le texte). Gros Linsert Corbeyrier Fig. 9. Reconstitution du milieu de dépôt au Pliensbachien-Toarcien basai. Les milieux de dépôts sont différenciés. Des hauts-fonds émergents sont le site de pédogène siliceuse, ou de karst. Les hauts-fonds submergés et balayés par les tempêtes sont colonisés par les crinoïdes. Les débris de crinoïdes et les bancs carbonates sont acheminés dans les bassins entre les hauts-fonds, par des courants de tempêtes. Des mégabrèches s'accumulent au pied des escarpe- ments dont le relief est dû à des failles transverses aux lignes générales. 536 M. Mettraux et J. Mosar a) NNW SSE PBEAlP[S MEDIANES PUSIIOUES MEDIANES RIGIDES Ecaillas Imnlales_______________Tinièn____________tee_____________Corbeyrlei Tom Al Fig. 10. Modèle (en coupe) du bassin de sédimentation des Préalpes Médianes en rive droite du Rhône au Lias. a) Ls = Lias supérieur; Lm =- Lias moyen; Li =¦ Lias inférieur. Ts ¦= Trias supérieur; Tm = Trias moyen; Ti = Trias inférieur. b) Modèles théoriques d'un système en extension selon Lemoine (1984); Gibbs (1987) et McClay & Ellis (1987) bl): simple faille listrique; 2b): Faille en rampe et plat 1. Zone de surépaisseur de sédiments; 2. Zone de surrection (antiforme), siège d'érosions synsédimentaires; 3. Créa- tion de bassins suspendus (structures en «onlap»). c) Modèle théorique d'un système en compression avec décollement: au niveau des évaporites (lorsqu'il y en avait) lors de la compression - sans échelle. - la porosité initiale de la roche, - le coefficient de porosité-profondeur, - le paléobathymétrie du sommet de l'unité. Les valeurs de porosités utilisées (à partir de données dans la literature) figurent dans le tableau 11, de même que le coefficient de porosité-profondeur. Le calcul de la correction eustatique est basé sur les données de Haq et al. (1986). La précision de cette correction est de plus ou moins 10 mètres. Pour obtenir une courbe de subsi- dence correcte, il est important de connaître la paléobathymétrie au moment du début de la subsidence. Le calcul tient compte de la correction eustatique également pour cette valeur. Les âges de la base et du sommet de l'unité sont donnés en millions d'an- nées. Il n'est pas possible de dessiner une seule courbe de subsidence pour tout le bassin, puisque celui-ci n'évolue pas de manière uniforme. Pour cette raison, cinq régions ont Tectonique et paléotectonique dans les Préalpes Médianes 537 été choisies: Leysin-Grand-Eau, Plan-Falcon, Arvel au sud de la Tinière; la Tinière, et la Masse principale au Nord. La fig. 8 montrent qu'il y a une forte subsidence dès le Rhétien (première rupture de pente), subsidence qui est différentielle jusqu'au Toarcien (ruptures 2, 3, 3' et 4) en fonction des régions. Des ruptures plus générales sont mises en évidence au Callovo- Oxfordien, à l'Aptien et au Turonien Supérieur. L'interprétation de ces courbes permet de confirmer le déplacement des zones de subsidence dans le temps (du Sud vers le Nord). Ceci est marqué (fig. 8) par le décalage des points de rupture 1 à 5 pour la période étudiée. La phase Callovo-Oxfordienne de Septfontaine (1983) coïncide avec la rupture 6 de la figure 8. Elle est suivie d'une subsidence continue du Dogger au Malm. Si les données paléobathymétriques du «Complexe Schisteux Intermédiaire» (Dupasquier, communication orale) se révèlent exactes, il y aurait une inversion marquée dès l'Aptien. Les données du Turonien Supé- rieur à l'Yprésien sont tirées de Guillaume (1986). Les Ecailles sont dépourvues de sédiments plus jeunes que le Lias, il n'est de ce fait pas possible d'établir des Courbes de subsidence pour celles-ci. Ainsi la succession stratigraphique des Ecailles A, B et C constitue dans chaque cas un paquet de sédiments dont l'épaisseur diminue vers le Sud. Elle peut être interprétée comme une accumulation de sédiments sur un système de failles de croissance synsédi- mentaire (Brun et al. 1985) sans mouvement «cassants», par opposition à des failles «cassantes» engendrant la formation de brèches. La masse principale, quand à elle, illustre un développement compatible avec des failles de croissance de «mur d'esca- lier» (Gibbs 1987, «down-stepping footwall»). Lors de l'extension liasique, l'excès de volume de sédiments accumulés grâce aux mouvements sur un «mur de faille» incliné aurait provoqué une «structure anticlinale de croissance» lors de son passage sur un replat (région des Tours-d'Aï, Tankard & Welsink 1987). Cette zone serait le siège d'une érosion sous-marine avec dépôts («onlaps») dans les zones adjacentes sans qu'il y ait besoin d'émersion. La disposition des zones de surépaisseurs (par ex. niveau «hb» à «hf» de l'Hettangien dans la région des Tours-d'Aï; fig. 6), le déplacement dans le temps des dépôts-centres (bassins suspendus ou «hangingwall basins») et l'âge des strates nous donnent des indications quant à la direction des mouvements sur des plans de failles listriques (du NW au SE). Les zones de surrection (antiforme: Tour- d'Aï, fig. 6 et fig. 10) sont le siège d'érosions synsédimentaires, alors que les sédiments reposents en «onlap» sur les failles actives. Discussion et conclusion Plutôt que d'invoquer des mouvements de bascule de «blocs rigides», comme le font Baud & Septfontaine (1980), nous proposons d'envisager un mouvement plus «souple» (Badoux & Mercanton 1962) sur des plans de failles listriques en escalier (fig. 10a et b) provoquant une «subsidence différentielle» cf. Jeannet 1913; Peterhans 1926). Cela permet de nuancer l'hypothèse de Lemoine (1984) qui propose l'action de failles listriques simples au cours du mésozoïque. Ce même auteur incline toutes les failles de la région considérée ici vers le SE. Nos propres observations montrent que pour la période étudiée une première grande faille listrique, au sud de Corbeyrier, de 538 M. Mettraux et J. Mosar pendage SE et affectant probablement le socle prétriasique (cf. Sartori 1987), était active du Rhétien jusqu'au Toarcien et probablemt au-delà. Cet accident permettrait d'expliquer les particularités des sédiments déposés dans cette partie du bassin (sud de Corbeyrier jusqu'à la Grande Eau) (fig. 1Oa). Cette même faille expliquerait l'exonda- tion des Préalpes Médianes rigides et l'érosion du Trias supérieur. La faille qui affecte la région Tinière-Arvel, à pendage NW, serait active dès l'Hettangien. Depuis le Lias et probablement jusque dans le Dogger (Mosar 1988a) voire le MaIm il y a extension NW-SE avec des paléo-failles et paléo-pentes de direction NNE-SSW et E-W prédo- minantes. Au Crétacé supérieur-Tertiaire l'extension est NNE-SSW et annonce probable- ment la fermeture du bassin dans un système en transpression (Guillaume 1986). Dès le début du plissement-chevauchement alpin des Préalpes Médianes la compression devient NW-SE. Les anciens systèmes de failles sont réactivés, souvent avec une com- posante en décrochement sénestre (Plancherel 1979 et ce travail). La reprise en compression des structures originellement en extension avec leurs particularités strati- graphiques permettraient d'expliquer l'anticlinal chevauchant des Tours-dAï (illustré dans la figure 10b). Remerciements Nous aimerions remercier tous ceux qui par leurs conseils et une lecture critique du manuscrit ont contribué à réaliser ce travail et tout particulièrement MM. Ch. Caron, P. Homewood, R. Plancherel, J.P. Schaer et M. Hoffen. Nous remercions également MM. M. Buri et P. Homewood, R. Plancherel et M. Weidmann qui ont eu l'amabilité de mettre à notre disposition leurs documents inédits, ainsi que O.A. Pfiffner et un lecteur anonyme pour une révision critique du manuscrit et A. Braun pour la dactylographie. Merci à R. Mayoraz pour l'adaptation des programmes de decompaction, et à L. Reggiani qui a perfectionné la fig. 9. L'un d'entre nous (J.M.) témoigne sa reconnaissance au FNRS (requête N" 2.686-0.82) pour son soutien financier. BIBLIOGRAPHIE Aigner, T. 1982: Calcareous tempestites: storm-dominated stratification in Upper Muschelkalk Limestones (Middle Trias, SW-Germany). In: Einsele, G. & Seilacher, A. (Ed.): Cyclic and event stratification (p. 181- 198). Springer Verlag Berlin, Heidelberg. Badoux, H. 1965: Feuille Montreux 1264 et notice explicative, Atlas géol. Suisse au 1:25 000, avec notice Comm. géol. Suisse, Bale. 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The most important of these are the "Préalpes médianes", which are the subject of this study and are classically divided into the frontal "Préalpes médianes plastiques" dominated by large fault-pro- pagation folds and the interior "Préalpes médianes rigides" dominated by large fault-bend folds. The internal deformation of limestones from the "Préalpes médianes" has been measured using the distortion of pellets as well as twinning of sparitic calcite. The strain intensity in the frontal "Préalpes médianes plastiques" is very low and dominated by transgranular deformation mechanisms, mainly pressure solution, with week development of calcite twins. This deformation is an "early" shortening parallel to bedding emphasized by the development of tec- tonic stylolites and an early rock cleavage. The strain increases going into the more internal "Préalpes médianes rigides" where intragranular deformation mechanisms prevail, such as twinning (numerous large, curved and twinned twins) and dynamic recrystallisation. The most intense strain is associated with large scale shearing due to thrusting on the basal décollements of the "Préalpes médianes" nappe and of the overlying Brèche nappe. The calcu- lated finite extension is parallel to the general NW transport direction in the vicinity of the thrust planes. Elsewhere in the nappe the extension dips at a high angle to the thrustplane's. The metamorphism of the "Préalpes médianes", which is transported relative the the underlying nappes, is closely associated with the deformation. It is studied by means of illite cristallinity and increases from diagenesis in the "Préalpes médianes plastiques" to epizone in the "Préalpes médianes rigides", probably reaching 350 °C. Both, the metamorphism and the internal deformation have taken place before the "Préalpes médianes" were emplaced onto the Helvetic nappes. RÉSUMÉ Les Préalpes romandes de Suisse sont formées par une pile de nappes de chevauchement d'origines penniques et ligure, actuellement situées sur le bord NW des nappes Helvétiques. La plus importante de ces nappes forme les Préalpes médianes, qui constituent le sujet de cet article. Classiquement on les subdivise en Préalpes médianes plas- tiques dans la partie frontale, dominées par des plis failles, et en Préalpes médianes rigides à l'arrière de la nappe, dominées elles par des écailles tectoniques avec rampes et paliers. La déformation interne a été étudiée sur des roches calcaires des Préalpes médianes en utilisant la distorsion de pellets et le maclage de grains de calcite sparitique. A l'avant de la nappe (Préalpes médianes plastiques), où la déformation est faible, ce sont surtout les mécanismes de déformation transgranulaires, principalement la dissolu- ') Institut de Géologie, Université de Neuchâtel, 11 rue Emile Argand, CH-2000 Neuchâtel, Switzerland. Adresse actuelle: Princeton University, Dept. of Geophysical & Geological Sciences, Guyot Hall, Princeton, New Jersey 08544, U.S.A. 766 J. Mosar tion - cristallisation, qui prédominent. Cette déformation «précoce» est soulignée par la formation de joints styloli- thiques tectoniques et d'un clivage schisteux précoce. L'intensité de déformation augmente lorsqu'on va vers l'ar- rière, dans les Préalpes médianes rigides, où prédominent les mécanismes de déformation intragranulaires tels que le maclage de la calcite (nombreuses macles larges, courbes et maclées) et la recristallisation dynamique. La déforma- tion est ici associée à un cisaillement à grande échelle dû aux mouvements chevauchants sur les décollements basaux de la nappe des Préalpes médianes et de la nappe de la Brèche sus-jacente. L'extension finie calculée est parallèle à la direction générale de transport vers Ie NW à proximité des plans de chevauchements. Ailleurs dans la nappe l'extension plonge avec un fort angle par rapport aux plans de chevauchements. Le métamorphisme des Préalpes médianes, qui est transporté par rapport aux unités sous-jacentes, est étroite- ment associé à la déformation interne. Son étude, par le biais de la cristallinité de l'illite, révèle une intensité méta- morphique augmentant depuis la diagenèse dans les Préalpes médianes plastiques jusqu'à l'épizone dans les Préalpes médianes rigides, atteignant probablement 350 "C. Le métamorphisme et la déformation interne se sont faits avant l'arrivée des Préalpes médianes sur les nappes Helvétiques. 1. Introduction Le présent article constitue en fait la seconde partie de ma thèse de doctorat concernant les structures, la déformation et le métamorphisme dans les Préalpes médianes romandes (Suisse) (Mosar 1988a). La première partie traite du métamor- phisme transporté (Mosar 1988b) et la troisième concerne la géologie structurale (Mosar en prep.). Les Préalpes Romandes de Suisse sont formées par un ensemble de nappes allo- chtones d'origine paléogéographique pennique et ligure. Cet ensemble, actuellement situé au NW des nappes Helvétiques (fig. I), en position frontale du système alpin, se compose de plusieurs unités: A) la nappe Supérieure (ligure) dont font partie entre autres la nappe de la Simme et la nappe du Gurnigel; B) la nappe de la Brèche; C) la nappe des Préalpes médianes et D) la nappe du Niesen (fig. 1) (Caron 1972, 1973; Trümpy 1980). Ces unités reposent soit sur la Molasse subalpine ou autochtone, soit sur les nappes de l'Helvétique par l'intermédiaire d'un coussin d'Ultrahelvétique et d'un wildflysch à lentilles d'Ultrahelvétique, de gypses et cornieules. Les Préalpes médianes, d'origine briançonnaise et subbriançonnaise, constituent l'ossature de l'édifice préalpin. Classiquement on les subdivise en Médianes Plastiques au NW, constituant la partie frontale, et en Médianes Rigides au SE (Lugeon & Gagnebin 1941), constituant la partie arrière de la nappe (fig. 1 et fig. 2). Ces deux ensembles sont séparés, dans les Préalpes médianes de l'W, par l'écaillé des Gastlosen (fig. 1). Cette écaille n'affleure plus dans la partie E des Préalpes, mais pourrait être enfouie, en retrait, sous les Médianes Rigides de la région du Niederhorn-Turnen (fig. 2). Les Préalpes médianes sont formées de roches allant du Trias moyen jusqu'au Crétacé supérieur - Tertiaire, et de flyschs éocènes formant le sommet de la série. Ce sont essentiellement des calcaires et des marnes. Des niveaux épais de calcaires se ren- contrent surtout au Trias, Lias et MaIm, alors que le Dogger et le Crétacé - Tertiaire (Néocomien et Couches Rouges) sont composés d'alternances de marnes et calcaires (Plancherel 1979; Baud & Septfontaine 1980; Trümpy 1980). Dans les Médianes Plastiques, la série va du Trias supérieur jusqu'au Crétacé supérieur - Tertiaire, suivi des flyschs éocènes. Dans les Médianes Rigides la série débute avec le Trias moyen (Baud 1972) suivi d'un Dogger très réduit et se termine par le Crétacé sup. - Tertiaire recouvert des flysch éocènes (fig. 2). Le Lias et le Crétacé inférieur (Néocomien) y sont absents. Déformation interne dans les Préalpes médianes 767 NW SE MOLESON GASTLOSEN CUMMFLUH i------------------------------------1 1,V-1^i NAPPE du CURNIOEL KWN PREALPESMEDIANE5 I I NAPPE de la SIMME s/. |0 0 | NAPPE du NIESEN I- ¦ - .1 NAPPE de la BRECHE HM ULTRAHELVETIQUE Fig. I. Carte tectonique et coupe structurale simplifiées des Préalpes (modifiées d'après Caron, 1972). AB et CD désignent le tracé des coupes de la fig. I respectivement de la fig. 2. Tectoniquement les Médianes Plastiques sont caractérisées par une suite de plis à grande échelle disposés en échelon (Schardt 1884; Jeannet 1922; Bieri 1925; Umiker 1952; Nicol 1956; Plancherel & Weidmann 1972; Plancherel 1976, 1979) (fig. 2). Ils sont accompagnés de plis métriques de second ordre dans les niveaux incompétents des alternances de marnes et calcaires. La dispersion des plis, plongeant soit vers l'W à SW soit vers l'E à NE selon le secteur étudié, reflète à une autre échelle la structure en échelon des grands plis (fig. 2 stéréogrammes synthétiques). Dans les Médianes Rigides on observe un ensemble d'écaillés tectoniques, localement imbri- quées et caractérisées par des rampes et paliers tectoniques ainsi que des failles en retour (fig. 2). Les axes de plis métriques (presque exclusivement développés dans les niveaux des Couches Rouges) ont une dispersion analogue à celle rencontrée dans les Médianes Plastiques (fig. 2, stéréogrammes synthétiques). 768 J. Mosar co Uj t. O Ul CO Ul Q 3 Q: S Ï co Uj O, Ui co Ul g co Q Ui co Ul Q. ^i Ul DIANES Ul O , S Uj co Ui co ty -j Ui ^j 5 ï tu 5 et P^ Ul Ul O ï P ^ Lu Uj s O Ui ï U PES FLYS COUC NEOC MALM DOGG. LIAS TRIAS CORNI ES Ul GURNI SIMMt BREC PRE/ EIISOlSIl Pl 1 Q: O ï 5 Ul y- Q ï O O É "i QJ Vl ^1 •o 2 a. 2 % «ï CO « 'n 5 Uj ¦= -a -° s hoc c« Cl a> I—I con rres hem ^ i_j «ou UU3 2. - ¦» •S""» £ 'B g -S C — 3 >> « « wi O 8|:8 111 éogra: de la re. Ai I^ P ¦» O OJ V3 U ? Ü lTI Déformation interne dans les Préalpes médianes 769 Dans les niveaux incompétents à alternances de calcaires et marnes on observe un clivage schisteux espacé, parallèle au' plan axial des plis métriques. Le fort éventail qu'on observe dans l'orientation du clivage est occasionné par les différences de com- pétence entre les différents niveaux, mais aussi par l'inclinaison très variable des plans axiaux des plis métriques (parfois subhorizontaux) par rapport aux plans axiaux des plis à grande échelle en général fortement redressés. Dans l'ensemble ce clivage schis- teux est très redressé dans les Médianes Plastiques, mais subhorizontal dans les Médianes Rigides, (fig. 2 stéréogrammes synthétiques). Il fait ici un angle faible avec la stratification et le plan de chevauchement séparant les Médianes Rigides de la nappe de la Brèche sus-jacente (Mosar 1988a). Le changement de style tectonique entre les Médianes Plastiques et Rigides coïncide avec un changement de l'intensité du métamorphisme. Grâce à une étude de la cristalli- nité de l'illite dans les niveaux du MaIm et des Couches Rouges (Crétacé sup.-Tertiaire) nous avons pu montrer qu'on passe de la diagenèse au front de la nappe (Médianes Plastiques) à des faciès d'épizone à l'arrière de la nappe (Médianes Rigides) (Mosar 1988a,b). Nous avons pu déduire de ces observations non seulement que la couverture des Médianes Plastiques est restée faible pendant toute leur histoire, alors qu'elle devait atteindre environ 10 km dans les Médianes Rigides, mais aussi que le métamor- phisme est transporté! Paramètres descriptifs des divers types d'ellipses et mode de calcul: rapports axiaux de l'elliopsoïde de déformation: y 1 + e2 a z 1 + e3 Ri = rapport axial initial Rf = rapport axial final (de forme) Rs = rapport axial de l'ellipse de déformation Paramètres deforme: 2£2 -C1-E3 E1 _ £ (LODE 1926, HOSSACK 1968) Paramètres d'intensité de déformation; JO = (2/3)[(ei-e2)2 + (E2-e3)2 + (£3-61)2]1' Natural octahedral unit shear (NADAI, 1963) "E-S=^-Y0 Amount of strain (NADAI 1963, HSÜ 1966) r = Rxy + Ryz -1 Deformation intensity (WATTERSON 1968) Tableau I: Formulations mathématiques des divers paramètres utilisés dans le texte. 770 J. Mosar Contrairement aux nappes Helvétiques avoisinantes (fig. I) qui sont aujourd'hui des régions classiques de l'étude de la déformation interne des roches, aucune étude n'a été entreprise dans cette direction jusqu'à ce jour dans les Préalpes, si ce n'est quel- ques observations isolées sur des ammonites aplaties. Nous avons étudié de façon quantitative et qualitative la déformation interne des calcaires par l'intermédiaire de lames minces prises dans divers niveaux le long d'un profil orienté NNW-SSE dans les Préalpes médianes de l'Est (fig. 2). La description qualitative et quantitative de la déformation passe par la notion d'el- lipsoïde de déformation, dont l'aspect peut être formulé et représenté graphiquement de diverses manières. Indépendamment des méthodes utilisées pour calculer la défor- mation, de nombreux paramètres, dont les plus importants sont donnés dans le tableau I, permettent de décrire les résultats obtenus (pour plus de détail le lecteur pourra se référer à Ramsay (1967) et Ramsay & Huber (1983,1987). Ainsi, pour pré- senter un ellipsoïde de déformation finie (EDF) donné, on utilise des paramètres de forme permettant de distinguer les formes aplaties des formes allongées. Pour décrire la quantité de déformation, on utilise des paramètres d'intensité et des paramètres de variation de volume (tableau I). Nous avons, dans ce travail et pour des raisons prati- ques, choisi d'utiliser le paramètre «v» de Lode (1926; Hossack 1968) pour décrire la forme de l'ellipsoïde de déformation et les paramètres «r» de Watterson (1968) et «es» de Nadai (1963) pour décrire l'intensité de la déformation. 2. Etude qualitative et quantitative de la déformation 2.1 Pellets et ooïdes Presque toutes les formations stratigraphiques des Préalpes médianes contiennent des niveaux à pellets permettant de quantifier la déformation. Nous avons ainsi pu faire une série continue d'analyses le long d'une coupe NNW-SSE (fig. 2) en travaillant sui- des échantillons de roches calcaires du Néocomien, du Malm, du Dogger, du Lias et du Trias (tableaux IY-V). La majorité de ces échantillons sont des roches à matrice micri- tique ou finement sparitique englobant des pellets eux-mêmes de constitution micri- tique. Plus rares sont les ooïdes au cœur formé par un grain de sparite et montrant une gaine bien développée. Les pellets étudiés sont rarement sphériques mais essentiellement de forme ovoïde (fig. 3A) et assimilables à des ellipsoïdes. Leurs rapports axiaux initiaux Ri (en deux dimensions) varient entre 1.000 et 4.167 avec une moyenne arithmétique de 1.322 et Mean: Std.Dev.: Std.Error: Variance: Coef.Var.: Count: 1.332 .282 .009 .079 21.144 903 Mode:________Geo. Mean: Har. Mean : Kurtosis :_____Skewness : 1 1.306 1.284 12.268 2.106 Tableau II: Paramètres statistiques concernant les mesures de rapports axiaux faites sur les échantillons n° 81, 91, 99 et 100, qui ont une déformation Rs=I (pas de déformation) d'après la méthode Rf/0 de Lisle (1985). Déformation interne dans les Préalpes médianes 771 (A) (B) (C) Rs = LOO Rs=1.6i Rs = 3.37 0 10mm (D) (E) (F) 0 0-5 mm 0 OS mm 0 0-5 mm Fig. 3. Figures et témoins de la déformation observés en lame mince dans les Préalpes médianes. A-C: Pellets déformés à divers degrés. Rs = rapport de l'ellipse de déformation calculée par la méthode de Lisle. En pointillé la matrice micritique. D-F: Macles de la calcite à divers stades de la déformation. Détail voir tableau HI. un écart de 0.282 (tableau LT). Ces valeurs on été obtenues pour une population de 903 pellets considérés comme non déformés (échantillons n° 81, 91, 99 et 100, où l'une des méthodes Rf/0 utilisée plus loin a donné une déformation Rs=O). Burkhard (1986a, b, 1988) donne des valeurs entre 1.3 et 1.4 pour des pellets non déformées provenant de calcaires du Dogger du Jura bâlois. 2.2 Quantification de la déformation des pellets La quantification de la déformation des objets ellipsoïdaux implique que les objets étudiés sont déformés de manière homogène au moins à l'échelle de la lame mince. Il est nécessaire de savoir s'il existe dans la roche des structures sédimentaires originelles, car elles peuvent introduire des erreurs non négligeables (Siddans 1971; Paterson 1983; Lisle 1985; Borradaile 1987). La méthode polaire d'ELLiorr (1970) nous a permis de montrer que dans nos échantillons il n'y a pas de fabrique sedimentale ori- ginelle. Afin de déterminer l'ellipsoïde de déformation finie (EDF), nous avons calculé des ellipses moyennes de déformation en deux dimensions pour trois faces mutuelle- ment perpendiculaires d'un même échantillon. Ces résultats ont ensuite été combinés à l'aide du programme Pase5 de Roberts & Siddans (1971) afin d'obtenir un ellipsoïde de déformation finie. 772 J. Mosar Peu de travaux indiquent le nombre d'objets qu'il faut mesurer afin d'obtenir un résultat «réaliste» le plus «correct» possible, au moins du point de vue des calculs sta- tistiques. Ainsi Dünnet (1969) suggère un minimum de 40 oolithes et de 40-100 galets pour sa technique RF/0. Tobish et al. (1977), en utilisant la méthode polaire d'ELuoTT (1970) considèrent que 42-70 marqueurs sont nécessaires. La méthode d'analyse statistique sur le nombre de mesures requises, présentée par Robin & Tor- rance (1987, fig. 2 p. 315), montre que dépassé 50 marqueurs, la différence (écart type) entre la moyenne «vraie» et la moyenne «calculée» pour un intervalle de. confiance donné (p.ex. 95%), ne change qu'insensiblement. Dans nos échantillons nous avons, dans la mesure du possible, essayé d'avoir entre 40 et 100 mesures par face ana- lysée. Font exception quelques échantillons avec seulement 25 à 35 mesures. Ce sont exclusivement des échantillons où la déformation est élevée et les pellets allongés bien réglés, permettant ainsi un contrôle visuel. Afin de calculer Rs nous avons utilisé la technique Rf/0 introduite par Cloos (1947) et Ramsay (1967) et développée par Dünnet (1969) et Dünnet & Siddans (1971). Nous avons employé la version de Lisle (1977a, b) décrite dans Peach & Lisle (1979) et Pfiffner (1986c) introduisant les courbes thêta. Une autre technique employée est la méthode des graphiques polaires d'ELLioTT (1970). Une troisième méthode appliquée est la technique centre à centre présentée par Hanna & Fry (1979) et Fry (1979a, b). Cette méthode, qui renseigne sur la déformation totale de la roche n'a cependant pas pu être appliquée à tous les échantillons. Rs et 0 on été déter- minés visuellement et les résultats sont essentiellement qualitatifs. Les valeurs obte- nues sont en faible accord avec celles obtenues par les autres méthodes, p.ex. la technique RF/0 de Lisle (fig. 4). En effet dans quelques cas la déformation est plus élevée dans l'ensemble de la roche (Rs Fry) que dans les pellets plus rigides (Rs Lisle) >> LL tn DC 3.0 . y = 0.774 + 0.4808X R = 0.77 ¦ iii i i i i i i i i i i i i i i i i i i ¦ i i i 10i ¦ ¦ ¦ * i .... i .... i ¦ ¦ 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 Rs Lisle 4.0 Fig. 4. Rapports de l'ellipse de déformation obtenus par la méthode Rf/0 de Lisle et la méthode centre à centre de Fry. Sont inscrits dans le diagramme la corrélation linéaire et le coefficient de corrélation R. (A) et (B) réfèrent à des types de déformation décrits dans le tecte. Déformation interne dans les Préalpes médianes 773 v paramètre de Lode1 CONSTRICTION APLATISSEMENT S Fig. 5. Diagramme de Hsü (1966) pour les pellets. T = axe de tension, S = axe de déformation plane, C = axe de compression (formulation mathématique des paramètres v et es, voir tableau I). (fig. 4, points désignés par A). Il y a aussi un exemple bien marqué où les pellets se déforment nettement plus que l'ensemble de la roche, donnant l'image d'un «fromage troué» (fig. 4, point désigné par B). Ces quelques observations contredisent le prémisse de l'absence de contraste de ductilité entre matrice et marqueurs. On peut cependant penser que les conditions permettant d'appliquer la méthode de Fry, à savoir une dis- tribution statistiquement uniforme (Ramsay & Huber 1983, p. 109) ne sont pas don- nées dans nos échantillons et ne permettent donc pas d'avoir des résultats probants. Les résultats obtenus par la méthode Rf/0 (tableau IV) montrent que nous sommes en présence d'ellipsoïdes du type constriction et du type aplatissement. Reportés dans un diagramme des Hsü (1966) les résultats semblent indiquer qu'avec une déformation croissante on passe d'un ellipsoïde de déformation en aplatissement (voire plane) vers des ellipsoïdes en constriction (fig. 5). 2.3 Macles de la calcite De nombreux auteurs dont Griggs (1953), Turner et al. (1954) et Friedmann et al. (1976) pour n'en citer que quelques uns, ont utilisé le maclage de la calcite comme 774 J. Mosar indicateur de la contrainte et de la déformation dans les roches. Les principaux élé- ments cristallographiques de la calcite sont décrits par exemple chez Wenk (1985). Leurs relations avec les paramètres de la déformation sont données dans Turner (1953), Groshong (1972, 1974) et Laurent et al. (1981). D'après Schmid (1982), Schmid et al. (1987) et Wenk (1985) l'importance du maclage de la calcite diminue avec la diminution de la taille des grains mais aussi avec l'augmentation de la tempéra- ture. Groshong et al. (1984a) suggèrent qu'à partir d'environ 300 °C, température qui correspond à un métamorphisme à la limite anchizone-epizone (Frey 1986), le maclage n'est plus compétitif en tant que mécanisme de déformation intracristallin. Il est relayé par d'autres mécanismes tel p.ex. le fluage-dislocation. 2.3.1 Etude qualitative du maclage de la calcite L'ubiquité des grains sparitiques de calcite dans les roches des Préalpes médianes et dans les unités à flyschs encaissantes, a permis de réaliser des observations conti- nues sur une coupe NNW-SSE (fig. 2). Dans les divers horizons lithologiques du Trias, INTENSITE "n^A^ TEMOINSDELA METAMORPHISME DEFORMATION ^^ DEFORMATION (MOSAR,1988a) très faible macles rectilignes et fines, les 3 systèmes peuvent être développés (fig.3D) extinction onduleuse recristallisation dans les macles fantômes d'anciennes macles entièrement recristalliées (fig.SF) Diagenese faible moyenne nombreuses macles fines et rectilignes , macles larges et rectilignes Anchizone forte Macles très nombreuses difficulté à différencier macie et hôte. On trouve des macles maclées et des macles courbes (fîg.3E) très forte Epizone Tableau HI: Correspondances entre intensité de déformation observée au microscope optique (maclage de la calcite et autres témoins de la déformation interne de la roche) et intensité métamorphique. Déformation interne dans les Préalpes médianes 775 t r l î i.e. 5.0-|__—----------------------------------------------------------------------------------------.----------------------------p 5.0 4.0 3.0 2.0 *.of (a)----------------------------------------- %•- -------------------------------------------1 3.0' 2.0 0.8' 0.4 0.0 ® :..——._î_»j: DMGfWfSf ANCHIZONE &*° O °® % g EPIZONE ® - 0.8 ¦ 0.4 0.0 (NNW) PREALPES MED. PLASTIQUES^ /^PREALPES MED. RIGIDES (SSEJ 0 5km Fig. 6. Evolution de l'intensité de la déformation et du degré de métamorphisme associé en fonction de la position structurale de chaque échantillon analysé dans la nappe des Préalpes médianes, (a) intensité de déformation r = Rxy + Ryz - 1 (Watterson, 1968) mesurée sur des pellets; (b) cristallinité de l'illite (I.C. = index d'après Kübler, voir Mosar, 1988a, b); triangles = échant. du Trias des Préalpes médianes rigides, carrés = échant. du MaIm, cercles = échant. de Couches Rouges (Crétacé sup. - Tertiaire). Les limites NNW et SSE de ce diagramme correspondent aux limites de la coupe de la fig. 2. Lias, Dogger, Malm et Néocomien, la sparite apparaît sous forme de matrice ou ciment ou encore comme claste dans une matrice micritique. Dans les différents types de veines la calcite apparaît sous forme fibreuse ou équigranulaire. Fréquemment il s'agit de veines à ouvertures multiples comme l'indiquent des traces de «crack and seal» et des études par thermoluminescence (Mettraux, comm. orale). Le fait que bon nombre de fibres sont courbes montre que les ouvertures successives (incréments de l'extension) ne se sont pas produites de manière coaxiale. Le type, la forme et l'aspect des macles changent au fur et à mesure que la déforma- tion devient plus intense (fig. 3 D-F). Cette évolution est esquissée dans le tableau HI. L'augmentation de la déformation dans les Préalpes médianes est intimement liée à l'augmentation de l'intensité du métamorphisme (fig. 6, concernant les pellets; tableau UI, concernant le maclage de la calcite). Nos observations semblent confirmer la pro- position de Groshong et al. (1984a) que le relais du maclage de la calcite par d'autres mécanismes de la déformation se fait à la limite anchizone-épizone, soit environ vers 3000C. 2.3.2 Quantification de la déformation par le maclage de la calcite La méthode base sur le principe qu'à chaque macie on peut attribuer une direction de compression (C) et de tension (T) pour former cette macie (Turner 1953; Turner & Weiss 1963). Si pour un nombre élevé de grains on peut mettre en évidence une orientation préférentielle de C et T, ces maxima peuvent être interprétés comme direc- tion de compression (raccourcissement) respectivement de tension (allongement). Alors que la méthode de Turner se base sur une orientation «optimale» (45 ° entre l'axe de compression et le plan de cisaillement), celle proposée par Pfiffner & Burk- hard (1987) tient compte du dièdre de compression entier. D'autres méthodes per- ! 776 J. Mosar N° GEO. COORD. R DEFORMATION I T AZIMUTH/PENDAGE i X Y Z El E2 E3 * Y INI El E2 E3 NAPPE DES PPXUPES MEDIENES PLhSTZQUES 41 569.SSO 147.000 « 1.09 1.05 0.87 S.12 0.60 -5.72 M 197/40 80/26 327/36 225/07 132/28 326/62 47 569.800 152.150 H 1.15 1.00 0.87 2.71 0.94 -3.64 M 34/1S 129/20 269/65 29/20 254/62 126/16 ai 607.920 170.240 M 1.00 1.00 1.00 2.81 -0.93 -i.ee V -- -- -- 117/55 222/10 318/33 82 607.770 170.030 D 1.07 1.01 0.93 2.50 -0.37 -2.13 V 150/24 318/65 056/04 167/69 73/02 343/21 64 608.060 168.810 M 3.73 1.10 -4.83 M 297/06 196/46 35/43 «S 608.450 168.020 r 3.87 -0.34 -3.53 M 60/10 340/44 179/44 (5 " " r 3.90 -0.11 -3.80 V 67/03 335/33 162/57 as " " r 3.25 0.13 -3.38 MV 69/10 329/44 169/45 16 602.220 168.570 M 2.88 0.39 -3.27 M(V) 274/42 140/36 29/26 a? 602.050 168.650 » 1.07 0.98 0.96 1.86 0.36 -2.18 M 38/42 169/45 294/14 309/01 216/74 39/16 ae 602.600 169.280 H 7.68 -1.11 -6.57 K(V) 90/26 16S/09 292/61 69 602.830 171.100 L 5.36 0.62 -5.98 M 66/19 160/06 267/70 90 604.000 172.740 M 1.00 1.00 1.00 2.81 -0.67 -2.14 V -- -- -- 189/47 311/27 59/31 91 604.120 172.680 D 1.13 1.00 0.88 3.99 -0.51 -3.48 V 86/10 353/20 202/68 70/46 193/27 301/31 92 604.080 173.030 D 1.08 1.00 0.92 1.95 1.17 -3.52 V 225/35 124/14 16/52 240/03 149/09 356/80 93 603.000 173.940 D 1.07 0.99 0.95 3.21 1.13 -4.34 M 16/02 283/60 107/30 7/05 274/33 104/57 98 604.320 171.140 D 1.10 1.02 0.90 4.32 -1.73 -2.se M 296/54 147/32 48/16 129/24 15/43 239/36 99 604.380 171.600 L 1.00 1.00 1.00 -- -- -- 100 604.450 171.790 L 1.00 1.00 1.00 3.35 -0.08 -3.27 V -- -- -- 165/27 262/12 14/60 102 601.950 168.550 D 4.91 -0.50 -4.40 M 231/35 86/46 335/19 105H 602.250 168.220 T 5.61 1.29 -6.91 M 121/24 224/26 355/54 105V " " F 6.17 1.25 -7.42 V 273/22 122/65 7/11 10ST " " r 5.41 0.26 -5.67 MV 275/10 163/65 10/23 S3 587.690 164.780 '* 2.46 0.05 -2.51 V 169/40 44/35 289/31 94 586.150 164.900 L *• 6.26 0.05 -6.30 M 65/04 331/46 159/43 96 568.150 164.900 L •• 1.05 1.00 0.95 294/52 71/39 181/24 HAPPE Df .S PACALPES MEDIANES RIGIDE. 64 597.610 154.850 M 1.43 0.96 0.73 3.75 -0.33 -3.42 M 35/10 294/44 134/44 312/05 47/44 217/46 65 597.790 155.070 M 1.36 0.96 0.77 46/14 286/60 142/25 72 606.160 159.290 T 1.85 0.48 -2.33 M 169/49 88/09 350/40 73 " " T 2.72 0.05 -2.77 V 144/62 41/07 306/27 76 599.610 1S6.740 T 2.00 1.05 -3.05 V 285/41 163/31 50/34 106 606.750 162.850 T 5.48 -1.03 -4.45 M 225/09 103/74 317/14 107 607.030 163.370 D 2.49 1.18 0.34 46/08 140/32 302/57 109 605.200 164.330 M 1.29 1.01 0.76 13.05 2.80 -15.66 V 337/06 245/21 eo/69 193/03 102/07 304/82 110 606.750 163.970 M 2.74 0.88 0.42 8.38 -1.67 -6.71 MV 287/35 190/11 85/53 262/17 10/45 157/40 111 606.600 163.780 M 2.61 0.81 0.48 300/36 204/09 100/55 113 598.210 161.590 « 1.07 1.02 0.91 14/55 106/03 200/38 129 600.800 156.000 D 1.26 1.11 0.71 9.70 3.26 -12.96 M 206/29 314/31 81/47 267/56 e/07 102/33 130 600.880 156.220 D 1.14 1.00 0.88 253/30 350/12 98/56 132b 600.440 154.650 M 2.24 0.82 0.54 9.05 1.40 -7.65 M 163/26 261/14 22/59 306/09 210/36 46/53 133 600.360 154.950 M 2.46 0.69 0.59 9.48 -1.53 -7.95 M 57/50 301/17 196/33 256/24 354/16 113/61 134 600.250 155.050 M 1.96 1.00 0.51 184/56 281/02 8/34 135 600.280 155.190 M 1.82 0.94 0.59 7.33 -2.55 -5.08 M 189/25 266/14 39/59 256/37 127/39 10/29 136 601.600 155.930 T 3.04 1.62 -4.66 V 283/47 163/25 56/32 137 601.190 155.710 T 7.54 -1.71 -5.82 MV 164/13 266/39 59/46 Tableau IV: Résultats de l'analyse de la déformation par les méthodes Rf/0 de Lisle sur les pellets (axes de l'EDF:X=l+El, Y<=l+E2, Z=l+E3) et le maclage de la calcite de Groshong (axes de l'EDF: El, E2, E3, en %). N"—numéro d'échantillon; GEO. COORD. = coordonnées géographiques d'après le système Suisse; R = apparte- nance stratigraphique de l'échantillon; T = Trias, L = Lias, D — Dogger, M — Malm, N = Néocomien (Crétacé infé- rieur), F = flysch, ** =¦ échantillons provenant du décrochement Bellegarde-Lac Noir. T = type de matériau dans lequel le maclage de la calcite a été analysé: M ¦= matrice, V = veine, MV = matrice et veine, M(V) — surtout matrice et peu de mesures dans la veine. Déformation: allongements = X et El, axe intermédiaire = Y et E2, raccourcisse- ments = Z et E3. Azimuth/pendage: orientations des trois axes des EDF calculés pour les pellets et les macles de la calcite. Déformation interne dans les Préalpes médianes 777 mettent de calculer, en plus des orientations, l'intensité de la déformation en utilisant le nombre et la largeur des macles dans chaque grain de calcite (Groshong 1972, 1974; Spang 1972). Nous avons dans ce travail employé les méthodes de Pfiffner & Burk- hard (1987), de Spang (1972) et celle de Groshong (1972, 1974). Vu la similitude des résultats nous avons choisi de ne présenter ici que les résultats obtenus par la méthode de Groshong. Les fondements mathématiques et la méthodologie, ainsi que des consi- dérations détaillées sur la précision, l'acuité et les erreurs de la méthode sont discutés dans Groshong (1972,1974), Teufel (1980) et Groshong et al. (1984a, b). La déformation maximale qu'on peut obtenir par maclage 'e' de la calcite est de 41% d'élongation et 29% de raccourcissement d'après Wenk (1985), 36% respective- ment 26% d'après Turner & Weiss (1963). Avec 17% de déformation cisaillante on macie 50% du grain de calcite et on atteint la limite de mesure significative de la méthode de Groshong (1972). Teufel (1980) et Wenk (1985) montrent que la méthode est le plus performant entre 0% et 11% de déformation. Elle prend en consi- dération des systèmes de macles imcompatibles avec le tenseur de déformation général calculé, c'est-à-dire des macles cisaillées dans le sens opposé au système général qu'on appelle des «negativ expected values» (N.E.V.; tableau V). Le pourcentage de N.E.V. permet de juger de l'homogénéité de la déformation au niveau de l'échantillon. La méthode donne la valeur de cisaillement calculée à partir de chaque macie. En enle- vant 15% des données les plus écartées de la valeur théorique (LD = largest deviation) on réduit l'erreur de calcul de 50% et le pourcentage de N.E.V. diminue (tableau V; voir aussi Groshong 1972 et 1974). Les valeurs des intensités de déformation et l'orientation de l'EDF ne sont qu'insensiblement affectées par ces corrections. 2.3.3 Résultats de la quantification du maclage de la calcite Les résultats des analyses du maclage de la calcite sont résumés dans les tableaux IV-V. Nous ne discuterons ici que les données obtenues après avoir enlevé 15% de LD. Les intensités de déformation calculées varient entre 1,85 et 13.05% d'allongement et -1.88 et -15.86% de raccourcissement. Ces mesures ont été faites sur des sparites de la matrice et/ou dans des veines. Dans les échantillons 85 et 105 (tableau IV-V) nous avons analysé les grains de calcite appartenant à la matrice (85M et 105M) et ceux provenant de veines (85V et 105V). La déformation est légèrement plus importante dans les veines que dans la matrice (environ 0.17% à 0.58%). Ceci peut s'expliquer par la taille des grains qui sont plus grands dans les veines, et se maclent plus aisément que ceux, plus petits, de la matrice. Les valeurs obtenues en combinant les deux ensembles de mesures sont inférieures à celles obtenues pour les deux groupes séparément. Les orientations d'axes, calculées pour les deux groupes et pour l'ensemble des mesures, sont très proches les unes des autres. On peut donc penser que la formation des veines est antérieure à la déformation par maclage. Des mesures faites sur un ensemble de calâtes fibreuses et un ensemble de calcites équigranulaires dans un système de veines parallèles montrent des résultats analogues. L'intensité de la déformation et l'orienta- tion des axes de l'EDF sont semblables. Calcites fibreuses et calcites équigranulaires enregistrent la déformation de la même manière. Reportées dans un diagramme de Hsü (1966) les résultats ne montrent pas de ten- dance marquée pour un type d'ellipsoïde de déformation donné (fig. 7). Il n'y a 778 J. Mosar CM (O K rt CJ CO tt r- Ol Ol U) Tt f*. Ol CO CO Tf P) Tf Ol (O Tf (O Tf Ol OJ U) O) 1". U) Ol Ov «) TT Ol Ul C r. C O O C O O Cl C C C G O G C G O C G O G O Tf O r, G O > l/l O C C. C C C C G O C O G C C O O O O C O Cl Cl C C G O G O O f) G G O O C G G G G O O O O O C C O O O c O G C G O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O ö CM p> O) Tf CO (O (O Tt U) U) CO cn CJ CD CO OJ (O (O Tf P) P) r- U) U) Tf U) ^ (O OO (O Ol (O Cl O f- Tt CM OJ CO CQ er Tf r- Ol Ol Ul P! ai Pl Tt Ul Ul CO Pl U) Cl Tt CO OJ r- r- Ul P) OJ Pl O Ol Ol OO r- _J OO Ol P! 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O) O) O CO OO LU IO P) CJ Tf P) CJ Ol p> P) (M CD 7 Ol Tt P) P) P) OJ CO Ul Ol P) P) Tt OJ Pl Tt (O f- U) Tf CO t*- r- Ul Tf U) OTAL do (N U) (O Ol CJ (O r- LU O O CJ O 7 O O O .- ° OJ O O "~ O O O O O 7 O O O T- T- O 7 O O *- T- O 7 Ol 7 P) T- T CJ T- 7 (— U) O Ol CO IO in Tt U) CJ Ol IO (O P) U) r- O) m cn CO CO Ol U) CO OJ U) c» Ol CO U) Ol P) Tt Tf I- Cl r- r«. Tt (O Tt Ol (O CO CO CJ O) CM (O m Ol O O Tf P) CO Tt O OO (T) > CM pi O O O O Pl O o Ol O Pl O Cl Cl O O OJ O O CO U) Pl Ol Cl O O Cl n O O Q O Cl C O O Cl Cl O O Cl O O O O O O O O O l/l O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O d d O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O O cn CJ ¦V CJ P) (Ti CO Ol N CT) p) CJ CO Tt O) O) U) CJ P) O Ol O) CO P) P) l'- „ f» C- CT) 1"» r-~ P) „ Ol CD Ol p> O OO r» O CJ CC ¦fl- 1— r- OJ Ol m CO Cf) O Ol CO CM P) P) P) !>. O O CO Ol in O r*. P) O) (Tl Ol OO (O l/l l/l U) CfI Ol O OJ uì a r- Tf ¦» O C- OJ OI CO O OJ I-. 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Dans des essais en laboratoire avec superposition de deux déformations Teufel (1980) observe plus de 40% de N.E.V. Pour une déformation unique et coaxiale il admet jusqu'à 15% de N.E.V. Si Groshong et al. (1984a), dans une étude dans les nappes Glaronnaises de Suisse orientale, observent entre 8% et 23% de N.E.V, Burkhard (1986a, b) dans les unités Helvétiques de Suisse occidentale donne des valeurs entre 8% et 43% pour les N.E.V. Dans notre étude sur les Préalpes nous avons entre 5% et 40% de N.E.V. (tableau V). Peut-on de ce fait encore considérer que la déformation est homogène? Il peut en effet s'agir de plusieurs déformations successives plus ou moins coaxiales, comme le suggère l'existence' de deux clivages schisteux distincts dans les Médianes Rigides (Mosar 1988a). H ne nous a cependant pas été possible de séparer pour les macles de la calcite différents incréments de déformation (voir Teufel 1980). Un autre facteur dont il faut tenir compte est l'influence d'une possible déformation rotationelle, contribuant elle aussi a augmenter le % de N.E.V En effet la possibilité d'un cisaille- 780 J. Mosar ment important est donnée au toit des Médianes Rigides par le chevauchement basai de la nappe de la Brèche, ainsi qu'au mur par le chevauchement basai des Préalpes médianes. Il semble raisonnable d'envisager, pour certaines parties tout au moins, un effet combiné de ces deux facteurs. La comparaison des résultats calculés à partir du maclage de la calcite avec ceux de la distorsion des pellets montre que dans les Médianes Plastiques la déformation enre- gistrée par les pellets est du même ordre de grandeur (0 à 10% d'allongement) que celle enregistrée par les macles de la calcite (tableau IV). Dans les Médianes Rigides au contraire le déformation par maclage est moins importante que celle enregistrée par la distorsion des pellets (tableau IV). Il faut noter que de manière générale la déformation enregistrée par maclage de la calcite est peu importante et ne constitue qu'une partie de la déformation totale enregistrée par la roche. Ainsi les mesures faites dans les Médianes Rigides reflètent probablement les derniers incréments de la déformation. L'existence de macles maclées, recristallisation de macles, etc. prouve cependant que le maclage a déjà été actif pendant des étapes précédantes de la déformation. Il nous a cependant été impossible de quantifier ces événements antérieurs de la déformation. 2.4 Dissolution - cristallisation Les témoins des phénomènes de dissolution - cristallisation, discutés par de nom- breux auteurs, dont par exemple Siddans (1972), McClay (1977), Robin (1979), Rutter (1983) et Gratier (1983, 1984), sont abondants dans les calcaires des Pré- alpes médianes, aussi bien à l'échelle macroscopique que micorscopique. Les types de figures les plus fréquents sont: les pellets et ooïdes dissous aux contacts les uns avec les autres; les pics et joints stylolithiques et le clivage schisteux illustrant la dissolution, et les veines à remplissage de calcite, plus rarement de quartz, illustrant la cristallisation. On ne trouve que rarement des remplissages fibreux de quartz ou de calcite dans des zones d'ombres de pression. La disposition à l'intérieur des plis des joints stylolithiques, du clivage schisteux et des veines va nous permettre de comprendre la cinématique de formation des ces plis. A cet effet nous avons étudié deux plis de taille centimétrique sur plusieurs coupes suc- cessives perpendiculaires à l'axe, espacées de 2 à 4 centimètres (fig. 8 et fig. 9 Néoco- mien du Vanii Noir). Sur le pli de la fig. 8a on remarque de nombreuses petites veines à remplissages calcitiques. Dans la charnière de pli le nombre de veinules et fractures augmente à tel point qu'il devient impossible de les figurer toutes (grisé de la fig. 8a). On observe des joints stylolithiques perpendiculaires à la stratification (fig. 8b), mais aussi des joints stylolithiques parallèles à la stratification. Ces derniers sont fréquem- ment confondus avec les parois des veines et ne sont pas spécifiés sur les figures. Dans le second exemple (fig. 9) on observe à l'extrados du pli une forte extension cassante donnant lieu à de nombreuses veines avec remplissage calcitique (fig. 9a). Ces veines sont larges à l'extérieur du pli et disparaissent vers l'intrados pour être relayées par des joints stylolithiques souvent parallèles au plan axial (fig. 9b). Les coupes successives permettent de souligner que les veines n'ont qu'une continuité réduite parallèlement à l'axe. Ces deux exemples mettent en évidence deux types de joints stylolithiques: ceux parallèles à la stratification qu'on peut rattacher à une origine diagénétique et ceux per- Déformation interne dans les Préalpes médianes 781 a) VEINES et FRACTURES b) STYLOLITHES 0 ¦ 10cm i____________i____________i Fig. 8. Analyse de veines et de joints stylolithiques sur un pli provenant du Néocomien du sommet du Vanii Noir. En (a) le figuré en pointillé indique les zones intensément fracturées avec de nombreuses veines; les zones en noir indi- quent des veines avec leur remplissage calcitique. So = stratification, pa = trace du plan axial. pendiculaires à la stratification. Ces derniers sont d'origine tectonique (voir aussi Droxler & Schaer 1979) et témoignent d'un raccourcissement parallèle à la stratifi- cation indiquant par là même une déformation interne précoce. L'extension à l'extrados de ces plis (veines) accompagnée d'un raccourcissement à l'in- trados indiquent un mode de plissement par déformation longitudinale - tangentielle (Ramsay 1967). L'existence de joints stylolithiques perpendiculaires à la stratification indique un raccourcissement initial parallèle à la stratification et prédatant la forma- tion du pli. 782 J.Mosar aj VEINES et FRACTURES 1Ì ¦ 2) 3) pa ^ ph pa \ 0 10 cm Fig. 9. Analyse de veines et de joints stylolithiques sur un pli du Néocomien du Vanii Noir. En (a) le figuré en poin- tillé indique les zones intensément fracturées avec de nombreuses veines. Les zones en noir indiquent les veines à remplissage calcitique. So = stratification, pa = trace du plan axial. Détail voir texte. 3. La déformation dans le cadre de la géologie régionale 3.1 Répartition spatiale de l'intensité de déformation L'intensité de déformation «r» calculée à partir des pellets est faible dans les Médianes Plastiques. Elle augmente légèrement dans la partie NW des Médianes Rigides pour devenir très importante dans la partie arrière des Médianes Rigides (fig. 6a). Elle atteint e,=174% d'extension (avec X grand axe de l'EDF = l+e,/100) et jusqu'à e3=-66% de raccourcissement (avec Z axe court de l'EDF = l+e3/100). La déformation par maclage de la calcite est en général plus faible que celle mesurée sur les pellets et ne montre pas de gradient d'intensité de déformation aussi Déformation interne dans les Préalpes médianes 783 net. Les différents indicateurs de la déformation qu'on observê'au microscope optique (fig. 3; tableau ITI) montrent une déformation faible dans les Médianes Plastiques et une déformation plus intense et qui va croissante vers l'arrière dans les Médianes Rigides. De grains peu et finement maclés on passe à des grains entièrement maclés par des maclés larges fréquemment courbes et elles-mêmes maclées. On observe dans la partie méridionale des Médianes Rigides de nombreuses maclés entièrement recris- tallisées. Cette recristallisation semble être du type dynamique avec migration aux joints de grains, comme c'est le cas dans des échantillons provenant de la base de l'écaillé de la Gummfluh à proximité du chevauchement basai des Préalpes médianes (comm. orale Schmid; Hunziker et al. 1987). Les mécanismes transgranulaires (disso- lution-cristallisation) dominant dans les Médianes Plastiques sont relayés par des mécanismes intragranulaires dans les Médianes Rigides. 3.2 Orientation des ellipsoïdes de déformation finie L'orientation spatiale de l'ellipsoïde de déformation finie est examinée en fonction du cadre tectonique (failles, chevauchements, stratification, schistosité et plis). 3.2.1 Analyse bidimensionnelle Nous avons calculé la forme et l'orientation d'une section de l'EDF parallèle à la coupe de la fig. 2, à l'aide du programme Strell mis au point par Pfiffner (1986a, b). Nous avons ensuite reporté pour chaque échantillon le grand axe de l'ellipse corres- pondante dans la coupe de la fig. 2 (fig. 10). Les résultats obtenus pour les pellets sont semblables à ceux déterminés à partir des maclés de la calcite. PREALPES MED. PLASTIQUES PREALPES MEO. RIGIDES INNW ^-^s=------------—-»_____^-^=_^/ __J^-""'" SSWI MACLES de lo CALCITE NNW_______________________ _______________________________SSE 0 5 10km Fig. 10. Distribution de l'orientation bidimensionnelle de la déformation (allongement) le long de la coupe de la fig. 2. En pointillé la trace de la stratification, en traitillé les chevauchements importants. Les chiffres réfèrent aux divers échantillons. 784 J. Mosar Dans les Médianes Plastiques le raccourcissement est plus ou moins parallèle à la stratification (fig. 10). La trace de l'allongement est subperpendiculaire à la stratifica- tion, rappelant l'orientation d'un clivage schisteux naissant (comparer aussi avec les joints stylolithiques perpendiculaires à la stratification), avec raccourcissement paral- lèle à la stratification dans un stade précoce de la déformation. Les échantillons 89 et 100, analysés par la technique du maclage, constituent une exception. Hs sont situés près d'une importante faille chevauchante. Leur raccourcissement est parallèle à la trace de cette faille. La situation est différente dans les Médianes Rigides. Dans la partie supérieure de la nappe, près du chevauchement basai de la nappe de la Brèche et de la nappe Supé- rieure, ainsi qu'à la base de la première écaille des Médianes Rigides, l'extension est subparallèle à la stratification respectivement aux plans de chevauchements (fig. 10) (stratification et plans de chevauchements sont dans les Médianes Rigides plus ou moins subparallèles, Mosar 1988a). Le parallélisme entre allongement et stratification rappelle l'orientation du clivage schisteux qui, dans la partie supérieure de la nappe (fig. 2), est subhorizontal et parallèle à la stratification et au plan de chevauchement basai de la nappe de la Brèche. Au centre de la nappe des Médianes Rigides et dans l'écaillé inférieure (échantillons 72 et 73) par contre, l'allongement fait un angle plus fort avec la stratification. 3.2.2 Analyse tridimensionnelle Afin de saisir les relations tridimensionnelles entre les plis, la stratification et FEDF nous avons utilisé des diagrammes inverses (fig. 11) représentant la position des pôles de la stratification et des axes régionaux de plis pour chaque échantillon en fonction d'un repère orthonormé formé par les trois axes x, y, et z de l'EDF. Dans les Médianes Plastiques et Rigides le raccourcissement est essentiellement subparallèle à la stratifi- cation. Cette tendance est plus marquée pour l'EDF calculé à partir des pellets que pour celui obtenu à partir des macles de la calcite (fig. 11). L'absence d'aplatissement parallèle à la stratification indique que l'effet de la compaction était négligeable. Deux tendances ressortent dans les relations entre EDF et axes régionaux de plis. Un pre- mier ensemble d'EDF ont leur extension (x) parallèle à l'axe du pli régional. Le rac- courcissement (z) y est subperpendiculaire à l'axe du pli. Dans un second groupe l'ex- tension (x) et Ie raccourcissement (z) sont obliques à la direction de l'axe du pli. Cet angle est plus important pour les résultats obtenus sur pellets (fig. 11). Afin de considérer chaque mesure séparément, nous les avons reportées dans des stéréogrammes comportant également la stratification locale et le clivage schisteux s'il est observable (fig. 12a et b). Dans les Médianes Plastiques il est difficile de voir une relation constante entre EDF et éléments tectoniques, si ce n'est que dans bon nombre de cas le raccourcissement est parallèle ou subparallèle au plan de stratification. Dans les échantillons 87 et 102 (fig. 12b) le raccourcissement (z) fait un angle très élevé avec le pôle de la schistosité, alors qu'on pourrait s'attendre a ce qu'il y soit parallèle, comme pour les échantillons 41 et 47 (fig. 13a). Dans les Médianes Rigides les observa- tions de l'étude bidimensionnelle semblent se confirmer avec quelques nuances cepen- dant. Dans la partie supérieure de la nappe, près du chevauchement basai de la nappe de la Brèche, nous observons un allongement (x) dirigé vers l'W-NW. C'est ici qu'on Déformation interne dans les Préalpes médianes 785 MACLES de la CALCITE PELLETS (a) poles de la stratification (bl axes de plis (SCHMlDr N£T, UP. HEM. ) Fig. 11. Diagrammes inverses des ellipsoïdes de déformation pour la stratification et les axes régionaux des plis. (n = nombre de données) trouve quelques échantillons (n° 109,110 p.ex) où le raccourcissement (z) se rapproche du pôle de la stratification. Plus bas dans la nappe et vers la base de la première écaille, l'allongement (x) est parallèle ou oblique à l'axe régional des plis (NE-SW). Le rac- courcissement (z), là aussi, s'écarte de son parallélisme avec le plan de stratification. Au centre de la nappe au contraire le plongement de l'axe de l'allongement (x) est fort. Le raccourcissement est parallèle au plan de la stratification ou s'en rapproche (p.ex. échantillons 72, 73,135 et 137). De l'étude de l'orientation des EDFs il ressort que: 1) dans les Médianes Plastiques le raccourcissement se fait parallèlement à la stratification et est en relation avec la for- mation des plis; 2) dans les Médianes Rigides les allongements au toit et au mur de l'écaillé principale semblent indiquer la direction de transport de cette partie de la nappe et de la nappe de la Brèche sus-jacente. Nous avons pu montrer (sur l'ensemble 786 J. Mosar (a) PELLETS-. Fig. 12a. Carte tectonique simplifiée des Préalpes médianes de l'Est avec, représentée dans des stéréogrammes, la position des divers EDF calculés à partir de la déformation des pellets. Les grands cercles représentent la stratifica- tion locale. (Canevas de Schmidt-Lambert hémisphère supérieure.) B = Boltigen; D~Diemtigen; E = Erlenbach; G - Gantrisch; H = Hohmad; N = Niederhorn; SP = Spillgerten; ST= Stockhorn; T=Turnen; TW=Twierihorn; W=Widdersgrind. des Préalpes médianes; Mosar 1988a, fig. 11), à l'aide d'axes de plis disposés sur des plans de mouvements (selon des grand cercles sur des stéréogrammes) et à l'aide d'une analyse dynamique de failles et stries de glissement, que les mouvements se font sur- tout selon des directions NW-SE à W-E, et N-S. Le sens de mouvement, conforme à la polarité générale des Alpes, se fait vers l'avant-pays situé au Nord, Nord-Ouest. On retrouve ces mêmes directions dans les allongements des EDFs au toit et au mur des Médianes Rigides. 3) Les allongements parallèles aux axes de plis restent difficiles à interpréter. Dans les Médianes Plastiques on peut penser qu'ils sont associés à Texten- Déformation interne dans les Préalpes médianes 787 (b) MACLES de la CALCITE: U-I ' 1/1 Fig; 12b. Carte tectonique simplifiée des Préalpes médianes de l'Est avec, représentée dans des stéréogrammes, la position des divers EDF calculés à partir du maclage de la calcite. Les grands cercles représentent la stratification locale. (Canevas de Schmidt-Lambert hémisphère supérieure). sion latérale, différentielle qui survient lors de la propagation latérale de plis du type «fault-propagation» (Suppe 1985). En effet cette propagation crée une courbure de l'axe du pli qui entraine une extension parallèle à l'axe. Cette hypothèse est soulignée par l'existence de veines d'extension perpendiculaires aux axes de plis et par l'orienta- tion NE-SW, c'est-à-dire parallèle aux axes, de fibres de calcite constituant le remplis- sage des veines (Mosar 1988a). Si ce même type de veines et fibres existe dans les Médianes Rigides, l'absence de grands plis y exclut cependant la même explication que dans les Médianes Plastiques. 788 J. Mosar Outre les plis à grande échelle et les chevauchements, les grands décrochements semestres N-S constituent des structures majeures dans les Préalpes médianes. Afin d'étudier les relations de ces derniers avec la déformation interne, nous avons pris comme exemple la zone de Neuschels (Bellegarde-Lac Noir), décrite en détail par Plancherel (1976 et 1979). La fig. 13b résume les résultats obtenus pour trois échan- tillons pris en association avec trois failles dans la zone de décrochement. Si deux échantillons donnent une raccourcissement N-S, le troisième (53) a son allongement MACLES DELA CALCITE ¦E W 1-------*•¦ 47 S aOD 41 AOD53 PELLETS *«»96 AXES DE L'E.D.F a * EXTENSION o • INTERMEDIAIRE o ¦ COMPRESSION STRATIFICATION FAILLES SCHISTOSIT E Canevas de Wulff hemisphere sup. Fig. 13. Représentations stéréographiques (canevas de Wulff, hémisphère supérieure) des EDF: (a) des Préalpes médianes de l'Ouest: vallée de la Sarine (41 : pont de la Tine, 47: carrière à 1'W d'Albeuve), (b) de décrochement de Bellegarde-Lac Noir (53,94, 96). Déformation interne dans les Préalpes médianes 789 dans cette direction. L'hétérogénéité dans l'enregistrement de la déformation est ici, comme sur l'ensemble des Médianes Plastiques, très marquée. De façon générale elle ressort aussi si on compare les résultats obtenus par la méthode des pellets et celle du maclage de la calcite sur un même échantillon. Si, dans de nombreux cas, au moins un des axes principaux (x ou z) a une direction semblable, il y a des cas où les axes des deux EDF ont des orientations différentes (p.ex. les échantillons 98, 82 et 64). 4. Discussion - Conclusions 1) L'analyse quantitative de la déformation et l'étude des mécanismes de la défor- mation ont montré un changement progressif depuis le front (Médianes Plastiques) vers l'arrière de la nappe (Médianes Rigides). Dans les Médianes Plastiques la défor- mation des pellets est faible et les grains de calcite ne sont que peu maclés. Dans cette région la déformation semble surtout s'accomoder par dissolution - cristallisation. Le style de déformation peut être comparé à celui observé par Droxler & Schaer (1979) dans les calcaires du Jura (Suisse), par Engelder & Lowrie (1976) dans les calcaires d'Umbria (Italie du Nord), par Groshong et al. (1984a) dans les calcaires des nappes Glarormaises supérieures de Suisse orientale, ou par Kilsdonk & Wiltschko (1988) dans les calcaires du Tennessee Pine Mountain (Appalaches, USA). Dans les Médianes Rigides, les pellets sont fortement étirés et le maclage de la calcite devient très important (plus de 16% de déformation). L'extinction onduleuse des grains de cal- cite, les macles courbes et maclées, la recristallisation dans les macles de la calcite et la recristallisation dynamique par migration aux joints de grains dans les grains de calcite (Schmid, comm. orale concernant des échantillons de Trias pris à proximité du chevau- chement basai des Médianes Rigides à la Gummfluh) sont ici autant d'indicateurs de mécanismes de déformation intragranulaire. Ce changement dans l'intensité de déformation accompagne le changement struc- tural du front jusqu'à l'arrière des Préalpes médianes (on passe de pus failles à des écailles tectoniques) et se fait parallèlement à l'augmentation du métamorphisme qui passe de la diagenèse dans la zone frontale à l'épizone dans la zone arrière (Mosar 1988b). Le relais de la dominance des mécanismes de déformation transgranulaires par des mécanismes de déformation intragranulaires coïncide avec le passage anchi- zone - épizone, soit environ vers 300 0C (Tableau HI, fig. 6). 2) Dans les Médianes Plastiques l'étude des EDF coupés perpendiculairement aux axes régionaux des plis révèle que le raccourcissement se fait plus ou moins parallèle- ment à la stratification. Ces orientations sont celles auxquelles on s'attend si les plis sont formés par compression longitudinale, ainsi que l'a montré Dieterich (1970) par des modèles sur ordinateur. L'analyse tridimensionnelle montre que si cette explication est en partie justifiée, il y a cependant un certain nombre de cas où le plan d'aplatisse- ment (xy) n'est pas parallèle à l'axe régional des plis. Il est en effet fort probable que la distribution locale des contraintes puisse présenter des différences notables avec le champ régional et soit liée à des structures tectoniques locales (p.ex. des failles). De plus le fort pourcentage de N.E.V. dans le maclage de la calcite suggère une histoire de déformation complexe, non-coaxiale. Nous pensons qu'une partie du maclage de la calcite résulterait d'un aplatissement ultime des plis, expliquant les fort % de N.E.V. et les joints stylolithiques parallèles aux plans axiaux dans les cœurs des plis. Cette hypo- 790 J. Mosar thèse est renforcée par l'observation que la majorité des plis dans les Médianes Plasti- ques appartiennent aux classes IC, 2 et 3, mais sont tous très proches des plis du type similaire (classe 2; Mosar 1988a). C'est vers ce type que convergent les plis des diffé- rentes classes lorsqu'ils sont soumis à un aplatissement (Ramsay 1967). 3) Dans les Médianes Rigides, c'est la distance normale aux chevauchements qui semble déterminer l'orientation de l'EDF. Dans la partie supérieure de la nappe, c'est le chevauchement des nappes de la Simme et de la Brèche qui provoque un cisaille- ment important. L'extension parallèle au plan de chevauchement de la nappe de la Brèche pourrait matérialiser la direction de mouvement sur ce plan (variant de E-W à S-N). Le même phénomène semble se produire à la base de l'écaillé principale des Médianes Rigides (fig. 2 et fig. 10). Les plans de chevauchements ne constituent cepen- dant pas des surfaces planes, mais ils sont gauchis (Mosar 1988a). Les variations de l'orientation de la stratification, subparallèle aux chevauchements (fig. 10), reflètent ces courbures. Ce sont ces variations qu'on peut invoquer afin d'expliquer les différentes directions d'extension observées dans la partie supérieure de la nappe. Nous suggérons que l'écaillé des Médianes Rigides est prise en cisaillement entre le chevauchement basai des Préalpes médianes et celui de la nappe de la Brèche. Ce cisaillement entraîne une déformation plus intense et une orientation des allongements des EDF parallèles à la direction de transport (sens du cisaillement) dans les roches a proximité du chevauchement. Au centre de l'écaillé par contre l'orientation de l'EDF pourrait refléter un clivage schisteux naissant, perpendiculaire à la stratification (ana- logue aux Médianes Plastiques). Le passage progressif de la nappe sur une rampe crée- rait un, voire deux clivages schisteux successifs (Sanderson 1982). La complexité de la superposition de ces événements est illustrée par la juxtaposition dans des veines et dans la matrice de grains de calcite faiblement maclés, de grains avec des macles courbes et des macles maclées et de grains avec de la recristallisation dynamique. De même le fort % de N.E.V. suggère une déformation complexe rotationnelle qui peut s'intégrer dans un modèle avec cisaillement. 4) Si la déformation interne des Préalpes médianes est le résultat d'une compres- sion générale de ses niveaux sédimentaires, son expression et son histoire ne sont pas les mêmes dans les Médianes Plastiques et les Médianes Rigides. Dans les premières cette déformation est associée au plissement. Elle s'est faite après la mise en place de la nappe Supérieure sur les Médianes Plastiques, car on sait que le chevauchement basai de la nappe Supérieure est replissé avec les plis des Médianes Plastiques. Dans les Médianes Rigides nous pensons qu'une première partie de la déformation résulte de la mise en place de la nappe de la Brèche, qui elle supporte la nappe Supérieure, sur les Médianes Rigides. Une prochaine «phase» de la déformation intervient lors de la for- mation d'une rampe et de paliers de chevauchement dans les Médianes Rigides. Ce sont les mouvements sur ce plan de chevauchement qui occasionneraient un bombe- ment et faillage du chevauchement basai de la nappe de la Brèche (Mosar 1988a). La déformation se fait donc de manière diachrone depuis les Médianes Rigides (depuis l'arrivée de la nappe de la Brèche et de la nappe Supérieure) vers les Médianes Plastiques (après l'arrivée de la nappe Supérieure). L'intime association entre la défor- mation interne et le métamorphisme et le fait que ce dernier est transporté (Mosar 1988a, b) nous amène à dire que la déformation est précoce, c'est-à-dire antérieure au transport des Préalpes médianes par dessus les nappes Helvétiques. Déformation interne dans les Préalpes médianes 791 5) Si à nos yeux la structure, la déformation et le métamorphisme des Préalpes médianes sont ainsi le résultat d'un événement tectono-métamorphique diachrone pré- coce, il faut noter que d'autres approches, notamment celle de Plancherel (1979), conçoivent qu'une partie, voire toute, la déformation, au moins dans les Médianes Plastiques, est post-emplacement (d'âge mio-pliocène). Des études sur la géométrie et la cinématique des plis-failles dans les Médianes Plastiques, actuellement en cours, semblent en effet indiquer que le style tectonique actuel peut, au moins partiellement, s'expliquer par la formation et l'activité par exemple de failles et rampes tectoniques dans le soubassement des Préalpes (molasse et/ou socle). Alors que dans l'interprétation de nos résultats sur le métamorphisme (Mosar 1988b) le passage diagenèse-épizone entre Médianes Plastiques et Rigides est consi- déré comme continu et progressif, des conclusions différentes sur la chronologie de la structuration s'imposent évidemment si on admet qu'il ne s'agit pas d'un gradient, mais d'un saut brusque. Notamment la structuration des Médianes Plastiques et celle des Médianes Rigides pourraient alors constituer deux événements différents. (Des tableaux avec l'ensemble des données sur la déformation interne peuvent être obtenus par demande à l'auteur de l'article). Remerciements J'aimerais témoigner ma reconnaissance à MJ.P. Schaer, qui est à l'origine de ce travail, MM.M. Burkhard, J.C. Hunziker, B. Kubier, F. Persoz, A. Pfiffner, R. Plancherel et S. Schmid pour leur aide et leurs nombreux conseils. Ce travail à pu être réalisé grâce au soutien financier du Fonds national Suisse (requête FN n°2.837-0.85) et de l'Uni- versité de Neuchâtel, je leur témoigne ma gratitude. BIBLIOGRAPHIE Baud, A. 1972: Observations et hypothèses sur la géologie de la partie radicale des Préalpes médianes. Eclogae géol. HeIv. 65/1,43-55. Baud, A. & Septfontaine, M. 1980: Présentation d'un profil palinspastique de la nappe des Préalpes médianes en Suisse occidentale. Eclogae géol. HeIv. 73/2,651-660. Bier], P. 1925: Der Bau der Klippendecke zwischen Gantrisch und Simmental (Berner Oberland). Jb. phil. Fak. II Univ. Bern 5, 89-109. Borradaile, G.J. 1987: Analysis of strained sedimentary fabrics: a review and tests. Can. J. Earth Sci. 24,442-455. Burkhard, M. 1986a: Déformation des calcaires de l'Helvétique de la Suisse occidentale (Phénomènes, méca- nismes et interprétation tectoniques). Rev. géol. dyn. géograph. phys. 27/5, 281-301. — 1986b: L'Helvétique de la bordure occidentale du Massif de l'Aar. 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L'arrière de la nappe est formée par une, voire deux ou même trois écailles tectoniques imbriquées, inclinées vers le N/NW. Ces écailles se sont développées sur des rampes et plats en adoptant une géométrie du type fault-bend fold. Deux directions de transport S-N et SE-NW vers l'avant pays alpin ont pu être mises en évidence. La géométrie des structures des Préalpes médianes, leur relations avec les unités encaissantes et l'âge des sédiments les plus jeunes dans les différentes unités préalpines permettent de proposer un nouveau modèle du développement structural des Préalpes médianes. Cette structuration tectono-métamorphique se fait de manière diachrone depuis l'arrière de la nappe (Sud) vers l'avant (Nord) et avant l'arrivée des Préalpes médianes sur le front septentrional de l'Helvétique. ABSTRACT The Préalpes médianes plastiques romandes (Switzerland) consist of a succession of large scale fault related folds, mainly of fault-propagation fold type, oriented E-W in the oriental part of the nappe to NNE-SSW and even N-S in the occidental part of the nappe. Folds and their genetically linked thrustplanes die out laterally and are relayed by other folds, thus forming "en échelon" structures. The trailing part of the nappe (Préalpes médianes rigides) is formed by one major, in some places one or two minor, imbricated thrust slices dipping to the N/NW. These imbrications have developed on ramp and flat structures and acquired a fault-bend fold geometry. Two major transport directions, S-N and SE-NW, towards the alpine foreland have been determined. Information on the fold geometry in the Préalpes médianes, their relation with neighboring units and the age of the youngest sediments in the different prealpine units have made it possible to propose a new model for the structural evolution of the Préalpes médianes. Thus the large and small scale tectono-metamorphic events proceed continuously and diachronically from S (trailing edge of the nappe) to N (frontal part of the nappe). The structures being achieved before the Préalpes médianes reach the northern border of the Helvetic domain. ') Musée Géologique, Université de Lausanne-BFSH2, CH-1015 Lausanne, Switzerland. 2) Extrait d'un travail de thèse réalisé à l'Institut de Géologie de l'Université de Neuchâtel. 690 J. M osar 1. Introduction 1.1 Les unités préalpines Par Préalpes on entend les deux arcs de montagnes entre les vallées de l'Arve, du Rhône et de l'Aar et qui se trouvent au front NW des Hautes Alpes calcaires. En fait il s'agit d'un empilement de plusieurs unités provenant de la marge continentale euro- péenne (Sub-briançonnais, Briançonnais, Piémontais), du domaine valaisan, du domaine océanique téthysien (Liguro-Piémontais) et de la marge continentale apulo- adriatique (Austro-alpin) (voir Caron 1972, 1973; Caron et al. 1980a, b; Trümpy 1980; Boillot et al. 1984, Stampfli & Marthaler 1990). A leur front elles reposent sur la Molasse autochtone et la Molasse subalpine par l'intermédiaire d'un Wildflysch et de l'Ultrahelvétique. Ce dernier est considéré ici comme ne faisant pas directement partie de l'ensemble des unités tectoniques des Préalpes à proprement dire. De même en direction des Hautes Alpes Calcaires elles reposent sur les nappes Helvétiques par l'intermédiaire de l'Ultrahelvétique. Les klippes en Suisse centrale et orientale (Stan- serhorn et Mythen entre autres, voir aussi Felber 1984) et en France (Annes et Sulens) constituent des équivalents latéraux des Préalpes (fig. I). Parmi les nappes pré- alpines on distingue tectoniquement du haut vers le bas (fig. 1): [i] la Nappe Supérieure, Fig. I. Carte structurale simplifiée montrant les Préalpes, les Klippes et leur position par rapport au structures alpines majeures. La zone submédiane qui sépare la N. du Niesen et les Préalpes médianes est regroupée avec le même figuré que les terrains de l'Ultrahelvétique. Les aires désignés par les lettres a, b, indiquent les secteurs pris en considération pour construire les coupes de la figure 2 (modifié d'après Spicher 1980). Géologie structurale dans les Préalpes médianes 691 elle-même subdivisée en quatre unités: la nappe des Gets, la nappe de la Simme, la nappe des Dranses et la nappe du Gurnigel (à laquelle on associe aussi la nappe de la Sarine; Caron 1972; Trümpy 1980); [ii] la nappe de la Brèche; [ni] la nappe des Pré- alpes médianes et [iv] la nappe du Niesen, qui existe uniquement dans les Préalpes romandes, constitue l'unité actuellement la plus méridionale (Caron 1972, 1973; Bernoulli et al. 1979; Matter et al. 1980; Ackermann 1986; Caron et al. 1989). Il est à noter que les Préalpes médianes sont séparées de la nappe du Niesen par une unité désignée de «Zone Submédiane» (voir Weidmann et al. 1976) et dont l'origine paléogéographique se situe entre le domaine valaisan et le domaine briançonnais. Depuis qu'on s'est attaché à leur étude, les Préalpes ont été le lieu de découvertes telles que le caractère chevauchant des Préalpes par Schardt (1898) et Lugeon (1902), la tectonique de gravité (Lugeon & Gagnebin 1941) et la diverticulation (Lugeon 1943). Depuis cette époque les travaux d'analyse tectonique appliquant les méthodes qualitatives et quantitatives de la géologie structurale restent peu nombreux dans les Préalpes (Badoux & Mercanton 1962; Baud & Masson 1976; Plancherel 1976, 1979; Masson et al. 1980; Dortmann 1982; Müller & Plancherel 1982). Un aperçu historique de l'évolution des travaux de recherche menés dans les Préalpes est donné par Masson (1976). Nous allons ici tenter d'analyser l'histoire structurale des Préalpes médianes en nous appuyant sur les résultats obtenus par l'analyse structurale de données de terrain recueillies nouvellement et disponibles dans la littérature. Ensuite, nous allons pro- poser une histoire cinématique des Préalpes médianes dans le contexte des autres unités préalpines. Les résultats d'études sur le métamorphisme transporté et la défor- mation interne sont discutés ailleurs (Mosar 1988b, 1989) et ne seront que briève- ments résumés ici. 1.2 Géologie générale des Préalpes médianes Les Préalpes médianes forment la plus importante des nappes préalpines. D'ori- gine briançonnaise et sub-briançonnaise on la subdivise en Médianes plastiques au NW, formant la partie frontale de la nappe, et en Médianes rigides au SE et à l'E, for- mant la partie arrière de la nappe (Lugeon & Gagnebin 1941). Dans l'arc romand on distingue en plus les chaînes ou zones des Gastlosen avec des caractères intermédiaires (fig. 2). Son attribution aux Médianes rigides ou plastiques reste discutée (Lugeon & Gagnebin 1941; Baud 1972; Plancherel 1979, p. 155). On ne peut parler des Préalpes médianes sans évoquer leur patrie. Les travaux de Ellenberger (1953), plus récemment ceux de Baud & Septfontaine (1980), de Sartori (1987,1988a, b) et d'EscHER (1988), montrent les correspondances entre les diverses parties des Préalpes médianes et les séries observées dans la nappe de Siviez- Mischabel. Alors que les Préalpes médianes se sont détachées de leur substratum et ont subi une tectonique tégumentaire, leur homologue oriental est resté solidaire de son socle anté-triasique et a subi une déformation plastique avec celui-ci. Avant d'at- teindre leurs position actuelle au Nord des unités helvétiques, les Préalpes ont été transportées sur plus de 100 km (Masson 1976). Les Préalpes médianes sont formées de séries carbonatées, dolomies, calcaires, marno-calcaires, argiles et marnes en alternance ou en bancs massifs allant du Trias 692 J. Mosar :'ùi>rl UJ Yi I ill O CU U -g t c Z E -2 II 8$ /-/' B S $ *J CL C 3 si 11 j^- re O £ w -S II •o 1 E I ,V -¾ CJ s s I 'S 8 l|l,1 ! 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