Beiträge
zur Geologischen Karte der Schweiz
herausgegeben von der
Landeshydrologie und -geologie
und der
Schweizerischen Geologischen Kommission
Matériaux
pour la Carte Géologique de la Suisse
publiés par le
Service hydrologique et géologique national
et la
Commission Géologique Suisse
165e livraison
(nouvelle série)
Anne-Marie Mayerat Demarne
Neuchâtel
Analyse structurale de la zone frontale
de la nappe du Tambo
(Pennique, Grisons, Suisse)
Avec 71 figures et 11 tableaux
1994
Baumgartner Druck AG, Burgdorf
IMPRIMATUR POUR LA THÈSE
Analyses structurales et tectoniques du
...socle..,et.„de.la...couverture,..des.nappes......................
penniques du Rheinwald  <Grisonsy-Suisse)...........
de fvademoiselle.. Annemarie..Mayerat
UNIVERSITÉ DE NEUCHÂTEL
FACULTÉ DES SCIENCES
La Faculté des sciences de l'Université de Neuchâtel
sur le rapport des membres du jury,
Messieurs A.  Pfiffner,   F.  Persoz,
J.-P.  Schaer et St.  Schmid  (EPF-Zurich).
autorise l'impression de la présente thèse.
Neuchâtel, le ......2.5 .octobre 1993..................................................
Préface des éditeurs
Cette 165e livraison des «Matériaux» apporte une vi-
sion moderne de la géologie de la zone frontale de la nappe
du Tambo, et plus particulièrement de sa structure. Mme
Mayerat Demarne a effectué ce travail dans le cadre de sa
thèse de doctoral à l'Université de Neuchâtel, avec le sou-
tien du Fonds national suisse de la recherche scientifique.
L'auteur définit deux nouvelles unités structurales dans
les sédiments et lames de socle cristallin qui encapuchon-
nent le front de la nappe du Tambo, et attribue une autre
partie de ces sédiments à un prolongement des nappes du
Schams. L'accent est mis sur l'étude structurale, à l'aide de
méthodes d'analyse nouvelles ou déjà éprouvées. Quatre
phases de déformation sont ici définies et décrites dans le
détail. Elles permettent à Mme Mayerat Demarne de pro-
poser un schéma palinspastique, comme d'esquisser
l'histoire cinématique des nappes du Tambo et de Suretta
ainsi que des sédiments qui les entourent.
Lors de sa séance du 24 novembre 1989, la Commission
Géologique Suisse (CGS) a pris connaissance du travail de
Mlle Mayerat, présenté par M. Ie Prof. S. Schmid. Après
que l'auteur y eût apporté quelques modifications, il a été
jugé digne d'être publié dans la série des «Matériaux». En
juin 1991 M. le Prof. W. Wildi, Président de la CGS, a in-
vité le Service hydrologique et géologique national
(SHGN) à en assurer la publication. Les aménagements
rédactionnels du texte et des figures encore nécessaires ont
malheureusement retardé la parution de l'ouvrage de
Mme Mayerat, et ce n'est qu'en juin 1993 que le SHGN a
pu disposer du manuscrit définitif pour en préparer la
remise à l'imprimeur.
L'auteur est seule responsable du contenu du texte et
des illustrations.
Décembre 1993
© 1994, Service liydrologique et géologique national, 3003 Berne
2
Table des matières
Page
Préface des éditeurs.........................       2
Table des figures et tableaux....................       4
Résumé................................       5
Abstract    ...............................       5
Zusammenfassung..........................       6
1.     Introduction
1.1    Le cadre géographique..................       7
1.2   Le cadre géologique régional (fîg. 2)    ..........       7
1.3   Survol historique    .....................       8
1.4   Les buts...........................       9
2.     Les unités tectoniques.....................       9
2.1    Les nappes de sédiments.................       9
2.1.1    Lc Trias de l'Adula.................     10
2.1.2   La zone de l'Uccello inférieure..........     10
2.1.3   Lc «Gadriol-Zug»   .................     12
2.1.4   La zone de l'Uccello supérieure    .........     12
2.1.5   La zone d'Andrana.................     13
2.1.6   La lame d'Areua..................     13
2.1.7   La lame des nappes du Schams..........     13
2.1.8   Le mélange de Knorren..............     15
2.1.9   La zone de Bardan.................     17
2.1.10 La zone d'Andossi.................     17
2.1.11  Conclusion   .....................     18
2.2   Les nappes de socle....................     19
2.2.1    Le sommet delà nappe de l'Adula........     19
2.2.2   La nappe de Suretta................     19
2.2.3    La nappe du Tambo................     19
3.    Analyse structurale.......................     21
3.1    Première phase de déformation- D1..........     21
3.1.1    Les structures....................     21
3.1.2   Répartition et variations locales.........     25
3.2   Deuxième phase de déformation -D2..........     25
3.2.1    Les structures....................     25
3.2.2   Répartition et variations locales.........     26
3.3   Troisième phase de déformation - D3..........     28
3.4   Quatrième phase de déformation -D4.........     28
3.4.1    Les structures....................     28
3.4.2   Répartition et variations locales   .........     28
3.5    Conclusion.........................     29
4.     Métamorphisme.........................     30
4.1    La nappe de l'Adula....................     30
4.1.1    Métamorphisme de haute pression........     30
4.1.2   Métamorphisme schiste vert    ...........     31
4.2   La zone du Misox.....................     31
4.3   Les unités au front de la nappe du Tambo   .......     32
4.4   La nappe du Tambo....................     33
4.5   La zone du Spltigen....................     34
4.6   Conclusion.........................     35
Page
5.     Quantification de la déformation et analyse cinématique . .     35
5.1    Analyse de la déformation finie.............     35
5.1.1    Introduction.....................     35
5.1.2   Déformation à l'échelle du grain: maclagc de la
calcite........................     35
5.1.3   Analyse de la déformation à t'aide de marqueurs    38
5.1.4   Déformation de la matrice    ............     41
5.1.5   Conclusion   .....................     41
5.2   Analyse de la forme des grains..............     41
5.2.1    Buts.........................     41
5.2.2   L'appareil utilisé..................     41
5.2.3    Principes.......................     41
5.2.4   Les résultats.....................     41
5.2.5   Comparaisons avec la déformation........     42
5.2.6   Conclusion   .....................     44
5.3    Microstructures......................     45
5.3.1    Minéraux des roches sédimentaires........     45
5.3.2    Minéraux des roches cristallines   .........     46
5.3.3   Conclusion   .....................     47
5.4   Analyse cinématique...................     48
5.4.1    Analyse de texture du quartz...........     48
5.4.2   Autres indicateurs.................     49
5.4.3    Interprétation....................     49
6.     Corrélations, interprétation..................     54
6.1     Les nappes de l'Adula, du Tambo et de Suretta dans
leur ensemble.......................     54
6.2   Phases de déformation (structures, métamorphisme,
chronologie)........................     57
6.2.1    D1..........................     57
6.2.2   D2..........................     57
6.2.3    O,..........................     57
6.2.4    D4..........................     59
6.3    Epaisseur initiale delà nappe du Tambo........     59
6.3.1    Rétrodéformation D2 et D3............     59
6.3.2    Rétrodéformation D,   ...............     60
6.4   Relations entre les diverses unités tectoniques: hypo-
thèses, paléogéographie   .................     60
6.4.1    Lame d'Areua/nappe du Tambo.........     60
6.4.2   Lame des nappes du Schams / nappes du Schams    60
6.4.3    Roches vertes et ophioütes / sédiments et socle .     61
6.5    Esquisse palinspastique (fîg. 69).............     61
6.6   Cinématique: hypothèse sur la mise en place des
nappes    ...........................     62
6.7   Spéculation sur la formation d'une lame de cristallin         63
6.7.1    Introduction.....................     63
6.7.2    La lame d'Areua..................     63
7.    Conclusions...........................     64
7.1    Unités tectoniques    ....................     64
7.2   Structures et déformations................     64
7.3   Corrélations, interprétation    ...............     65
Remerciements   ...........................     66
Bibliographie.............................     66
3
Table des figures et tableaux
Page
Figures
Fig.   1     Situation géographique du terrain étudie........      7
Fig.   2    Carte géologique simplifiée du Pennique de Suisse
orientale   ..........................     7
Fig.   3    Zones sédiment aires autour de la nappe du Tambo   ..    10
Fig. 4 Unités tectoniques au front de la nappe du Tambo . . .    11
Fig.   5    Contact concordant entre les schistes lustrés et les
prasinites..........................    11
Fig.  6    Colonnes stratigraphiques de la lame des nappes du
Schamscl de la nappe du Gelbhorn...........    14
Fig.   7    Brèche gneissique du mélange de Knorren.......    16
Fig.   S    Plis F2 dans le mélange de Knorren...........    16
Fig. 9 Profils stratigraphiques dans la zone d'Andossi ....    18
Fig. IO    Colonnes stratigraphiques des nappes de sédiments
entourant la nappe du Tambo   ..............    18
Fig. 11    IsOhJ1PSCs des corps d'orthogneiss du front de la nappe
du Tambo..........................    20
Fig. 12    Contact schistes lustrés/gneiss d'Areua    ........    22
Fig. 13    Interférence entre D1 el D2................    22
Fig. 14    Orientation moyenne de la schistosité S1........    22
Fig. 15    Orientation de la schistosité 5/..............    23
Fig. 16    Pli F, dans la zone de l'Uccello supérieure.......    23
Fig. 17    Stéréogrammes des axes de plis Ft et des linéations
d'étirement minérales L1 et L?..............    23
Fig. 18 Répartition spatiale des linéations d'étirement miné-
rales L1Ct L^........................    24
Fig. 19    Répartition spatiale des axes de plis F1.........    24
Fig. 20    Coupe W-E montrant le pli F1 à grande échelle ....   24
Fig. 21     Stéréogrammes de densité des pôles de S2.......   25
Fig. 22    Stéréogrammes de densité des axes de plis F2.....    25
Fig. 23    Répartition spatiale des axes de plis F2.........    26
Fig. 24    Coupe N-S perpendiculaire aux axes de plis F2, à
l'ouest du terrain étudié..................   26
Fig. 25    Traces axiales des plis F2 à grande échelle au front de
la nappe du Tambo   ....................    26
Fig. 26    Flanc ouest du Guggcmüll................    27
Fig. 27    Coupe NNW-SSE perpendiculaire aux axes de plis F2,
à l'est du terrain étudié..................    27
Fig. 28    Stéréogrammes de densité des pôles de la schistosité
S4 et des axes de plis F4..................    28
Fig. 29    Interférence entre les phases de déformation D1, D2
CiD4.............................    28
Fig. 30    Répartition spatiale des axes de plis F4.........    29
Fig. 31     Crénulation S^ en chevrons................    29
Fig. 32    Schéma de la géométrie des structures dans les unités
au front de la nappe du Tambo..............    29
Fig. 33 Carte des isogrades du métamorphisme tertiaire ....    30
Fig. 34    Emplacements des paragenèses de haute pression dans
la nappe de l'Adula....................    30
Fig. 35     Paragcncsc dans un gneiss de l'Adula..........    31
Fig. 36    Grenat et ombres de pressions moulés par la schistosité
S,   ..............................    32
Fig. 37    Rétromorphose d'amphiboles en chlorite, quartz et
albite............................    32
Fig. 38    Rétromorphose d'actinote en chlorite, quartz et calcite    33
Fig. 39    Grenat à inclusions sans relation avec la schistosité   . .    33
Fig. 40    Amphiholitc de la nappe du Tambo...........    34
Fig. 41     Droites de réaction calculées à l'aide du programme
de Pi-RKiNS et al. (1986)..................    34
Fig. 42    Microstructurc d'un marbre   ...............    36
Fig. 43    Comparaison  des  résultats  des  trois  méthodes  de
quantification de la déformation utilisées........    37
Fig. 44    Relations entre les NEV de toutes les mesures et
celles sans les mesures présentant les plus grandes
déviations..........................    37
Fig. 45     Résultats de l'analyse de la déformation finie à l'aide
du maclage de la calcite..................    37
Fig. 46
Fig. 47
Fig. 48
Fig. 49
Fig. 50
Fig. 51
Fig. 52
Fig. 53
Fig. 54
Fig. 55
Fig. 56
Fig. 57
Fig. 58
Fig. 59
Fig. 60
Fig. 61
Fig. 62
Fig. 63
Fig. 64
Fig. 65
Fig. 66
Fig. 67
Fig. 68
Fig. 69
Fig. 70
Fig. 71
Tab.	1
Tab.	2
Tab.	3
Tab.	4
Tab.	5
Tab.	6
Tab.	7
Tab.	8
Tab.	9
Tab.	10
Tab.	11
Page
Comparaison entre les axes X de l'ellipsoïde de toutes
les mesures, des mesures des PEV et des NEV, avec
l'ellipsoïde calculé.....................   38
Pôles des axes Z des ellipsoïdes de déformation finie
déterminés à l'aide des macles de la calcite.......38
Localisation des échantillons utilisés pour l'analyse de
la déformation à l'aide du maclage de la calcite et des
galets étirés.........................   39
Résultats de l'analyse de la déformation à l'aide de
marqueurs.........................   40
Histogrammes de la taille moyenne des grains.....42
Histogrammes de l'orientation des grains........42
Résultats de l'analyse de Ia forme des grains......43
Comparaison entre les paramètres d'intensité de défor-
mation mesurés a l'aide des macles de la calcite et par
l'analyse de la forme....................   43
Axes principaux des ellipsoïdes de forme et de défor-
mation    ...........................   44
Pôles de la schistosité et du plan XY des grains.....44
Microstructures de la calcite...............   45
Structure en mortier dans une zone monominérale de
quartz............................46
Bandes de déformation et nombreux sous-grains dans
une zone monominérale de quartz............47
Plagioclase fracturé, avec recristallisation de quartz
dans les fractures......................47
Muscovite en forme de fuseau..............   47
Microstructure du quartz dans une veine quartzitique .   49
Orientation des axes c du quartz.............   51
Profils géologiques synthétiques dans des directions
NNW-SSE et E-W....................   53
IsOh)1PSeS du loi! de chacune des trois nappes penni-
ques du Rheinwald    ....................   54
Coupe horizontale à 2000 m   ...............   55
Traces axiales des plis principaux des nappes penniques
de Suisse orientale.....................   56
Coupe schématique au travers des trois nappes penni-
ques du Rheinwald   ....................   56
Calcul de l'épaisseur initiale de la nappe du Tambo  . .   59
Carte palinspaslique schématique de la Suisse orien-
tale au Jurassique.....................   62
Schémas possibles de ta formation d'une lame de
cristallin...........................   63
Coupe hypothétique du domaine pennique avant les
déformations alpines   ...................   64
Tableaux
Nomenclature des unités tectoniques..........     8
Résumé des différentes phases de déformation.....29
Relations entre le métamorphisme et les phases de
déformation   ........................   35
Résultats des mesures du maclage de la calcite.....36
Résultats de l'analyse des marqueurs de la déformation   39
Orientation et paramètres de l'ellipsoïde de défor-
mation finie.........................   40
Résultats de l'analyse d'images..............   43
Localisation des échantillons utilisés pour l'analyse de
texture   ...........................   48
Corrélations  des  phases  de  déformation  dans   le
Pennique du Rhcinwald..................   58
Chronologie des phases de déformation au front de la
nappe du Tambo......................   58
Paramètres moyens des ellipsoïdes de déformation
finie.............................   59
Résumé
Plusieurs unités tectoniques composent l'ensemble des
sédiments situés au front de la nappe du Tambo. Depuis la
nappe vers le nord, on rencontre:
-    Le mélange de Knorren: un ensemble d'éléments pro-
venant à la fois de la zone du Misox et de la zone du
Splügen enrobés dans une matrice qui ressemble à un
flysch.
-    La lame d'Areua: une mince lame de cristallin com-
posée d'un orthogneiss, avec quelques sédiments
permo-carbonifères et quartzites du Trias basai.
-    La lame des nappes du Schams, tectoniquement au-
dessus de la lame d'Areua.
-    Plusieurs unités de schistes lustrés contenant des prasi-
nites et des ophiolites.
Au sommet de la nappe du Tambo. il y a quelques
sédiments autochtones permo-carbonifères et triasiques,
alors que d'autres sédiments triasiques sont fortement
écaillés et allochtones.
Ce cadre tectonique est différent de celui de Gansser
(1937a), Zurflüh (:1961) et Strohbach (1965), et permet
des interprétations paléogéographiques nouvelles.
Quatre phases principales de déformation affectent la
partie frontale de la nappe du Tambo, ainsi que les sédi-
ments qui l'entourent:
-    La première phase Dj se marque par une schistosité
penetrative et quelques plis isoclinaux. Tous les
chevauchements ont été activés, réactivés ou plissés
lors de cette phase complexe. Une linéation d'étire-
ment minérale est parallèle aux axes de plis et orientée
NNW-SSE. Les indicateurs cinématiques montrent un
déplacement du compartiment supérieur vers le NNW.
Un fort aplatissement quantifié par l'analyse de la dé-
formation, avec 30-50% de raccourcissement, est asso-
cié à Dj. Le métamorphisme prograde, de faciès schiste
vert, est contemporain ou juste postérieur à D/. Cette
phase a débuté après le dépôt des sédiments les plus
The pile of sediments in front of the upper Penninic
Tambo nappe in eastern Swizerland consists of the follow-
ing tectonic units (from the nappe towards the north):
-    The Knorren "mélange": elements of rocks belonging
to both the Misox and Splügen zones in a flysch-Iike
matrix.
-    The Areua slab, a thin slice of basement orthogneiss
with some Permo-Carboniferous sediments and Lower
Triassic quartzites.
-    The slab of the Schams nappes, tectonically located
above the Areua slab.
-    Several "Bündnerschiefer" units, containing metabasic
and ultramafic rocks.
jeunes qu'elle affecte, soit au Crétacé supérieur, et a
probablement duré jusqu'à l'Eocène. D1 correspond à
la mise en place des nappes du Schams.
-    La deuxième phase de déformation D2 a provoqué des
plis spectaculaires, à l'échelle kilométrique, qui ont sur-
tout affecté les zones au front de la nappe du Tambo.
L'ensemble de ces plis peut être correte avec les plis en
retour des nappes du Schams et du sommet de la nap-
pe de Suretta. Un métamorphisme rétrograde de faciès
schiste vert est associé à £>2- H paraît probable que cet-
te phase fut active à l'Oligocène supérieur, Dj et D2
étant vraisemblablement séparées par l'intrusion de la
Bregaglia (30 Ma).
-    La troisième phase de déformation Dj est caractérisée
par une linéation d'étirement minérale Lj orientée
E-W, portée par les plans S^ Un cisaillement normal,
avec décalage des nappes vers i'E, lui est associé.
-    La quatrième phase de déformation D4 est caractérisée
par des plis ouverts et une schistosité de crénulation.
Cette déformation est régionalement très étendue et
fut active au Miocène.
L'étirement des marqueurs mésoscopiques est associé à
D2, alors que le maclage de la calcite, ainsi que la forme des
grains de calcite étudiée à l'aide d'un analyseur d'images
indiquent un étirement associé à Dj, voire D4. D'une
manière générale, retirement majeur est orienté E-W.
Le complexe formé par les nappes du Tambo et de
Suretta s'est probablement constitué avant sa mise en pla-
ce sur la nappe de l'Adula, comme l'indiquent notamment
les analyses géométriques à grande échelle. Nous propo-
sons l'hypothèse que le gneiss d'Areua, qui ressemble à ce-
lui du Tambo et qui semble plissé sur lui-même (antiforme
F1), provienne du sommet de la nappe du Tambo. Cette
hypothèse en implique une deuxième concernant la patrie
des nappes du Schams: pincées à l'intérieur de l'antiforme,
elles ne pourraient, elles aussi, qu'être originaires de la
zone du Splügen, sur la partie interne de la nappe du
Tambo.
In the uppermost part of the Tambo nappe, autochtho-
nous Permo-Carboniferous and Triassic sediments occur
together with strongly sliced Triassic sediments.
The tectonic frame presented here is different with
regard to previous interpretations (Gansser 1937a,
Zurflüh 1961, Strohbach 1965) and leads to a new
paleogeographic interpretation.
Four main deformation phases are recorded in the
frontal part of the Tambo nappe:
- The first deformation phase D1 is characterised by a
penetrative schistosity and tight isoclinal folds. All
thrusts were initiated, reactivated or folded during this
complex phase. A NNW-SSE oriented stretching li-
néation is parallel to the fold axes. Kinematic indicators
Abstract
5
point to a relatively constant "top to NNW" sense of
shear. A quantitative deformation analysis shows a
strong flattening with 30-50% shortening. The pro-
grade metamorphism, reaching greenschist facies, is
syn- or slightly post-D/. This phase starts after the
deposition of the youngest sediments affected by it, i.e.
Late Cretaceous, and probably lasted until Eocene. D1
corresponds to the thrusting phase of the Schams
nappes.
-    The second deformation phase D2 led to the formation
of spectacular folds at a kilometric scale and mainly af-
fected the tectonic units in front of the Tambo nappe.
D2 folds correlate with the backfolds recognized in the
Schams nappes as well as on top of the Suretta nappe.
A retrograde metamorphism of greenschist facies is
associated with D2- This phase was probably active
during late Oligocene, because the Bregaglia intrusion
(30 Ma) very likely separates Dj from D2.
-    The third deformation phase D3 is characterized by an
E-W oriented stretching lineation L3 and carried by S2-
planes. It is associated with a normal, top to the E shea-
ring of the overlying nappes.
Die Sedimentfolge im Stirnbereich der Tambo-Decke
setzt sich aus verschiedenen tektonischen Einheiten zu-
sammen. Von der Tambo-Decke nach Norden folgen:
-    Das Knorren-Melange, in dessen flyschähnlicher Ma-
trix Sedimente der Misoxer Zone und der Splügener
Zone enthalten sind.
-    Die Areua-Lamelle, eine geringmächtige Kristallin-
lamelle aus Orthogneisen sowie einigen permo-kar-
bonen Sedimenten und untertriadischen Quarzitlinsen.
-    Die Schamser Decken, die als dünne allochthone
Lamelle lektonisch über der Areua-Lamelle liegen.
-    Mehrere Bündnerschiefer-Einheiten, Metabasika und
Ultramafitite enthaltend.
Im höchsten Teil der Tambo-Decke treten sowohl
autochthone permo-karbone und triadische als auch stark
verschuppte und allochthone triadische Sedimente auf.
Dieses tektonische Konzept unterscheidet sich von
demjenigen von Gansser (1937a), Zurflüh (1961) und
Strohbach (1965). Es führt zu einer neuen paläogeogra-
phischen Interpretation.
Die Stirn der Tambo-Decke und die sie umgebenden
Sedimente sind durch vier Hauptdeformationsphasen ge-
prägt:
-    Die erste Phase D1 ist durch eine penetrative Schiefe-
rung und isoklinale Falten gekennzeichnet. Alle Über-
schiebungen sind während dieser Phase angelegt, reak-
tiviert oder verfaltet worden. Die Streckungslineation
der Minerale verläuft parallel zu den Faltenachsen in
Richtung SSE-NNW. Die Schersinn-Indikatoren wei-
sen auf eine NNW gerichtete Bewegung des oberen
Stockwerkes hin. Eine quantitative Verformungsana-
lyse ergab eine starke Plättung mit 30-50% Verkürzung
- The fourth deformation phase D4 is characterized by
open folds and a crenulation cleavage. It is of Miocene
age and regionally widespread.
The stretching of mesoscopic markers is related to D2,
while calcite twinning and the shape of the calcite grains,
examined with an image-analyser, show a stretching rela-
ted to D3 and/or even D4. The principal stretching direc-
tion is generally oriented E-W.
The Tambo-Suretta nappes complex was probably
formed before its emplacement on the Adula nappe, as
revealed by large-scale geometrical analysis. Because the
Areua gneiss shows strong affinities with the Tambo
gneiss, and because the former is isoclinally folded (anti-
form Fj), we propose that it is derived from the top of the
Tambo nappe. This hypothesis has an important conse-
quence for the provenance of the Schams nappes: as they
are pinched within the antiform. they must originate from
the Splügen zone, i.e. from the internal part of the Tambo
nappe.
für diese Deformationsphase. Eine prograde grünschie-
ferfazielle Metamorphose hat die Gesteine während
der Phase D1 oder unmittelbar danach erfasst. Zeitlich
ist diese Phase zwischen dem Ende der Ablagerung der
jüngsten noch deformierten Sedimente (Oberkreide)
und wahrscheinlich dem Eozän anzusetzen. D] ent-
spricht der Platznahme der Schamser Decken.
-    Die zweite Deformationsphase D2 verursachte spekta-
kuläre, grossmassstäbliche Falten, welche die gesamte
Sedimentabfolge im Stirnbereich der Tambo-Decke er-
fassten. Die Gesamtheit dieser Falten wird mit der
Rückfaltung der Schamser Decken und des oberen
Teils der Suretta-Decke korreliert. Mit der D2-Phase
assoziiert ist eine retrograde grünschieferfazielle Meta-
morphose. Ein spätoligozänes Alter für D2 scheint an-
gezeigt, da D] und D2 wahrscheinlich von der Bergel-
ler Intrusion (30 Ma) getrennt werden.
-    Die dritte Verformungsphase D3 ist durch eine E-W-
orientierte und von den S^-Flächen getragene
Streckungslineation L3 charakterisiert. Mit L3 ver-
knüpft ist eine abschiebende Scherbewegung mit
Versatz der höheren Decken nach Osten.
-    Die vierte Deformationsphase D4 ist durch offene
Falten und eine Runzelschieferung charakterisiert. Sie
hat miozänes Alter und ist regional weit verbreitet.
Mesoskopische Streckungen sind an D2 gebunden,
während die mechanische Zwillingsbildung des Kalzites
ebenso wie seine mittels Bildanalyse ermittelte Formrege-
lung auf eine mit D3 oder sogar D4 assoziierte Streckung
hinweisen. Generell ist die Hauptdehnungsachse E-W
orientiert.
Der Tambo-Suretta-Komplex wurde wahrscheinlich
vor seiner Platznahme auf der Adula-Decke strukturiert.
Zusammenfassung
6
Dies lässt sich durch grossmassstäbliche geometrische
Analysen zeigen. Die Untersuchungen weisen darauf hin,
dass der Areua-Gneis, der dem Gneis der Tambo-Decke
ähnelt und in sich selbst verfaltet scheint (Antiform F1),
vom Dach der Tambo-Decke abzuleiten ist. Diese Hypo-
these hat Konsequenzen für die Herkunft der Schamser
Decken: da diese im Innern dieser Antiform eingeklemmt
sind, können sie nur aus der Splügener Zone, d.h. aus dem
Internbereich der Tambo-Decke, stammen.
1. Introduction
1.1 Le cadre géographique
Les nappes penniques du Rheinwald se situent au sud-
est de la Suisse, dans le canton des Grisons, et s'étendent
également vers le sud, en Italie. Le Rhin postérieur prend
sa source à l'ouest, sur la nappe pennique inférieure de
l'Adula. Le village de Splügen, le plus gros bourg de la ré-
gion, se localise une cinquantaine de kilomètres au SSW de
Coire (fig. 1). Le terrain d'étude est bordé au nord par le
Rhin postérieur, à l'ouest par une ligne passant de Hinter-
rhein à San Bernardino. A Test, il est limité par le col du
Splügen et le hameau d'Andossi, en Italie. Nous avons
principalement travaillé au nord de la coordonnée 146.
Bien que bordée par deux grands cols de transit à
travers les Alpes et une autoroute, cette région est restée
relativement sauvage. Il n'y a pas d'autre route, et les
chemins pédestres sont rares. Ainsi chaque petite vallée a
gardé son charme ancestral, et le silence n'y est rompu que
par les sonnailles des vaches, les voix de rares promeneurs,
ou les tirs des militaires, car le Rheinwald est un champ
d'entraînement de l'armée.
1.2 Le cadre géologique régional (fig. 2)
Les trois nappes penniques de socie du Rheinwald sont
toutes constituées de vieux cristallin (para- ou orthogneiss)
et de granitoïdes tardihercyniens. Même si elles sont con-
sidérées comme des nappes de socle, elles contiennent plus
ou moins de roches sédimentaires (mésozoïques) en posi-
tion interne. Leurs axes plongent tous d'une vingtaine de
degrés environ vers l'E.
A l'ouest se trouve la nappe pennique inférieure de
l'Adula (Milnes 1974). Elle affleure au nord jusqu'à Vais
(Grisons). Sa structure interne, à grande échelle, compor-
te un grand pli frontal, un corps intermédiaire relativement
peu déformé, et l'antiforme de Cressim au sud qui vertica-
lise les structures dans la «zone des racines». Cette struc-
ture est compliquée par des intercalations de marbres dans
le cristallin. L'épaisseur de la nappe varie de 2,5 à 5 km. Les
sédiments triasiques de son dos sont très écaillés.
La nappe du Tambo (Pennique supérieur) est séparée
de celle de l'Adula par la zone sédimentaire du Misox. On
y trouve principalement des schistes lustrés et des prasi-
nites, ainsi que le «Gadriol-Zug», une mince lame d'ortho-
gneiss (0,1-100 m d'épaisseur) mêlée à des dolomies et des
£$$&? Mésozoïque
Vieux cristallin
Granitoïdes
: H tardihercyniens
Fig. I: Situation géographique du terrain étudié.
Fig. 2:   Carte géologique simplifiée du Pennique de Suisse orientale,
avec situation du terrain étudié.
Unités structurales: Ad - nappe de l'Adula, Ber = intrusion de la Bre-
gaglia, C = ophiolites de Chiavenna, Gf = masse du Gruf, Le = nappe
de la Leventina, P-nappe du Piatta, Sch = nappes du Schams,
Si = nappe du Simano. SL-Schistes lustrés, Su-nappe de Suretta
(r = porphyre de Rofna), 7¾ = nappe du Tambo (t = granite du
Truzzo), ZB = zone de Bellinzona. Traces axiales: AIp = Alpettas,
Car = Carassino, Cr = Cressim. Ni = Niemet. Localités: B = Bellinzona,
O = Olivone, S - Splügen.
7
prasinites. Vers le nord, la nappe du Tambo n'affleure pas
aussi loin que les nappes de l'Adula ou de Suretta. A son
front, on trouve des sédiments divers, tels que des schistes
lustrés, des sédiments mésozoïques plus différenciés, des
lames de cristallin et un mélange tectonique. La structure
interne de la nappe du Tambo est assez simple à grande
échelle. Elle ne semble pas avoir été très affectée par les
déformations alpines. Son front est très redressé, quelques
ondulations marquent sa partie supérieure médiane, et sa
partie arrière est incurvée vers l'est. Son épaisseur
moyenne est de 4 km. Au sommet de cette nappe se trou-
vent quelques sédiments autochtones.
La zone du Splügen sépare la nappe du Tambo de celle
de Suretta. Elle est constituée principalement de roches
permo-carbonifères à triasiques autochtones sur la nappe
du Tambo (zone de Bardan), et triasiques allochtones
(zoned'Andossi).
A l'est enfin, la nappe de Suretta a une forme générale
identique à celle de la nappe du Tambo, mais sa structure
interne est compliquée par des plis isoclinaux et des plis en
retour.
Les nappes du Schams se situent au nord-est de ces
nappes de socle. Elles sont constituées de divers sédiments.
principalement mésozoïques, dont l'histoire est liée à celle
des nappes penniques.
1.3 Survol historique
Dans son travail de 1937, G ansser rappelle tous les tra-
vaux antérieurs effectués dans la région. Il définit deux
grandes zones tectoniques dans les sédiments au front de
la nappe du Tambo:
- La zone du Misox, composée principalement de schis-
tes lustrés, se subdivise en plusieurs unités (tab. I):
1.   Ie Trias de l'Adula, zone d'écaillés contenant des
roches triasiques et des lames de cristallin de la nappe
de l'Adula;
2.   la zone de l'Uccello inférieure, composée surtout de
schistes lustrés carbonates assez massifs et de pra-
sinites;
3.   le «Gadriol-Zug», mince niveau de gneiss, dolomie et
roches vertes;
4.   la zone de l'Uccello supérieure, contenant essentielle-
ment des schistes lustrés, phylliteux à la base, plus car-
bonates et massifs au sommet de la zone, avec de rares
intercalations de prasinites;
5.   Ia zone du Guggerniill, localisée surtout au front de la
nappe du Tambo et subdivisée en trois unités:
a)   la zone d'Areua, formée d'une lame de cristallin et de
sa couverture sedimentale,
b)   la zone du Vignone, composée de cristallin et de quel-
ques rares sédiments,
c)   la zone de Knorren, comprenant des lames de cristallin
et des roches sédimentaires, surtout des schistes lustrés.
-   La zone du Splügen contient essentiellement des sédi-
ments triasiques.
Dans le cristallin, Gansser (1937a) définit également
trois ensembles:
1.   la «Stirnzone» constituée de vieux cristallin et d'ortho-
gneiss;
2.   la «Zwischenzone» contenant des paragneiss, marbres
et dolomies pouvant être d'âge mésozoïque;
3.   la zone de Curciusa composée essentiellement de para-
gneiss et d'amphibolites.
CeI auteur fait une étude détaillée surtout pétrogra-
phique et émet quelques hypothèses de mise en place. Il
pense que les zones d'Areua et du Vignone sont issues de
la zone du Splügen.
Tableau 1 : Nomenclature des unités tectoniques au front de la nappe du Tambo
	GANSSER 1937a	NABHOLZ 1945	ZURFLUH 1961	STROHBACH 1965	CE TRAVAIL	Composition
ZONEDUMISOX	Trias de l'Adula	Untere Valserschuppen		Trias de l'Adula	Trias de l'Adula	EcaillagedeTriaset de cristallin
	Zone de l'Uccello inférieure «Gadriol-Zug»	Obere Valserschuppen Aullappen		Zone de l'Uccello inférieure «Gadriol-Zug»	Zone de l'Uccello inférieure «Gadriol-Zug»	Schistes lustrée et prasinites Gneiss
	Zone de l'Uccello supérieure	Tomüllappen Gravaserie		Zone de l'Uccello supérieure	Zone de l'Uccello supérieure	Schistes lustrée et prasinites
ZONE FRONTALE	Trias du Tambo			Zone d'Andrana	Zone d'Andrana	Cornieule, marbres
	Zone d'Areua Zone du Vignone		Zone d'Areua		Lame d'Areua Lame des nappes du Schams	Gneiss et sédiments Sédiments
	Zone de Knorren		Zone de Knorren		Mélange de Knorren	Gneiss et sédiments, chaotique
ZONE OU SPLÜGEN			Zone d'Andossi	Zone de Bardan	Zone de Bardan	Gneise et quartzites
				Zone d'Andossi	Zone d'Andossi	Cornieule, marbres
Jäckli (1941) étudie les nappes du Schams occidental:
il parallelise en particulier la zone d'Areua avec celle du
Bruschghorn, qui se trouve à la base des nappes du Schams
occidental. Streiff (1962), après une étude détaillée des
nappes du Schams oriental, argumente pour une origine
des nappes du Schams dans la zone du Spliigen.
Nabholz (1945) définit les diverses unités dans les
schistes lustrés au nord de la nappe du Tambo jusque dans
la vallée de Vais, et les parallelise avec les unités décrites
par GANSSER (1937a). Sur la nappe de l'Adula, il définit les
zones suivantes: Untere Valserschuppen (~ Trias de
l'Adula), Obere Valserschuppen et Aullappen (qui forment
à elles deux la zone de l'Uccello inférieure et le «Gadriol-
Zug»). Gravasene et Tomiiilappen (toutes deux formant la
zone de l'Uccello supérieure; tab. I, fig. 3).
Au début des années 60, quelques thèses effectuées
sous la direction de Gansser viennent compléter l'étude
surtout pétrographique de la nappe du Tambo et des sédi-
ments qui l'entourent. Zurflüh (1961) définit la zone
d'Andossi qui appartient à celle du Spliigen, au sud du col
du même nom: elle se compose de roches triasiques, plus
ou moins écaillées. Strohbach (1965) définit la zone de
Bardan. située au sommet de la nappe du Tambo. et qui en
constitue la couverture autochtone. Blanc (1965),
Bruggmann (1965) et Weber (1966) complètent ces étu-
des vers le sud, jusqu'à Chiavenna.
Grünenfelder (1956) et Gysin (1963) étudient le
gneiss de Rofna (nappe de Suretta). Pantic & Gansser
(1977) et Pantic & Isler (1978) attribuent un âge jurassi-
que moyen à certains schistes lustrés de la zone du Misox
grâce à des pollens et du microplancton. Des éludes
géochronologiques sont effectuées, surtout dans le graniloï-
de de Rofna (Hanson et al. 1969, Steinitz & Jäger 1981).
Des études structurales et métamorphiques modernes
sont entreprises à partir des années 70. A grande échelle,
Milnes (1974, 1978) définit les subdivisions du pennique,
et Milnes & Pfiffner (1980) font un essai de corrélation
des déformations le long d'une géotraverse St-Gall-Côme.
A plus petite échelle, Milnes & Schmutz (1978) propo-
sent de diviser l'histoire de la déformation de la nappe de
Suretta en quatre phases. La première, celle de l'Avers, est
caractérisée par le début des écaillages dans les sédiments;
la phase de plissement de Ferrera (plis isoclinaux) lui fait
suite. Les nappes se seraient mises en place lors de la phase
du Schams (ces auteurs argumentent pour une origine des
nappes du Schams au sud de la nappe de Suretta), et la
phase de Niemet correspond aux grands plis en retour.
Proust (1980) fait le même exercice dans les schistes
lustrés nord-penniques (phases B1-B5). Teutsch (1982)
étudie le métamorphisme tertiaire dans la zone du Misox.
Le passage du faciès schiste vert au faciès amphibolite se
situe près du village de Mesocco.
Heinrich (1982, 1983) se penche surtout sur le méta-
morphisme de haute pression dans la nappe de l'Adula. Ii
détermine des pressions et températures impliquant un en-
fouissement de la nappe de l'Adula de 30 km au nord, et
de 70 km ou plus au sud.
Low (1987) décrit l'évolution métamorphique en fonc-
tion des quatre phases principales de déformation de la
nappe de PAdula. La phase de Sorreda correspond aux
premiers écaillages; elle est suivie par la phase de transport
et de mise en place (phase de Zapport), sous les conditions
d'un métamorphisme de haute pression, puis de décom-
pression isotherme. La phase de Leis est caractérisée par
des plissements parfois en retour; la phase de Carassino a
eu lieu lors du métamorphisme tertiaire de faciès schiste
vert et a provoqué des plis de flexures.
Des études structurales (Schreurs en prép.) et sédi-
mentologiques (Rück en prép.) des nappes du Schams
sont actuellement en cours d'impression.
En ce qui concerne les cartes géologiques (1:25'000 et
1:50'000), seules celles de Jenny et al. (1923), Wilhelm
(1933) et Streiff et al. (1971 ) sont publiées. Nous avons pu
utiliser les cartes inédites au 1:25'000 de Gansser (19376),
Zurflüh (1960), Strohbach (1960) et Blanc (1960)
déposées au Service hydrologique et géologique national à
Berne.
1.4 Les buts
Les buts principaux de celte étude étaient de déter-
miner:
-    Ie mode de mise en place de la nappe du Tambo (che-
vauchement ou plissement ?),
-    Ia direction de transport, dans l'hypothèse d'un che-
vauchement,
-    l'épaisseur initiale des corps cristallins,
la position originelle des nappes de socle et la patrie des
sédiments actuellement entre elles et au front de celle
du Tambo,
la genèse de lames de cristallin extrêmement fines dans
les sédiments, et souvent associées à des roches de
fonds océaniques.
2. Les unités tectoniques
2.1 Les nappes de sédiments
Les sédiments qui enveloppent le front de la nappe du
Tambo sont subdivisés en de nombreuses unités tectoni-
ques. Nos observations nous conduisent à apporter quel-
ques modifications au schéma général de Gansser
0937«), Strohbach (1965), Zurflüh (1961) et Blanc
(1965), principalement en ce qui concerne la zone du
Guggernûll (tab. I, fig. 3, 4). La zone d'Areua et celle du
Vignone supérieure (Gansser 1937a) sont une seule et
même unité tectonique que nous appellerons la lame
d'Areua, composée essentiellement de cristallin. Les sédi-
9
ments qui se trouvent tectoniquemenl au-dessus de celui-
ci lui sont totalement allochtones, mais présentent des af-
finités avec les nappes du Schams. Enfin, la zone du Vi-
gnone inférieure et celle de Knorren sont en fait un mélan-
ge, regroupées sous le nom de mélange de Knorren.
Au col du Splügen, Zurflüh (1961) n'a distingué
qu'une seule unité tectonique, la zone d'Andossi, entre les
nappes du Tambo et de Suretta. Strohbach (1965) et
Blanc (1965) subdivisent par contre cette zone en deux
unités distinctes: Ia zone de Bardan, autochtone sur la nap-
pe du Tambo, et la zone d'Andossi (s.str.) écaillée et com-
posée principalement de sédiments triasiques. Nous avons
suivi les propositions de Strohbach; la zone d'Andossi
étant fortement écaillée, elle s'individualise assez nette-
ment de la zone de Bardan, solidaire de son substratum.
Les unités tectoniques enveloppant le front de la nap-
pe du Tambo se répartissent dans trois zones géographi-
ques; d'ouest en est (fig. 3):
-    la zone du Misox,
-    les unités au front de la nappe du Tambo,
-    la zone du Splügen.
Certaines unités tectoniques sont propres à une seule
de ces zones, d'autres à deux d'entre elles. Dans les para-
graphes suivants, leur description suit un ordre géographi-
que d'ouest vers l'est, qui correspond quasiment à l'ordre
structural du bas vers le haut.
2.1.1  Le Trias de l'Adula
C'est une zone qui s'étend sur le dos de la nappe de
l'Adula, jusqu'à son front (à Vais, sous le nom d'«Untere
Valserschuppen», Nabholz 1945). Elle est fortement
écaillée, avec des roches triasiques carbonatées et du cris-
tallin. Près du contact avec la nappe de l'Adula, quelques
bancs de dolomies alternent avec des lames de gneiss de
l'Adula. Lorsque l'on s'éloigne de ce contact, les roches
carbonatées (dolomies, marbres, cornieules) prédominent
alors que les lames de cristallin sont plus rares. L'épaisseur
de la zone varie de 5 à 300 m.
2.1.2  La zone de l'Uccello inférieure
La zone de l'Uccello inférieure est peu épaisse dans la
zone du Misox (< 300 m), mais s'épaissit considérablement
au front de la nappe du Tambo. Elle se compose de sédi-
ments carbonates (schistes lustrés) avec des intercalations
de prasinites. Plus au nord, elle correspond à !'«Aul-
lappen» (Nabholz 1945) caractérisé par !'«Aulmarmor»,
un marbre gris à bleu-gris en plaquettes ou en gros bancs,
plus ou moins riche en sericite et muscovite et brunâtre à
l'altération. Il a une épaisseur de 1000 m au Piz AuI et
s'étend vers le sud, en passant près du Valserhorn, jusqu'au
Rheinwald qu'il rejoint entre Nufenen et Hinterrhein.
D'après Nabholz (1945) et Strohbach (1965), on le
retrouve plus au sud dans la zone de l'Uccello inférieure.
Celle-ci s'étend depuis le Passo de la Forcola jusqu'au nord
du front de la nappe de l'Adula.
2.1.2.1 Schistes lustrés
Le terme de «Bündnerschiefer» a été utilisé pour la
première fois par Studer (1837) pour décrire une épaisse
Fig. 3:   Zones sèdi men ta ires autour de la nappe du Tambo. Les zones
d'Areua, du Vignone, de Knorren et d'Andrana se regroupent dans la
zone du Guggemüll. D'après Gansser (1937a), ZurklÜh (1961) et
SlROHBACH (1965).
série monotone de schistes gris, schistes marneux ou argi-
leux gris-noir, parfois plus ou moins gréseux. Le terme
français de «schistes lustrés» a été introduit par Lory
(1860) dans les Alpes occidentales. En fait, le terme alle-
mand et le terme français ne sont pas tout à fait équivalents
(Trümpy 1958), car les schistes lustrés («calcescisti» en ita-
lien) ne forment qu'une partie du cadre paléogéographi-
que des «Bündnerschiefer» (voir aussi Bolli & Nabholz
1959).
Ces schistes lustrés sont des marbres, parfois légèrement gréseux
el riches en micas blancs. Ils sont gris-bleu à Ia cassure et jaunes à l'al-
tération. Les bancs ont quelques centimètres a décimètres d'épais-
seur. Il est difficile de les suivre sur une longue distance, car ils ont ten-
dance à être biseautés el relayés par d'autres bancs. Cc biseautage est
probablement d'origine tectonique. Dans la partie supérieure, les
bancs de marbres alternent avec des bancs gréseux ou marneux, voire
argileux, dont la fréquence augmente vers Ic haut. Les bancs gréseux
présentent parfois un granoclassement. el sont toujours carbonates.
Certains niveaux argileux sont parfois totalement exempts de carbo-
nates. Ces intercalations argileuses ont une épaisseur de l'ordre du
centimètre à quelques centimètres. L'épaisseur des bancs de marbres
est alors identique.
Au sud du village de San Bernardino, les schistes lus-
trés ont été datés du Jurassique moyen (Pantic & Gans-
ser 1977) à l'aide de pollens et du microplancton.
2.1.2.2 Prasinites
Sous le terme de prasinites, on entend généralement:
«une roche de métamorphisme général faible, épizonal ou
schiste vert, à schistosité nette, à structure némato- à dia-
10
Fig. 4:   Unités tectoniques au front de la nappe du Tambo, d'après nos observations.
Ces prasinites sont composées d'albites. de chlorites, avec plus ou
moins d'épidotes, de carbonates et d'oxydes, ainsi que des micas
blancs et des biotites. Les feldspaths sodiques ont une forme arrondie,
ils contiennent de nombreuses inclusions (de chlorites, biotites et
carbonates) orientées parallèlement à la schistosité (= stratification?).
A Neu Wahli (734.8/153.0), Oberhänsli (1978) a observé une
roche massive, ou parfois schisteuse, dans laquelle on reconnaît
encore des schlieren clairs (reliques de pyroxenes) et des schlieren
foncés (glaucophanes), avec de l'épidote qui forme des niveaux
jaunes. Cette roche a un caractère bréchique. L'auteur l'interprète
comme étant une brèche basaltique (basalte tholéiitique océanique)
ayant subi une altération océanique.
Le contact entre les prasinites et les schistes lustrés est en général
parallèle à la stratification. Il est franc (fig. 5), nous n'avons jamais pu
voir de contamination macroscopique entre ces deux roches. Au
microscope, on observe un léger métamorphisme de contact entre les
prasinites et les schistes lustrés. La bordure de ces derniers est
enrichie en tourmaline idiomorphe. ou en rutile, celle des prasinites
en carbonates et épidotes.
Dans les schistes lustrés de Lugnez, Kupferschmid (1977) a fait
les mêmes observations. U décrit des prasinites concordantes dans les
schistes lustrés, avec des contacts identiques à ceux que nous avons
observés.
Ces prasinites. relativement fréquentes dans les schis-
tes lustrés, peuvent être comparées à des sills, qui se serai-
ent mis en place dans des sédiments encore peu lithifiés et
gorgés d'eau. Le parallélisme des niveaux prasinitiques
avec la stratification, le faible métamorphisme de contact
11
blastique, vert foncé, à feldspath (albite), épidote, chlorite,
amphibole, parfois un peu de calcite» (Foucault &
Raoult 1980).
Trois niveaux de prasinites sont visibles dans la paroi
ouest du Piz Uccello. Ils affleurent de manière presque
continue, leur épaisseur est de quelque 20-50 m. Vers le
nord, par contre, ils ont tendance à être discontinus, à
disparaître ou être relayés par d'autres niveaux.
Fig. 5:   Contact concordant entre les schistes lustrés et les prasinites
(SasselBatù. 735.1/148.9).
et l'absence d'association ophîolitique sont toutes des
observations qui concordent avec ce mode de mise en
place. Le magma a pu remonter le long de failles dans une
croûte continentale amincie pour s'épandre ensuite sous
forme de sills. Cette situation ressemble au Golfe de Cali-
fornie actuel (Kelts 1981).
2.1.3 Le «Gadriol-Zug»
Le composant principal de cette unité est un gneiss très
déformé. Il est associé à des prasinites et des dolomies.
Le gneiss se présente sous plusieurs aspects:
-    au nord, il est phengitique à porphyroblastes de feld-
spaths altérés;
-    plus au sud, il s'agit d'un gneiss à deux micas montrant
quelques affinités avec les paragneiss de l'Adula
(Strohiïach 1965);
-    parfois, directement en contact avec les roches vertes.
on trouve un gneiss à épidote et biotite.
Ce gneiss est souvent mylonitisé, les quartz sont alors
localisés dans des bandes monominérales qui alternent
avec des niveaux plus riches en micas et feldspaths.
Les dolomies associées à ce gneiss sont à grains fins,
parfois légèrement bréchiques. Elles sont en général frac-
turées. Les prasinites sont similaires à celles décrites ci-
dessus (chap. 2.1.2.2).
Le «Gadriol-Zug» n'est pas continu ni uniforme. A
Mesocco. il n'est représenté que par un gneiss mylonitique
relativement épais (100 m) et quelques roches vertes. II
s'amincit et se dédouble vers le nord. Au sud du village de
San Bernardino, le gneiss n'est plus continu, il forme un
chapelet de boudins (environ 20x100-200 m). Ces
boudins sont associés aux roches vertes et aux dolomies.
Plus au nord, le gneiss n'affleure plus qu'en lentilles très
minces. Il est tellement déformé qu'on a parfois de la peine
à le reconnaître.
Le «Gadriol-Zug», discontinu au sud de Nufenen, sem-
ble se biseauter sur le flanc sud du Valserhorn (Nabholz
1945). D'autres lames de cristallin prennent le relais et se
poursuivent plus au nord, jusqu'au front de la nappe de
l'Adula («Riesenaugengneiss»; Pfiffner et al. 1990).
Cette zone a un caractère de mélange, car ses différen-
tes roches y sont associées sans vraiment de continuité.
Nous avons déjà cité la comparaison qui a été faite entre le
Golfe de Californie (Kelts 1981) et l'aire de sédimen-
tation des schistes lustrés. Le premier est découpé en petits
bassins par des failles d'extension, qui permettent la
montée de magma et sa mise en place sous forme de sills
dans les sédiments ou sous forme de dikes Ie long des
failles. Weissert & Bernoulli (1985) et Trümpy (1988)
ont aussi proposé l'existence de failles d'extension et de
failles transformantes lors de la phase extensive de la
Téthys, au Jurassique.
Il paraît ainsi possible d'imaginer une juxtaposition de
gneiss et de prasinites dans un tel domaine.
2.1.4 La zone de l'Uccello supérieure
Cette zone se compose de schistes lustrés et de quel-
ques roches vertes. Elle est mince dans la zone du Misox
(300 m), mais s'épaissit considérablement au front de la
nappe du Tambo (fig. 4). Elle correspond plus au nord à la
«Grava-Série» et au «Tomül-Lappen» réunis, Ia première
se biseautant rapidement au sud du Rhin (Nabholz 1945).
Elle se différencie de la zone de l'Uccello inférieure par la
présence d'une importante épaisseur de schistes lustrés
phylliteux à sa base et par un contenu relativement pauvre
en prasinites et roches vertes.
2.1.4.1   Sch is tes lustrés
Les schistes lustrés de la zone de l'Ucello supérieure
regroupent des roches présentant trois tendances dis-
tinctes: calcaire, gréseuse et phylliteuse.
a)   Schistes lustrés carbonates (>80% de carbonates): ce sont des
marbres jaunes à l'altération, plus ou moins riches en micas
blancs. Ils se différencient assez peu des marbres à sericite des
nappes du Schams (voir chap. 2.1.7.4), avec seulement une patine
plus claire et une cassure grise. Ils se débitent soit en plaquettes
peu épaisses (quelques centimètres) riches en micas blancs, soit
en gros bancs métriques pauvres en micas. Ces bancs sont discon-
tinus, biseautés et relayés par d'autres, sans qu'il soit possible de
définir si ce biseautage est d'origine sédimentaire ou tectonique
(plus probable).
b)    Schistes lustrés gréseux: bien qu'encore riches en carbonates, ces
schistes lustrés contiennent aussi du quartz et des feldspaths, par-
fois un peu de dolomite. Il est possible d'y observer un granoclas-
sement. On les trouve intercalés à tous les niveaux dans cette zone.
c)    Schistes lustrés phylliteux: ces roches sont pauvres, voire exem-
ptes de carbonates. Gansser (1937a) décrit également des ni-
veaux phylliteux, non carbonates, et riches en matériel graphi-
teux. Ces bancs phylliteux soni parfois accompagnés de quartzi-
tes (738.0/154.375). Ces schistes lustrés forment la base de la zo-
ne de l'Uccello supérieure.
Ces roches sont datées du Jurassique inférieur et
moyen près de San Bernardino, à l'aide de pollens, par
Pantic & Gansser (1977) et Pantic & Isler (1978). Les
schistes lustrés situés plus'au nord, jusque dans le Prätti-
gau, sont tous mésozoïques; Ie plus jeune échantillon ana-
lysé étant daté du Turonien (Pantic & Gansser 1977).
2.1.4.2  Roches vertes
Trois intercalations de roches vertes sont localisées
dans cet ensemble de schistes lustrés. Juste au nord de
Nufenen se trouve une importante lentille de prasinite à
épidotes et hornblendes; sa partie supérieure devient
bréchique, mais le sommet même de la lentille est composé
de prasinite. Gansser (1937a) interprète la partie
bréchique comme un tuf volcanique. Un niveau de prasi-
nite affleure au sud-est de la Cassina de Vignun
(735.600/149.600); il est semblable aux prasinites de Ia zone
de l'Uccello inférieure. Environ 600 m à l'ouest du
précédent se localise une lentille de métarodingite
(735.000/149.700).
La lentille de métarodingite est composée d'une rodingite, soit
une roche gabbroïque métasomatisée en pyroxene, prehnite, grenat et
serpentine, qui est transformée en serpentine, talc, quelques opaques
et des fantômes de pyroxene. Elle est entourée d'une gangue de roche
carbonatée contenant également talc et spinelle brun.
Ces roches vertes, comme celles de la zone de l'Uccel-
lo inférieure, ont pu se mettre en place le long de failles
transformantes et/ou d'extension (gabbro), et sous forme
de sills dans la croûte continentale amincie.
12
2.1.5 La zone cTAndrana
Elle a été définie par Strohbach (] 965) pour désigner
les roches du Trias qui sont localisées juste sous la base de
la nappe du Tambo. Il y décrit une grosse masse de gypse
située près de Pian San Giacomo, vers les maisons
d'Andrana. Plus au nord, cette zone se compose d'une
cornieule calcitique polymicte (contenant des éléments de
dolomies, marbres blancs, schistes verts) et vacuolaire, de
marbres blancs très grossièrement cristallisés accompa-
gnés de schistes verts et quelques nodules de quartz, ainsi
que de dolomies micritiques très fracturées.
La zone d'Andrana affleure sporadiquement. Elle n'est
probablement même pas continue sous la nappe du
Tambo. Il s'agit d'une zone triasique discontinue et chao-
tique, et il n'est pas possible de dire si elle est en position
normale ou inverse. Nous ne pouvons pas non plus ratta-
cher ces quelques affleurements de Trias à une autre zone.
2.1.6 La lame d'Areua
Gansser (1937a) a considéré la série sédimentaire du
Trias au Crétacé se trouvant sur le gneiss d'Areua comme
autochtone par rapport à ce gneiss. Or le contact entre
gneiss et Trias, ou entre Permo-Carbonifère et Trias, s'est
révélé être tectonique.
Sur le gneiss, des sédiments permo-carbonifères
(738.400/152.000, Gansser 1936) apparaissent comme
étant les seuls sédiments autochtones, avec quelques
quartzites du Trias basai. Par-dessus ce Permo-Carbo-
nifère, ou directement sur le gneiss, il y a une cornieule qui
a probablement tenu lieu de niveau de décollement (voir
chap. 2J .7).
Ce gneiss et les quelques sédiments permo-carbo-
nifères qui l'accompagnent sont réunis dans la lame
d'Areua, véritable nappe. Celle-ci acquiert un caractère de
mélange de plus en plus évident vers l'est, où le gneiss
alterne avec des dolomies et des prasinites («Bruschghorn-
Schuppe», Streiff et al. 1976). De plus, d'un point de vue
pétrographique, le gneiss de la zone du Vignone supérieure
(Gansser 1937o) est assez semblable au gneiss d'Areua
(voir ci-dessous). Nous verrons au chapitre 3 qu'une anti-
forme (Fj) très pincée permettrait de réunir ces deux
gneiss.
Nous avons donc défini la lame d'Areua. Elle est com-
posée du gneiss d'Areua et du gneiss du Vignone supérieur
(Gansser 1937a) avec leurs sédiments permo-carboni-
fères et triasiques respectifs. Cette lame est toujours rela-
tivement mince (quelques centaines de mètres dans sa
partie la plus large) et s'étend d'ouest en est presque en
affleurement continu, au front de la nappe du Tambo (fig.
4). A l'ouest, le gneiss vient se pincer contre la nappe du
Tambo. 11 n'affleure ni à l'ouest de la coordonnée 735.5, ni
au sud de la coordonnée 149. A l'est, la lame s'amincît et
forme la «Bruschghorn-Schuppe» (JäCkli 1941) qui se
situe à la base des nappes du Schams occidental.
2.1.6.1  Gneiss
Le gneiss d'Areua est un orthogneiss en général très déformé. Sa
nature change d'est en ouest. A la «Burgruine» de Spliigen (à Test du
terrain étudié, 745.500/158.000). Ie gneiss est quartzo-feldsphatique.
de couleur gris clair. 11 est parcouru par de nombreuses veines de
quartz (pegmatites). Les feldspaths, minéraux constitutifs du gneiss,
ont la particularité d'être gris foncé. Par endroits, le gneiss est parti-
culièrement riche en quartz (il s'agit presque d'un quartzite).
Vers l'ouest, [a composition du gneiss est plus variée, il devient
plus foncé, parfois verdâlre. Les feldspaths n'ont plus leur couleur
particulière, et le gneiss est moins riche en quartz. Localement, on
observe une abondance de chlorite, et le gneiss contient également de
la pistachite et de la clinozoïsite.
La partie interne de la lame (la plus près de la nappe du Tambo -
ancienne zone du Vignone) est composée d'un gneiss à grain fin dans
sa partie ouest, gris foncé ou légèrement verdâtre (chlorite). Il pré-
sente un aspect microscopique et macroscopique identique à la partie
ouest de la partie externe de la zone (la plus loin de la nappe du
Tambo). Plus vers l'est, le gneiss est porphyroblastique, avec de
grands yeux de feldspath potassique et de plagioclase. Bien qu'il soit
très déformé en cet endroit, il est possible d'observer une similitude
entre ce gneiss et les orthogneiss du front de la nappe du Tambo.
2.1.6.2 Sédiments permo-carbonifères
Ces sédiments, situés surtout sur la lame de cristallin externe, ont
été largement décrits par Gansser (1936, 1937a). On trouve des
schistes verts peu épais, des schistes graphiteux ayant une épaisseur
pouvant aller jusqu'à 10 m, et quelques lentilles d'anthracite (quel-
ques mètres). Un schiste vert à sericite représenterait le Permien. Ces
sédiments sont discontinus sur le gneiss, probablement à cause d'un
dépôt originel discontinu et d'un étircment tectonique.
En quelques endroits (736.400/151.200), la lame de gneiss interne
est recouverte par une roche que nous avons appelée gneiss remanié.
Il s'agit d'une roche à l'aspect d'un gneiss, mais qui contient de gros-
ses lentilles de dolomie (ou d'ankérite). Il est difficile de définir une
limite entre le vrai gneiss et ce gneiss remanié, la différence n'est sou-
vent visible que par la présence ou l'absence de dolomie.
Nous avons interprété cette roche comme un gneiss altéré (sur
place), sorte de paléosol (altération prétriasique), un peu à l'image du
gneiss d'Erstfeld (Heim 1921). Le métamorphisme aura reconsolidé la
partie altérée du gneiss.
2.1.6.3 Quartzite
Lc gneiss est parfois surmonté par un quartzite massif contenant
quelques micas (Trias basai probablement).
2.1.6.4 Mélange
La lame d'Areua acquiert un caractère de mélange de plus en plus
marqué à Test et au nord-est. Depuis le flanc oriental du Guggernüll,
on observe des lentilles de dolomies englobées dans du gneiss, de
tailles diverses pouvant être d'ordre décamétrique. Près de Tamboalp
(743.2/154.6). les dolomies sont associées à des roches vertes (prasini-
tes) à l'intérieur du gneiss. Sous les nappes du Schams, la «Bruschg-
horn-Schuppe», continuation de la lame d'Areua (Schmid et al. 1990,
Streut et al. 1976), est composée de gneiss, d'amphibolites. de roches
triasiques (dolomies, gypse, cornieules. schistes chlorileux), de ser-
pentinites et marbres mélangés. Vers le nord-est, elle devient toujours
plus mince (quelques mètres).
2.1.7 La lame des nappes du Schams
Cette unité affleure bien dans la partie centrale du
terrain étudié, entre Tamboalp et le Einshorn. Il s'agit des
sédiments que Gansser (1937a) avait inclus dans la zone
d'Areua. Nous y associons les sédiments qui se trouvent
dans l'ancienne zone du Vignone supérieure et une partie
13
N. du Schams (front du Tambo)
N.   du   Gelbhorn  <Streiff et al. 1976)
TERTIAIRE
?-
CRÉTACÉ     J___~
MaIm
Dogger
Lias"
TRIAS
—  ?
__   F Iy sch
Marbre à sericite sup.
_ Grès carbonates   ______
faciès conglomératique
Marbre à sericite inf.
Marbre à sericite atypique
_ Arkose et schiste noir
Brèches dolomitiques
__   Marbre gris
Dolomie et cornieule
- ?
Sericitmarmor"
Marbre bróchique
Plattiger Guartzit"
Quartzite massif
Sericitmarmor"
Phyllites noires
Calcaires gréseux
_ Calcaires lumachelliques
Schistes bigarrés
Fig. 6:   Colonne stratigraphiquc de la lame des nappes du Schams comparée à ccile de la nappe du Gelbhorn
(d'après S'mniFFet al. 1976).
de ceux de la zone du Vignone inférieure. Cet ensemble ne
comporte pas de cristallin associé, alors qu'on y observe
des roches du Trias au Crétacé supérieur, voire même du
Tertiaire. Il ne forme pas la couverture autochtone de la
lame d'Areua. Ces sédiments présentent de fortes affinités,
en tout cas macroscopiques, avec ceux des nappes du
Schams (fig. 6). Nous pensons qu'il s'agit en fait des mêmes
sédiments, ceux que nous avons observés se sont simple-
ment moins déplacés vers le NNW (chap. 6); nous sommes
donc en présence d'un prolongement des nappes du
Schams.
Les âges que nous avons attribués aux diverses forma-
tions sont déduits de ceux des mêmes formations dans les
nappes du Schams; ils ont été obtenus principalement par
corrélations de faciès. Ils sont relatifs, car aucune faune ou
microfaune n'a encore été observée pour les dater avec
précision. Dans une vue globale, on remarque que les
assises que nous rapportons au Lias sont souvent absentes
(lacunes), de même que les séries du Crétacé supérieur.
Les épaisseurs des sédiments sont variables, à cause des
déformations importantes qu'ils ont subies. L'épaisseur
totale de cette lame ne dépasse guère 400 m.
2.7.7.7  Le Trias
Le Trias est réduit à une cornieule et quelques centi-
mètres de dolomie et de marbre. Cette cornieule repose
fréquemment directement sur le gneiss, matérialisant ainsi
un contact tectonique entre le gneiss et les sédiments.
La cornieule est en général calcitique, polymicte el fine. Sa
matrice se compose essentiellement de calcite, quartz, micas, feld-
spaths et rares grains de dolomite. La calcite présente une taille rela-
tivement fine (environ 20 uni), elle possède des joints sinueux, une
extinction onduleusc et des sous-grains attestant de l'origine alpine
(cl non quaternaire) de cette cornieule. Les éléments sont: des gneiss
composés de quartz, feldspaths et muscovite, des quartzites et des
marbres, ainsi que des esquilles de schistes verts. Les éléments de
gneiss possèdent une schistosité préexistante d'orientation aléatoire
(varisque ?).
La cornieule assure toujours le contact entre le gneiss d'Areua ou
les sédiments permo-carbonifères et les sédiments plus jeunes. La
présence d'éléments dans la cornieule, décrits ci-dessus, peut ôtre duc
soit à un dépôt primaire soit à une déformation tectonique indiquant
le chevauchement. A l'intérieur de la cornieule, on observe parfois
des blocs de dolomie. Nous n'avons jamais trouvé de gypse. L'épais-
seur de la cornieule est très variable, allant d'une trentaine de mètres
à quelques centimètres.
Au-dessus de cette cornieule, une dolomie jaune, à grain fin, est
en général épaisse de quelques centimètres, sauf au Gcmschschluecht
(740.800/153.6(10) où elle est beaucoup plus puissante. Cette dolomie
est discontinue sur la cornieule. Un marbre blanc saccharoïde, assez
pur et peu épais (quelques centimètres) alterne avec la dolomie ou se
situe juste au-dessus de cette roche. Dans un ravin près de Tamboalp
(742.500/153.550), on observe un niveau d'une épaisseur de 3-4 m
d'un schiste vert clair, qui se débite en plaquettes d'une dizaine de
centimètres d'épaisseur. A l'intérieur de ce schiste, il existe de
nombreuses aiguilles d'un minéral vert foncé qui ont un habitus
d'amphiboles. Ces aiguilles ne présentent pas d'orientation préféren-
tielle; nous verrons au chapitre 4 que ces minéraux verts sont en fait
des reliques d'amphiboles. En outre, ce schiste vert est riche en
phyllosilicates, feldspaths et quartz. Cette roche possède une certaine
ressemblance avec les «Quarienschiefer», Trias de l'Helvétique formé
de schistes verts contenant du chloritoïde ou des amphiboles suivant
le degré de métamorphisme. Nous n'avons jamais observé de roches
similaires en un autre endroit.
2.1.7.2 Le Lias
Au-dessus de ces roches triasiques. quelques mètres
d'un marbre gris à gris-blanc, parfois gréseux, n'existe
qu'en lentilles et ne semble pas être continu. Les bancs à
lumachelles et autres formations du Lias des nappes du
Schams sont ici absents. Il est difficile de savoir si ces
lacunes et discordances sont sédimentaires ou dues aux
fortes déformations.
14
2.1.7.3   Le Dogger
Le marbre liasique est surmonté par des brèches dolo-
mitiques; Gansser (1937o) les considérait comme liasiques,
mais des corrélations effectuées par Streiff et al. (1976)
dans les nappes du Schams leur donnent plutôt un âge
dogger.
Ces brèches dolomitiques sont polymictes. Elles contiennent
cependant essentiellement des éléments de dolomies. d'où leur nom.
Les éléments sont souvent arrondis, mais cette forme est probable-
ment due aux fortes déformations subies par la roche.
Les éléments dolomitiques sont de taille homogène en un lieu, par
contre celle-ci peut varier d'un endroit à !"autre. Ainsi, les brèches
dolomitiques du versant est du Val Curciusa contiennent des éléments
d'une taille de quelques centimètres, alors que celles du flanc oriental
du Guggcmiill contiennent des éléments qui peuvent avoir plus d'un
mètre de long. Les dolomies ont un grain très fin (20 um), et soni
jaunes ou grises. Il existe aussi quelques éléments de quartzite et
gneiss. Ils sont cependant trop rares pour que Ton puisse lescorréler
avec des roches cristallines des nappes de socle. La matrice est un mar-
bre gris, plus ou moins riche en micas blancs. Il s'agit de brèches sédi-
mentaires qui ont été alimentées par des roches triasiques et du socle.
indiquant que l'érosion, à cette époque, devait atteindre le socle en
certains endroits.
L'épaisseur totale de ces brèches varie passablement, de quelques
mètres (742.150/153.800) a une centaine de mètres (740.400/152.500).
ce qui est probablement dû à la fois aux variations de la puissance de
dépôt cl aux déformations.
2.1.7.4   LeMaUn
Au-dessus des brèches du Dogger, nous observons soit
quelques mètres d'un mélange d'arkose et de schiste noir,
soit directement un marbre a sericite. Ce dernier ressemble
beaucoup au marbre à sericite («Sericitmarmor») des nap-
pes du Schams, mais affecté d'un métamorphisme plus
élevé. Cependant, en quelques endroits, il est un peu dif-
férent du marbre à sericite typique, et nous l'appellerons
alors marbre à sericite atypique.
a)    Marbre à sericite («Sericitmarmor»): c'est un marbre jaune ocre
lorsqu'il est altéré, gris à la cassure, et riche en sericite. Cette der-
nière se présente disséminée dans la roche ou en amas. Le clivage
est souvent difficile à observer, le marbre ayant tendance à s'alté-
rer en grosses boules relativement homogènes et massives. Il
forme, dans la topographie, les grandes barres calcaires qu'on
peut observer par exemple dans la paroi ouest du Guggernüll. Son
épaisseur est très variable, de quelques dizaines à une centaine de
mètres (respectivement 737.500/151.900 et 740.700/153.250 par
exemple). Souvent, le sommet (quelques mètres) du marbre séri-
cilcux devient conglomératiquc; on observe des nodules de
calcite, plus clairs et plus lailcux que le marbre, et qui contiennent
moins, voire pas de sericite.
b)    Marbre à sericite atypique: ce marbre est présent surtout dans le
ravin où affleurent les schistes verts triasiques (742.500/153.500).
Il y est toujours sériciteux, mais plus riche en quartz. On observe,
a l'intérieur du marbre, des zones qui semblent avoir subi une
karstification. Des surfaces très rouges (riches en hématite)
paraissent altérées, avec un remplissage de sable de calcite rouge.
Ces surfaces sont straliformes. De plus, le marbre est riche en
quartz et possède même parfois de véritables galets de quartz. 11
est également finement bréchique. Toutes ces observations indi-
quent une influence terrigene. Nous supposons que le marbre a
dû subir une emersion passagère, qui en a altéré la partie
sommitale.
2.1.7.5  Le Crétacé
a) Grès carbonates: au-dessus du marbre à sericite, des grès carbo-
nates («Plattiger Quarzil» de Streiff et al. 1976) montrent une
patine plus ocre que le marbre et présentent un clivage bien
marqué. Ces grès peuvent souvent être utilisés comme niveau-
repère. dans une paroi par exemple, car leur teinte permei de les
distinguer relativement facilement des autres roches. Ils se débi-
tent en petites plaques de quelques centimètres d'épaisseur (d'où
leur nom allemand). Ils sont peu épais (environ 2 m).
b)    Marbre à sericite supérieur: en un seul endroit, au Val Vjgnun,
nous avons constaté que les grès carbonates étaient surmontés par
un marbre à sericite presque identique à celui du MaIm. bien que
légèrement plus gréseux.
c)    Flysch (?): les sédiments les plus jeunes que nous avons observés
sont peu épais ei affleurent rarement. Il s'agit d'une alternance de
grès carbonates, de phyllites (argilites noires, souvent non carbo-
natées) et/ou de grès non carbonates. L'alternance, en général
décimétrique, suggère qu'il pourrait s'agir d'un flysch peut-être
d'âge crétacé supérieur, mais une continuation du dépôt dans Ic
Tertiaire reste possible.
2.1.8 Le mélange de Knorren
C'est une nouvelle unité tectonique au front et au som-
met de la nappe du Tambo. Elle comprend la «Knorren-
Zone» et une partie de la zone du Vignone (surtout la
partie inférieure) de Gansser (1937a). Nous avons
conservé le nom de «Knorren» pour ce mélange car c'est
au lieu-dit «Knorren» (à Test du col d'Areua, «Chnorren»
sur les cartes récentes) qu'on peut le mieux l'observer. Il
s'élend du nord du col du Splügen, soit depuis le front de
la nappe du Tambo, jusqu'à la jonction entre le Val Vignun
et le Val Mesolcina. Il affleure de manière sporadique, se
trouvant presque toujours dans les parties topographique-
ment basses (Chnorren, Val Vignun par exemple). La
caractéristique majeure de ce mélange est son aspect
chaotique. En effet, il est composé d'éléments de tailles et
d'âges divers qui ne présentent aucune continuité entre
eux. Ils ont en général une forme de lentille et sont enrobés
dans une matrice pélitique et carbonatée. Puisque ces élé-
ments ne sont pas reliés entre eux, nous avons considéré
cette unité comme un mélange.
2.1.8,1 Nature des divers éléments
Nous avons observé les roches suivantes à l'intérieur de
ce mélange: marbre à sericite, grès carbonates, brèches
gneissiques, quartzite, gneiss, schistes lustrés, dolomies,
cornieules et prasinites. La plupart de ces roches ont été
déjà signalées par Gansser (1937g), sans que la caractéri-
stique de mélange iie soit reconnue.
a)    Marbre a sericite !longueur des éléments: 10-200 m]: c'est un
marbre jaune ocre, riche en sericite et souvent légèrement gré-
seux, qui est similaire au marbre à sericite de la lame des nappes
du Schams. Le clivage est peu ou mal marqué à l'intérieur de cette
roche. Il forme en général des masses de quelques dizaines, voire
une à deux centaines de mètres de long, large de 1-20 m. Ces
corps sont allongés parallèlement à la direction de la schistosité
régionale. On en observe dispersés dans tout le mélange.
b)    Grès carbonates [2-20 mj: ces grès carbonates sont semblables au
«Plattiger Quarzi!» des nappes du Schams. Nous en avons
observé surtout dans la partie occidentale du mélange de Knorren
(Val Vignun).
c)    Brèches gneissiques |100-300 mj: elles ont déjà été décrites par
Canssiïr (1937(j). Les galets de cristallin ont une taille centimé-
trique à décimétrique. Ils sont tous fortement aplatis dans le plan
de la schistosité. De plus, ils possèdent presque tous une schisto-
15
Fig. 7: Brèche gneissique du mélange de Knorren. Lc dessin est
parallèle à la schistosité S/. La schistosité orientée de façon aléatoire
dans chaque élément est anté-alpine (Motta de Caslasc. 736.7/150.6).
	Elément: Gneiss Matrice:
¦?-¦]	
	
	
-   I    ¦	
I   ¦    I -	
	
	Quartzlte
=5ÉUi	Phyllltes
,1,1	Marbres
	
Fig. 8:   Mélange de Knorren, contaci entre la matrice et un élément
affecté par des plis F2 (Chnorren. 742.50/152.95).
site qui leur est propre, c'est-à-dire orientée de façon différente
dans chaque élément (fig. 7). Par conséquent, cette schistosité
inlerne a dû se créer avant la formation des brèches elles-mêmes.
et est probablement antéalpine (varisque ?). Dans certains élé-
ments, elle est reprise par une schistosité de crénulation égale-
ment antérieure à la formation de ces brèches. Les éléments de
cristallin qui composent ces brèches sont de divers types; nous
avons notamment observé des granitoïdes. amphibolites, para-
gneiss, schistes quartzitiques, quartzilcs. et gneiss à muscovite.
Une faible quantité de matrice ankéritique englobe les éléments.
Ces brèches gneissiques sont visibles dans le Val Vignun
(736.750/150.700) et au sud de Tamboalp (743.300/153.250). tou-
jours localisées près du contact avec les gneiss de la nappe du
Tambo. Dans le haut du Val Vignun, une colline (Pt 2295 m) est
formée d'une brèche gneissique, mais les éléments sont plus
grossiers (métriques à décamétriques) et la matrice, dolomitique.
est en proportion plus importante. Par analogie avec des sédi-
ments similaires observés dans les nappes penniques de Suisse
occidentale, ces brèches pourraient être d'âge permo-carbo-
nifère.
d)    Cristallin (10-300 m]: à In Motta de Caslasc (736.700/150.500),
directement sous les brèches gneissiques. affleure un gneiss con-
gloméraiique qui pourrait Être d'âge permien ou carbonifère (par
analogie avec des roches assez similaires de la nappe du Gd St-
Bernard: J,-P. Schaer. coram, pers.). Sous ce gneiss congloméra-
tique se trouve un paragneiss. Plus à l'est, le cristallin de cette
zone de mélange est en général un paragneiss qui ressemble à
celui de la nappe du Tambo. Il est parfois mylonitisé.
e)    Quartate [2-2Om]: au lieu-dit «Chnorren», au-dessus de Tambo-
alp, en direction du col d'Arcua, on observe quelques éléments de
quartate verdâtre qui pourrait Être un équivalent de r«01quarzit»
de Streut et al. (1976). 11 est massif, mais se débite en petits
bancs de 5 à 8 cm. Il est composé de quartz, chlorite, feldspaths.
opaques cl sphène.
f)     Schistes lustrés [100-300 tu]: dans cette zone de mélange, nous
avons observé des schistes lustrés essentiellement en deux points:
une grande masse au sud du lieu-dit «Chnorren», et dans le Val
Vignun (737.8/151.1). Il est intéressant de noter que ces schistes
lustrés, de même que les roches vertes décrites au paragraphe
suivant, se trouvent directement en contact avec la nappe du
Tambo. Ces schistes lustrés carbonates présentent de fortes
ressemblances avec ceux de In zone de l'Uccello inférieure. lisse
différencient du marbre à sericite du Malin, d'une part par leur
couleur grise, et d'autre part par un clivage très bien marqué.
g)    Prasinitcs et roches vertes 110-100 m]: les prasinites de ce mé-
lange de Knorren sont directement en contact avec les gneiss de
la nappe du Tambo dans le Val Vignun (737.800/151.100). On en
observe une petite lentille (pétrographiquement semblable aux
prasinitcs de la zone de l'Uccello inférieure) de quelque 50 cm
d'épaisseur et quelques mètres de long. A l'est du cold'Areua, on
observe une masse plus importante d'amphibolilcs accompa-
gnées de métatufs volcaniques.
h) Roches triasiques |2-20 m]: une cornieulc cl des dolomics sont
associées au mélange. La cornieule est calcitique monomietc, très
poreuse. Quelques rares esquilles de schistes verts sont dispersées
dans la masse. La colline de la Motta, dans le Val Curciusa. est
composée de gros blocs de dolomie, ocre lorsqu'elle est altérée,
crème à la cassure. Le clivage y est très mal marqué. Ces dolomies
sont mélangées avec une brèche gneissique (paragraphe c).
Il existe donc huit types de roches différentes dans ce
mélange. Presque tous ont des affinités avec les sédiments
que nous avons décrits auparavant.
2.1.8.2 Lamasrice
Elle est difficile à caractériser parce qu'elle affleure
rarement ou se confond avec les éléments mêmes du
mélange. Elle est formée de roches carbonatées du type
marbre à sericite, alternant à l'échelle du décimètre avec
des grès carbonates, des grès non carbonates très poreux,
et des schistes noirs ou verts exempts de carbonates. Tous
ces types de roches sont mélangés, et on peut les observer
simultanément sur la plupart des affleurements. Les
contacts entre la matrice et les éléments sont souvent diffi-
ciles à définir. Les éléments sont allongés parallèlement à
la direction de la schistosité principale, et, par conséquent,
le contact matrice/éléments Test également. Ce contact est
affecté par divers plis F2 et F3 (fig. 8). Si cette matrice était
à l'origine une alternance de calcaires plus ou moins détri-
tiques et de pélites, qui par métamorphisme sont devenus
des marbres, marbres gréseux et schistes noirs, cette suc-
cession serait typique d'un flysch. Cette lithologie présente
ainsi quelques affinités avec le flysch de la nappe du GeIb-
horn (membre supérieur. Streiff et al. 1976).
2.1.8.3 Col du Spiiigen
Entre le sommet du front de la nappe du Tambo (géo-
graphiquement: Lattenstafel) el le col du Spiiigen, il y a
très peu d'affleurements. Par conséquent, l'étendue du
mélange de Knorren sur le dos de la nappe du Tambo reste
inconnue.
Au col même, des coupes au travers de la zone sedimentale ont
déjà été décrites (ZurflOh 1961). Du contact avec le gneiss du Tam-
bo jusqu'à la nappe de Suretla, on observe:
-     une triple répétition de marbre jaunâtre sériciteux et de roches
qui ont été interprétées comme du cristallin mylonitisé. mais qui
pourraient être du Permo-Carbonifèrc;
-     des schistes verts à chlorite puis des bancs dolomitiques qui vien-
nent ensuite s'intercaler au milieu des marbres;
une zone médiane constituée d'une sorte de broche où il est diffi-
cile de distinguer les éléments de la matrice: on observe des zones
de schistes verts chloriteux et d'autres de calcaires jaunes; sous la
brèche, il y a un marbre blanc très pur;
-     après quelques mètres de marbre, une cornieule qui. lorsqu'elle
est présente, assure le contact avec la nappe de Suretta.
Ces séries très déformées et plissées peuvent être inter-
prétées comme des éléments très déformés et étirés du
mélange de Knorren. Zurflüh (1961) avait proposé la
même corrélation. Cependant, la possibilité que les parties
schisteuses appartiennent au Permo-Carbonifère, et par
conséquent à la zone de Bardan, subsiste. Les sédiments
plus carbonates situés sous la nappe de Suretta font partie
de la zone d'Andossi.
La présence ou l'absence d'éléments du mélange de
Knorren au col du Spliigen, c'est-à-dire sur le dos de la
nappe du Tambo, à plus de deux kilomètres du front de
cette dernière, a une importance capitale pour l'inter-
prétation cinématique.
Nous considérerons ces affleurements comme appar-
tenant au mélange de Knorren, et les différentes coupes et
cartes proposées se baseront sur cette hypothèse, mais une
idée des conséquences de l'hypothèse inverse sera à cha-
que fois évoquée.
2.1.8.4 Formation du mélange de Knorren
Cette unité tectonique est un mélange chaotique d'élé-
ments divers enrobés dans une matrice qui pourrait être un
flysch. Deux modes de formation sont possibles:
-    Une formation lors de la phase d'extension du Méso-
zoïque, le long d'une faille normale synsédimentaire
(slumping à grande échelle).
-    Une formation lors de la propagation du chevauche-
ment de la nappe du Tambo, ce mélange étant localisé
juste au niveau de la rampe frontale de la nappe. La
partie qui se trouve actuellement au sommet de la
nappe y aurait été placée lors des déformations D2.
Ces deux modes de formation ne s'excluent pas, on
peut imaginer qu'une faille synsédimentaire ait pu rejouer
en faille inverse lors des mouvements compressifs alpins
(chap. 6).
2.1.9 La zone de Bardan
La localité-type de la zone de Bardan ne se trouve pas
dans le secteur que nous avons étudié. Strohbach (1965)
l'a définie dans une région située plus au sud, près de la
Cima di Bardan (Italie). Cette zone est divisée en deux
unités, inférieure et supérieure:
-    La zone de Bardan inférieure est composée de gneiss
chloriteux et de schistes concordants sur la nappe du
Tambo. La différence entre les gneiss de la nappe du
Tambo et ceux de Bardan est pétrographique, due res-
pectivement à la présence et à l'absence de biotite. Vers
le haut de la série. Strohbach a observé des con-
glomérats quartzitiques étirés.
-    La zone de Bardan supérieure est surtout constituée de
roches carbonatées, avec un marbre basai et de la
cornieule ou de la dolomie. Elle semble être écaillée
dans sa partie sommitale (difficulté de corréler des
affleurements discontinus, Strohbach 1965).
Plus au nord, dans la région où nous l'avons étudiée, la
zone de Bardan se réduit à:
Un gneiss vert, chloriteux. contenant souvent un peu de carbona-
tes. Il s'agit très probablement d'un paragneiss. La teneur en
quartz augmente vers le haut de la série. Tout près du contact avec
les roches triasiques, le gneiss devient plus conglomératique.
avec des galets de quartz étirés. Son épaisseur est très variable
(10-10Om).
-     Par-dessus, un quartzite vert ou un marbre peu épais, rubane.
gris-blanc.
-     Une cornieule calcitique souvent polymietc qui surmonte le tout-
La zone de Bardan n'affleure que dans le sud de ia
région étudiée, elle ne réapparaît pas au nord du lac de
Monte Spluga. Il est possible cependant que les affleure-
ments du col du Spliigen appartiennent à la zone de
Bardan; dans ce cas, celle-ci se poursuivrait jusqu'à ce col.
2.1.10 La zone d'Andossi
La zone d'Andossi est composée de roches triasiques
fortement écaillées. On observe plusieurs répétitions, et il
est difficile de corréler une coupe à une autre, du fait de la
complexité de la zone.
Le profil d'Alpi di Suretta (746.250/150.400). décrit par Zurflüh
(1961). permet notamment d'observer, du bas vers le haul (fig. 9b): un
marbre gris, rubane, surmonté par une dolomie blanc crème, mal litée;
quelques mètres d'une alternance de schistes phylliteux et de marbres
bruns gréseux, parfois dolomitiques; cinq mètres de cornieule calci-
tique polymicte. jaune ocre, poreuse, à gros exiraclasles de marbres
gris. Puis au-dessus, des marbres gris mal lités alternent avec des
brèches dolomitiques à éléments de calcaire. Il manque 20 m d'af-
fleurement jusqu'au gneiss de la nappe de Suretta.
Plus au sud, dans les collines au-dessus du hameau d'Andossi
(Italie), on peut reconstituer un profil â partir d'affleurements
dispersés (fig. 9c). Une cornieule calcitique polymicte est surmontée
par une alternance de marbres et de dolomies, avec parfois boudinage
des dolomies, parfois une brèche dolomitiquc à éléments très fins,
puis vient une deuxième cornieule, surmontée d'un marbre blanc
légèrement dolomitique et d'une alternance de marbres et de dolo-
mies. Une troisième cornieule polymietc termine la série.
Vers le nord (vers le col du Spliigen), la zone d'Andossi devient
moins épaisse. On observe sous le gneiss de Surclta (fig. 9a): un schiste
micacé légèrement carbonate, une cornieule calcitique polymicte, un
marbre blanc laiteux dolomitique, un marbre jaune très fracturé, un
marbre jaune ressemblant un peu au marbre à sericite, avec des
esquilles de schistes verts (triasiques ?), qui passent vers le bas à une
cornieule. elle-même surmontant des dolomies fracturées.
On constate que ces trois profils sont assez différents. Il
n'en reste pas moins que cette zone, qui s'étend depuis le
col d'Avero vers le nord jusqu'au village de Spliigen, pré-
sente une continuité et des caractéristiques qui justifient
son individualisation. Elle représente une unité structura-
le sur laquelle s'est fait le transport de la nappe de Suretta.
On retiendra que, bien que nous n'ayons jamais observé de
gypse associé à cette unité, Mühlemann (1928) a signalé
17
745.5/151.0
10m
T7T
S^
XLJ
^J    Schistes ± carbonates
Marbres dolomitlques
Marbres Jaunes
Marbres gris
Marbres à sericite
Dolomies
'      ~
>»   •  S
Alpi di Suretta
An dossi
b)
10m
—X
Schistes
Comieules
Chevauchement
principal
10m
— x
i-V ;'•'.   Quartzftes
l"~tJ Gneiss
/      Fracture
Kîg. 9:   Profils stratigraphiques dans ]a zone d'Andossi.
une source très riche en sulfates au nord de Pianazzo (dans
la zone d'Andossi, mais au sud de notre terrain) qui
suggère que du gypse soit associé aux cornieules, ou se
localise en lentilles. Ces constatations sont aussi à mettre
en parallèle avec l'aspect de ces cornieules. Zurflüh
(1961) signale un affleurement de gypse au nord de Madé-
simo (Pt 1585 m), qui pourrait indiquer que le gypse est
dispersé en lentilles dans les sédiments.
2.1.11 Conclusion
La figure 10 résume les colonnes stratigraphiques de
chacune des unités tectoniques. On retiendra tout particu-
lièrement la grande différence entre les sédiments de la
zone du Misox. ceux situés au front de la nappe du Tambo
et ceux de la zone du Splügen. Hormis le Trias, les sédi-
ments de la zone du Misox (zone de l'Uccello s.l.) sont très
ZONE DU  MISOX
g^aa
z. de l'Uccello inf.
z. d'Andrana
.8  Trias de l'Adula              z. de l'Uccello sup.
S                                                  et "Gadriol-Zug"
FRONT DE LA NAPPE DU TAMBO
ZONE DU SPLUGEN
I. d'Areua
mélange     i
de Knorren     '          ~*~~ '
z. de Bardan
z. d'Andossi
EE
H£
Marbres
Marbres dolomitlques
Marbres à sericite
facte s atypique
Dolomies
~=1i
Ia!
I ¦   J'
Brèches
Brèches dolomitlques
Brèches gneisslques
Grès carbonates
Phyllites
Schistes lustrés
P re sin Iles
Cornieules
L___,
Quartzites
fartes eonglomôratlque
Gneiss et schistes
Gneiss
Orthogneiss
Fig. 10:   Colonnes stratigraphiques des nappes de sédiments entourant la nappe du Tambo.
18
monotones et épais. Ils témoignent d'une sédimentation de
bassin relativement profond, avec un fond a influence
océanique (prasinites, croûte continentale amincie) dont la
paléogéographie peut être comparée au domaine valaisan
du Pennique de Suisse occidentale (voir aussi Schmid et al.
1990).
Les sédiments de la zone du Spliigen et ceux en posi-
tion frontale comprennent un ensemble allant du Trias au
2.2.1 Le sommet de la nappe de l'Adula
Le long de son contact avec la zone du Misox, entre
Hinterrhein et San Bernardino, la nappe de l'Adula se
compose principalement de métasédiments gris, en
général très riches en micas. Ce sont soit des schistes, soit
des gneiss. Leur caractère sédimentaire est relativement
bien exprimé par un litage. On note également la présence
de fréquentes lentilles de roches basiques. Jenny et al.
(1923) et Nabholz (1945) parallélisent ces roches avec les
schistes deCasanna,
Les gneiss gris sont a grain relativement fin; ils se caractérisent par
la présence abondante de biolitcs et grenats. Ces derniers minéraux
semblent être de deux générations différentes. La première serait
antérieure aux déformations alpines (moulée dans la schistosilé, halos
d'étirement), alors que la deuxième génération est postérieure aux
déformations (grenats idiomorphes, sans inclusions, sans halo
d'étirement).
Les lentilles basiques sont de plusieurs types. Van der
Plas (1959) et Heinrich (1983) signalent des éclogites. des
glaucophanites, des amphibolites et des prasinites. On
trouvera des descriptions plus précises chez ces deux
auteurs et chez Jenny et al. (1923). Lorsque l'on s'éloigne
de quelques mètres, ou quelques centaines de mètres sui-
vant les lieux, du coniaci avec la zone du Misox, on observe
un orthogneiss concordant avec les métasédiments. Cet
orthogneiss est riche en feldspaths potassiques accompa-
gnés de quartz, plagioclases, muscovites, biotites et
grenats. De gros porphyroclastes de feldspaths perthi-
tiques suggèrent une origine granitoïdique de ce gneiss.
On observe également des intercalations de marbres à
l'intérieur de la nappe (Jenny et al. 1923). Du fait que,
dans la partie nord, Heinrich (1983) ait observé l'associa-
tion cornieule (± gypse) - métapélites - schistes calcaires
micacés typiques du Trias, on suppose un âge mésozoïque
pour ces intercalations.
2.2.2 La nappe de Suretta
Classiquement, Ia nappe de Suretta est subdivisée en
deux unités:
2.2.2.1  Le porphyre de Rofiia
Cette roche a été étudiée en détail par Grünenfelder
(1956). C'est un gneiss granitique porphyrique offrant plu-
sieurs faciès, liés d'une part à sa genèse, d'autre part aux
déformations subies.
Crétacé (lame des nappes du Schams), et des formations
triasiques variables dont les assises plus jeunes ont proba-
blement été expulsées plus au nord. Les sédiments de la
lame des nappes du Schams se sont déposés en eau relati-
vement peu profonde, avec des zones émergées (érosion,
alimentation des brèches) et des plates-formes carbo-
natées, dans un domaine comparable au Briançonnais des
Alpes occidentales.
Ce gneiss contient des phénocristaux ronds de quartz (5 mm) et
d'autres plus grands (5 cm) de feldspaths potassiques. La bordure du
gneiss a parfois l'aspect d'un tuf, avec un grain très fin, quelques
phénocristaux de quartz et des «fiamme» (terme italien désignant des
morceaux de verre dans un tuf). La foliation est plus ou moins
marquée suivant l'intensité de la déformation subie par la roche. A
quelques mètres du contact avec la zone du Spliigen, le gneiss est
mylonitisé.
2.2.2.2 Le gneiss du Timun
C'est un vieux cristallin composé de schistes à chlorite
et sericite, de gneiss très schisteux (souvent riches en
chlorite), d'orthogneiss gris, de quelques amphibolites et
éclogites. Zurflüh (1961) et Blanc (1965) ont largement
décrit ces roches qui semblent avoir formé l'encaissant du
porphyre de Rofna. La relation Rofna/Timun est cepen-
dant compliquée dans la partie sud de la nappe.
2.2.3 La nappe du Tambo
Gansser (1937(ï) a subdivisé Ia partie septentrionale
de la nappe du Tambo en trois zones:
2.2.3.1   La zone frontale («Stirnzone»)
Les orthogneiss
Des corps d'orthogneiss occupent une large part du
front de la nappe. La cartographie permet d'identifier trois
masses principales. Le plus grand de ces corps affleure
suffisamment bien pour permettre de déterminer la forme
de sa base par construction d'isohypses (fig. 11). Il est al-
longé en forme de demi-cylindre, et remonte de la base vers
le sommet de la nappe, dans une direction oblique par rap-
port au plongement axial général. Vu la forme de ce corps,
il paraît plausible qu'il s'agisse d'une sorte de laccolite.
Dans ce cas, la partie supérieure du corps pourrait être
arrondie, il n'affleurerait pas au front de la nappe du fait de
sa position oblique par rapport à celte dernière. Sur les
coupes que nous présenterons plus loin, nous avons plutôt
donné un toit plat au corps, induit par les différentes défor-
mations alpines subies. Nous y avons aussi ajouté un corps
d'orthogneiss, hypothétique, qui serait également oblique
au plongement axial de la nappe, et dans une position
inférieure par rapport au laccolite décrit précédemment.
Ces orthogneiss ont une teinte grise; ils possèdent tous de grands
phénocristaux de feldspaths potassiques et de plagioclases pouvant
atteindre cinq centimètres de longueur, et d'autres plus petits de
quartz. Les feldspaths sont fracturés, saussuritisés et séricitisés; il y a
croissance de quartz et de micas dans les fractures. Ces orthogneiss
sont plus massifs que le «eux cristallin encaissant.
2.2 Les nappes de socle
19
Limite de la nappe du Tambo
::;:=::¦]   Affleurement d'orthogne
Fig. 11 :   lsohypses des corps d'orthogneiss du front de la nappe du Tambo.
Le vieux cristallin
Ce vieux cristallin formant l'encaissant des orthogneiss
est constitué de gneiss ou schistes à muscovite, à chlorite
ou à deux micas.
Ces roches sont en général à grain fin. Suivant le type de phyllo-
silicates qu'elles contiennent, elles ont une teinte grise, gris-noir ou
verdâtre. Des variations assez fréquentes existent entre l'une ou
l'autre de ces roches, si bien que nous n'avons pas cherché à les carto-
graphies Près de Laltenstafel, on reconnaît quelques amphibolites.
2.2.3.2
La zone intermédiaire («Zwischenzone»)
Elle est essentiellement représentée par des roches
d'origine sédimentaire. On y observe des paraschistes très
riches en chlorite, des dolomies, des marbres et des serpen-
tinites. Dans ces dernières, la serpentine est accompagnée
de talc, calcite, pyrite et sericite. Il existe un rubannement
dans ces roches, dont l'orientation ne correspond à aucune
des structures alpines. Les paraschistes à chlorite peuvent
être correlés avec des schistes de Casanna. Gansser
(1937«) considérait que les marbres étaient prémésozoï-
ques, alors qu'il assignait un âge rnésozoïque aux dolomies.
Cette zone sédimentaire permo-carbonifère (schistes
de Casanna, marbres, serpentinites) et triasique inférieur
(dolomies) a peut-être été pincée dans le cristallin lors
d'une phase de compression précoce.
A l'est du village de San Bernardino, dans le Val del
Motion, quelques affleurements de cornieule (signalés par
Gansser 1937û) se trouvent une centaine de mètres au-
dessus de la base de la nappe, sans qu'il soit possible d'en-
visager une relation avec les sédiments triasiques de la
zone d'Andrana. Il s'agit donc d'un Trias interne qui ne
peut être associé aux sédiments et paraschistes de la
«Zwischenzone». La présence de cornieule à l'intérieur
du gneiss pose un problème qui n'a pas encore trouvé de
solution. U est possible que cette cornieule signale, en fait,
un écaillage de la base de la nappe du Tambo. On observe
un tel écaillage à la base de la nappe de Suretta (Trias du
lac de Sufers), et la nappe de l'Adula contient plusieurs
niveaux de Mésozoïquc.
2.2.3.3 La zone de Curciusa
Cette zone largement décrite par Gansser (1937a) est
représentée par des paraschistes à muscovite, à deux
micas, à grenats (surtout au sud), et par des amphibolites.
Notons que les amphibolites que nous avons observées
montrent des contacts antéalpins avec les schistes; en
effet, ils ne sont pas parallèles aux structures alpines (S1).
On n'observe que peu de structures alpines dans les amphi-
bolites, mais elles possèdent par contre un rubannement et
des plis antérieurs. Elles sont riches en grenats et sont par-
fois entourées d'une gangue très riche en grenats, mais qui
20
ne contient pas d'amphibole. Ces amphibolites sont
dispersées sous forme de lentilles de taille très variable
(quelques mètres a plusieurs dizaines voire une centaine
de mètres) qui ont tendance à se suivre. Il semble qu'elles
Dans ce chapitre, nous allons décrire dans Tordre chro-
nologique les différentes phases de déformation qu'il est
possible de dégager par l'observation des roches de la ré-
gion étudiée. Nous allons traiter des phases de deforma-
cene première phase de déformation est complexe;
elle s'est considérablement étendue à la fois dans Ie temps
et dans l'espace. Les marqueurs macroscopiques princi-
paux sont les chevauchements. Dans un contexte cinéma-
tique en effet, tous les chevauchements et contacts tecto-
niques des unités de la nappe du Tambo. et des sédiments
situés au front de celle-ci, peuvent être expliqués par une
seule phase de déformation (voir aussi chap. 6). A plus
petite échelle, Dj est parfois difficile à discerner, d'une part
parce que ses structures ont été oblitérées par les défor-
mations ultérieures (D2, D4), et d'autre part parce que 5;
et S2 (les schistosités associées aux déformations D] et D2)
sont souvent parallèles.
3.1.1  Les structures
3././.7  Les chevauchements
Il existe toute une série de contacts tectoniques dans la
région que nous avons étudiée. Les principaux sont:
-    nappe du Tambo/zone d'Andrana ou zone de l'Uccel-
lo supérieure,
-    nappe de Suretta / zone d'Andossi.
A plus petite échelle, ce sont:
-    zone d'Andossi / zone de Bardan,
-    lame des nappes du Schams / lame d'Areua,
-    mélange de Knorren/lame des nappes du Schams ou
lame d'Areua,
-    lame d'Areua / zone de l'Uccello supérieure,
-    zone de l'Uccello supérieure / «Gadriol-Zug»,
-    «Gadriol-Zug» / zone de l'Uccello inférieure,
-    zone de l'Uccello inférieure / Trias de l'Adula.
Nous n'allons pas discuter du contact entre le Trias de
l'Adula et la nappe de l'Adula, car les conditions méta-
morphiques qui ont régné lors de cet écaillage étaient bien
différentes de celles ayant existé lors des autres chevau-
chements (respectivement haute pression et métamorphis-
me tertiaire schiste vert), et impliquent une genèse dif-
férente.
Tous les chevauchements cités ci-dessus sont plissés par
les déformations postérieures (¾ D$ et D4), en tous cas à
soient boudinées dans les schistes, sans qu'il soit possible
de savoir si ce boudinage est entièrement dû aux déforma-
tions alpines. Gansser (1937a) et Zurflüh (1961)
donnent des descriptions détaillées de ces roches.
tion d'un point de vue surtout descriptif. Nous verrons les
structures qui les caractérisent, à petite comme à grande
échelle, et les variations régionales qui existent.
petite échelle. Nous verrons ci-dessous que des plis F/
accompagnent D} et plissent parfois les chevauchements
qui se sont développés auparavant. Pour comprendre ce
phénomène, il faut imaginer que, dans un premier temps,
Dj s'est manifestée dans les parties les plus internes, pro-
voquant des décollements de couverture, puis au sein du
socle. Ces éléments décollés se déplacent vers les parties
plus externes et peuvent être plissés par les déformations
qui continuent à provoquer des décollements dans ces
mêmes zones. Il apparaît par conséquent difficile de disso-
cier ces décollements en plusieurs événements successifs.
D] doit être considérée comme une phase qui englobe plu-
sieurs épisodes de déformation.
Les contacts tectoniques sont difficiles à caractériser,
car ils affleurent rarement. Ils sont parallèles à la direction
de S] et souvent matérialisés par une cornieule dans les
sédiments, alors que le cristallin est fréquemment myloni-
tisé sur quelques mètres. Les seuls contacts réellement
visibles à l'affleurement sont:
le contact lame d'Areua / lame des nappes du Schams, dont nous
avons déjà parlé au chapitre 2.
Ie contact lame d'Areua / zone de l'Uccello supérieure: il est ex-
posé en plusieurs endroits. Près de Tamboalp (743.175/154.900),
le contact est subvertical (proche d'une charnière F^ et ondulé.
A l'affleurement, on observe des plis Fj dans les schistes lustrés,
qui n'affectent pas le gneiss (fig. 12a). Par contre, un pli F2 affecte
à la fois le contact et les plis F/. Au microscope, on observe dans
le gneiss une foliation Sj parallèle au contact et crénulée par S2.
Dans les marbres rccristallisés dynamiquement. Sj et S2 sont aussi
présentes. S2 passe au travers du contact et le crénule. Les mêmes
relations spatiales s'observent donc de l'échelle de la lame mince
à celle de Taffleurement. Plus à l'ouest, le contact est plissé par
des plis F2 métriques. A l'Alp de Rog, à quelques mètres du
contact, dans les schistes lustrés, certains plans axiaux de plis F1
sont réorientés (fig- Ì2b). Cette réorientation pourrait être liée au
chevauchement du gneiss sur les schistes lustrés. Vers l'ouest, on
observe toujours un contact parallèle à S/, ondulé (fig. 12c).
3.1.1.2 Laschistosité
Une schistosité penetrative régionale 5/ s'est déve-
loppée lors de D]. Dans les roches cristallines, elle se
marque par la réorientation des minéraux (ou orientation
pour certains minéraux nouvellement formés) en plans
3. Analyse structurale
3.1 Premiere phase de deformation - D/
21
NW
NNW
SE
Schistes lustrés
.5 cm.
Gneiss
Gneiss
NNE
Gneiss
I
SSW
..S9?
Schistes lustrés
Plans
axiaux F1
réorientés
Schistes lustrés
Fig. 12:   Coniaci schistes lustrés / gneiss d'Areua.
(a)   Einshorn (737.90/152.95): le contact est parallèle à S1.
(b)   AIp de Rog: dans les schistes lustrés, à deux mètres du contact, les plans axiaux de plis Ft (?) sont réorientés pendant la même phase D1.
(c)    Val Vignun (736.30/150.65/2226): contact parallèle à S1, ondulé.
W
Fig. 13:   Interférence entre D1 et D2.
(a)   Gneiss du Tambo: plis /¦) repris par F2 (737.1/146.8).
(b)   Brèche dolomitiquc: Si est plissée par des plis F2. Les éléments dolomitiques aplatis lors de D1 sont également plissés: dessin schématique
d'après des observations de terrain.
Fig. 14: Stéréogrammes représentant l'orien-
tation moyenne de la schistosité 5; par secteur,
illustrant la rotation de la schistosité au front
de la nappe du Tambo (canevas de WuIf.
hémisphère inférieur).
22
parallèles. Les micas ont tendance à se concentrer en ban-
des alternant avec d'autres où le quartz et les feldspaths
dominent. Dans les roches carbonatées assez pures, on ob-
serve plutôt un clivage espacé, mais dans les roches sédi-
mentaires riches en minéraux phylliteux. la réorientation
des minéraux est intense. Il n'est pas toujours évident de
retrouver la stratification dans ces roches très déformées.
Elle semble souvent parallèle à 5/, sauf dans les charnières
des plis F1. C'est elle qui permet d'ailleurs d'observer ces
plis (fig. 13«). S] est parallèle au contact tectonique entre
la nappe du Tambo et les sédiments qui l'entourent. A la
base de la nappe, elle a une direction N-S et un pendage
d'une vingtaine de degrés vers l'E. Elle se redresse au front
de la nappe, présentant en cet endroit une direction WSW-
ENE, alors qu'elle présente de nouveau, au sommet de la
nappe, une direction N-S et un pendage faible vers l'E
(fig. 14). Elle est replissée par les plis de deuxième phase Fj
(fig. 13b) et de quatrième phase F4. La figure 15 donne
l'orientation générale des pôles de la schistosité. On ob-
serve un maximum qui correspond à une direction NE-SW
et un faible pendage vers TESE, mais l'ensemble des
schistosités est orienté sur un grand cercle dont le pôle
correspond bien aux axes des plis F2 (E-W, faible plonge-
ment vers l'E).
«9 OdTQ
CONtOUREO ST                                    I  4 Tlfl
3                                                                                        b     POINTS PER     B.2       I (WER
Fig. 15:   Orientation de la schistosité S/.
(a)    Stéréogramme représentant les orientations moyennes de S1
par secteur (voir fig. 14; canevas de Wulf, hémisphère
inférieur).
(b)    Stéréogramme de densité de toutes les mesures de S/ (canevas
de Lambert, hémisphère inférieur).
Fig. 16:     PIi /*"; dans les schistes lustres de ta zone de l'Uccello
supérieure.
En pointillé: couches compétentes; en tireté: couches incompétentes
avec naissance de la schistosité S/ à la charnière (SO - stratification).
3.1.1.3 Les plis
Les plis F] sont rares. Ils sont isoclinaux et la naissance
de la schistosité est bien visible à leur charnière (fig. 16). Ils
affectent aussi bien les roches sédimentaires que les roches
cristallines. Tous les plis observés sont de petite taille.
L'orientation de leurs axes est variable, parce qu'ils ont été
réorientés par D2, D3 et D4 (fig. ila). Lorsqu'on mesure
ces plis dans des secteurs épargnés par les déformations
postérieures (dans la nappe du Tambo), ils semblent avoir
une orientation axiale NNW-SSE subhorizontale.
3.1.1.4 La linéation
Le plan de schistosité Sj est porteur d'une linéation
d'étirement minérale L/. Elle se marque par l'orientation
de micas, de feldspaths, de rares amphiboles, des rubans de
quartz ou de calcite. Deux linéations d'étirement minéra-
les ont marqué ces roches. Les conditions métamorphiques
qui ont régné lors de D}, D2 et D3 étant approximative-
ment identiques (chap. 4), il est difficile de différencier
d'un point de vue minéralogique les deux linéations (L; et
L3), d'autant plus que les plans porteurs de ces linéations
sont souvent parallèles. Sur le diagramme stéréographique
de la figure 17è, nous avons par conséquent présenté l'en-
34 OATO
Fig. 17:   Stéréogrammes des axes de plis /•"/ (a) et des linéations d'éti-
rement minérales L\ et L3 (b). Sont aussi représentés les axes des plis
F2 et le pôle de la schistosité S2 moyenne (canevas de Lambert,
hémisphère inférieur).
23
Fig. 18:   Répartition spatiale des linéations d'étirement minérales
L1 et L3.
semble des linéations L1 et L3. Elles se répartissent sur un
plan (grand cercle), avec cependant beaucoup de linéa-
tions orientées E-W. Il semble que dans des secteurs
épargnés par les déformations postérieures, L1 soit orien-
tée dans un secteur NNW-SSE. Le plan qui contient l'en-
semble des linéations Lj et L3 n'a pas /¾ comme pôle, mais
représente S2 (fig. Mb). Localement, les linéations Lj ont
été réorientées autour des plis /'2 (comme à la «Burgruine»
de Splügen), mais cela ne s'observe pas sur un diagramme
stéréographique   contenant   l'ensemble   des   linéations.
Fig. 19:   Répartition spatiale des axes de plis F1
Nous verrons plus loin que ces linéations Lj ont en fait été
réorientées par un cisaillement opérant sur un plan S2,
dans une direction E-W. La figure 18 présente la réparti-
tion spatiale de toutes les linéations d'étirement mesurées
(Lj + L3). On n'observe pas de corrélation entre la posi-
tion structurale et l'orientation de la linéation.
Au front de la nappe de l'Adula, il faut noter que les
linéations liées à la phase de Zapport (phase de mise en
place, Low 1987) sont également réorientées dans une
direction E-W.
W
Piz Cavriola
736/152
Locali sali on
de la coupe

Schéma
V^'"WÏS^       métansodaKnorr«
¦"SS?*" -ï>£- s.      1
Schistes lustré*
Ç£5    Plytch
(acta congkxnjrallqin
A    Marbres série Ite ux
Grès carbonates
Brèches dolomlllques
Martres gris
Marbres dolomitlques
500 m
I - ' I Malrice du mélange
^^.n Brèches c/ialsslqties
¦MM    Comleule
Gneiss rem antes
ParagnaIss, gneiss en gdn.
tetpemlnlm
Orthogneiss
Fig. 20:   Coupe W-E montrant le pli F1 a grande échelle, accompagnée d'un scliéma des unités tectoniques. La polarité des séries sédimentaires
(-*), ainsi que la vergence des plis secondaires esquissée sur le schéma, suggèrent une fermeture de l'anliforme (ou faux anticlinal) vers l'W.
24
3.1.2 Répartition et variations locales
La figure 19 montre la répartition spatiale des axes de
plis Fj. Ils sont rares, mais on n'observe pas de répartition
structurale particulière. Les vergences observées ne sont
pas toujours identiques, mais il est difficile de les corréler,
sauf au Val Vignun (ouest du terrain). En effet, dans cette
région, on observe la succession des unités suivantes
(fig. 20). du bas (ouest) vers le haut (est):
-    zone de l'Uccello supérieure,
-    lame d'Areua: les sédiments permo-carbonifères sont
au-dessus du gneiss,
-    lame des nappes du Schams en sérié normale (par rap-
port au cristallin sous-jacent),
-    lame des nappes du Schams en série inverse (par rap-
port au cristallin sous-jacent),
-    lame d'Areua: les sédiments permo-carbonifères sont
situés structuralement au-dessous du gneiss, suggérant
que cette lame est renversée.
Cette deuxième phase de déformation est macroscopi-
quement la mieux visible. Des plis particulièrement spec-
taculaires impliquent à l'échelle kilométrique tous les
sédiments situés au front de la nappe du Tambo (ainsi que
la lame d'Areua), comme Ta déjà décrit Ganssier (1937<ï).
3.2.1  Les structures
3.2.1 J  La schistosité
La schistosité S2 présente une orientation relativement
constante (110/30, fig. 21) que ce soit à Test ou à l'ouest de
la région étudiée. Elle est cependant localement réorientée
par les déformations D4. Nous avons séparé les données en
deux groupes géographiques pour voir si la schistosité était
réorientée aux alentours de la coordonnée 740 de la même
manière que les plis F2 (voir ci-dessous). 52 est parallèle à
la schistosité 5/, sauf aux charnières des plis Fi et au front
de la nappe du Tambo. Les plis de deuxième phase ont en
effet déformé S1 (fig. 136) et, au front de la nappe du
Pôle $2. région H                                                           P6le S2. région E
91 OATO                                                                              76 OflTfl
CONTOURED AT                                         I * 7IS 13 IE 19        COHIOUBED 01                                         1 4 lie 13 16
POINTS PEB      1.8       J ORE»                                                       POINTS PER      1.3        X WlEfI
Fig. 21:   Stéréogrammes de densité des pôles de S2 à l'ouest (a) et a
Test (b) de la coordonnée 740 (canevas de Lambert, hémisphère
inférieur).
De plus, quelques plis Fj ont pu être observés dans les
sédiments de la lame des nappes du Schams en série inver-
se; ils ont une vergence de type Z (lorsque l'on regarde vers
le nord).
L'ensemble de ces observations suggèrent une ferme-
ture F1 à grande échelle vers TW et en l'air (fig. 20). Nous
n'avons jamais pu observer ce pli sur le terrain, car il a dû
être érodé. Ce pli serait une grande antiforme très pincée,
ayant des sédiments de la lame des nappes du Schams au
coeur, et entourée par le gneiss de la lame d'Areua.
Soulignons ici que ce pli F1 intègre toutes les observa-
tions que nous avons faites; mais en l'absence de critères
absolument indiscutables (plis F; de vergence normale
dans le flanc normal, observations de la charnière), il reste
hypothétique.
Tambo, nous avons vu que 5; suivait le contact de la nappe
avec les sédiments, ce qui n'est pas le cas de S2-
Cette déformation ne semble pas avoir affecté forte-
ment le cristallin de la nappe du Tambo. On y observe rare-
ment S2, sauf Pres du contact chevauchant. S2 est une
schistosité de crénulation relativement serrée dans ces
roches (de Tordre du millimètre). Elle est plus développée
dans les roches sédimentaires et les lames de cristallin, où
elle correspond à une orientation en plans parallèles, sur-
tout des phyllosilicates. Elle devient penetrative dans les
roches sédimentaires relativement riches en minéraux
phylliteux.
3.2.1.2 Lesplis
Les plis F2 sont plus ou moins serrés suivant la litholo-
gie dans laquelle ils se développent. Us s'observent à toutes
les échelles, tant microscopique que macroscopique. D'ou-
est en est, l'orientation de leurs axes varie, pour les plis à
petite comme à grande échelle. A l'ouest de la coordonnée
F2. région U                                                                     F2. région E
35 007»                                                                               SB Daifl
COHTOLBED 07                                          I 3 5 7 911                        CONT01BE0 BT                                         1 3 S 7 911
POINTE PEW     2.9       I ORE"                                                        POIMTS PEU     Î,B       I WEfl
Fig. 22:   Stéréogrammes de densité des axes de plis F2 a l'ouest (a) et
à l'est (b) de la coordonnée 740 (canevas de Lambert, hémisphère
inférieur).
3.2 Deuxième phase de deformation - Z)2
25
Fig. 23:   Répartition spatiale des axes de plis /*j.
740, les axes de plis sont orientés E-W; à Test, ils sont
orientés ENE-WSW. voire NE-SW (fig. 22, 23). Nous
n'avons jamais observé de plis à axe courbe. Le plan axial
des plis F2 est parallèle à S2. Les axes de plis semblent
suivre le front de la nappe du Tambo (fig. 23).
Seules les unités situées au front de la nappe du Tambo
sont affectées par des plis F2 à grande échelle (zone de
l'Uccello supérieure, lame d'Areua, lame des nappes du
Schams, mélange de Knorren).
3.2.2 Répartition et variations locales
Les plis F2 métriques ont été observés surtout dans les
roches sédimentaires, ainsi que dans la nappe du Tambo
près de leur contact (fig. 23). A grande échelle, on observe
six plis successifs dont les traces axiales ont été reportées
sur la figure 24. Nous les avons numérotées de bas en haut
Fig. 24: Traces axiales des plis F2 à grande échelle au front de la
nappe du Tambo (numérotées de bas en haut d'un point de vue
structural).
et par conséquent d'ouest en est, Ces plans axiaux ont un
léger pendage vers LE. Ils recoupent le front de la nappe
du Tambo.
Dans la partie ouest du terrain étudié, nous avons
construit une coupe N-S, verticale et perpendiculaire aux
axes de plis, pour illustrer la complexité des structures et
les problèmes de corrélation dus aux relations géologie/
topographie (fig. 25). On peut observer sur cette coupe la
polarité opposée des couches dans le flanc inverse de
Pant if orme N°l, qui résulte du pli F1 dont Taxe est paral-
lèle au plan de coupe. Il y a en plus un pli en genou, dans
le Val Vignun, au niveau du Pt 2494,8 m environ, qui vient
compliquer Ia structure. L'anliforme N0I et la synforme
N°2 affectent le mélange de Knorren, la lame d'Areua, la
lame des nappes du Schams et la zone de l'Uccello
¦3000m
Fig, 25: Coupe verticale N-S, perpendiculaire à la direction des axes de plis F2. passant à l'ouest du terrain étudié (légende: voir fig. 20).
26
supérieure. La charnière de l'antiforme N°l s'observe très
bien depuis le Tempahorn (Alp Gadriola), dans la paroi
nord-ouest du Einshorn. Le versant sud du Val Vignun est
parallèle aux plans axiaux des plis Fj et au plan axial du pli
Fj. Les intersections entre les contacts géologiques et la
topographie paraissent de ce fait parfois compliquées. Les
quatre plis suivants (N°2-5) s'observent dans la paroi
ouest du Guggerniill (fig. 26). A l'est de ce sommet, les
axes des plis Fj s'orientent vers l'ENE (fig. 22,23).
La géométrie de ces plis N°2-5 est représentée sur la
figure 27. Cette coupe est perpendiculaire aux axes des plis
F? directement touchés, et est donc orientée NNW-SSE.
Pour projeter les plis les plus profonds, nous avons tenu
compte de la courbure de leurs axes dans le secteur de la
coordonnée 740.
D'une manière globale, les plis hectométriques F? pré-
sentent une vergence de type «Z» lorsque l'on regarde vers
l'est. Ces plis peuvent par conséquent être considérés com-
me des plis en retour («backfolds») avec un regard sud. La
partie sommitale du front de la nappe du Tambo a une
forme qui pourrait être celle d'un pli Fj. Elle se trouve de
plus dans le prolongement direct du pli N° 5. Nous n'avons
jamais pu observer de structures dans la nappe qui per-
mettent d'imaginer que celle-ci soit plissée. Le mélange de
Knorren moule le front de cette nappe et se trouve aussi
sur son dos jusqu'au col du Spliigen. Cette position suggère
également un pli de deuxième phase qui aurait ramené des
sédiments du mélange de Knorren sur le dos de la nappe.
Fig. 27:    Coupe verticale NNW-SSE, perpendiculaire à la direction des axes de plis F2, passant à l'est du terrain étudié, avec les traces
axiales des plis F2 à grande échelle (légende: voir fig. 20).
Fig. 26:   Flanc ouest du Guggerniill.
Par contre, si ces sédiments n'appartiennent pas au
mélange de Knorren, comme nous en avons signalé la pos-
sibilité au chapitre 2.1.8.3, un pli de deuxième phase du
front de la nappe du Tambo est alors moins probable. Ce
front est actuellement très raide. Si on considère que cette
nappe n'est pas une nappe-pli, mais une grande lame de
cristallin, avec un décollement basai et une rampe frontale
(chap. 6), alors le front de la nappe représente cette rampe.
Or il est actuellement beaucoup trop redressé, ce qui peut
s'expliquer par une déformation D^
27
3.3 Troisième phase de déformation - D3
Cette troisième phase de déformation n'a pas laissé de
structures géométriques visibles et reconnaissables. On ne
peut pas lui rattacher une schistosité ou une crénulation, ni
des plis. Cependant, il existe sur les plans de schistosité S2
une linéation d'étirement minérale Lj, orientée E-W, avec
un léger plongement vers TE. Nous avons déjà mentionné
la difficulté de séparer L] et L3, qui, d'un point de vue
minéralogique, sont identiques, et sont portées par des
plans souvent parallèles. Cependant, l'examen du stéréo-
gramme de la figure Mb montre que beaucoup de ces
linéations sont justement orientées E-W. L'analyse de la
déformation effectuée au chapitre 5 indique que l'ellipsoï-
de de déformation finie associé à D2 (plan d'aplatissement
parallèle à S2) est étiré dans une direction E-W Cet étire-
3.4.1  Les structures
D4 se caractérise par une schistosité de crénulation S4
très redressée et plus ou moins espacée suivant la litholo-
gie. L'orientation de S4 est relativement variable, avec une
direction moyenne ENE-WSW, et un pendage fortement
incliné vers le N ou vers le S (fig. 28). Des plis ouverts d'axe
ENE-WSW à faible plongement vers l'E accompagnent
cette schistosité S4 (fig. 28). Us ont de faibles amplitude et
longueur d'onde (quelques mètres, rarement plus), plus
importantes dans les roches cristallines (plus compéten-
tes). Ils ont assez systématiquement une vergence de type
«S» (lorsque l'on regarde vers l'est), avec un abaissement
du compartiment nord par rapport au compartiment sud.
Ils replissent localement toutes les structures antérieures,
schistosités, plis ou chevauchements (fig. 29). Il n'y a pas de
linéation d'étirement minérale associée à D4.
3.4.2 Répartition et variations locales
Les structures de D4 s'observent dans toutes les roches,
aussi bien sédimentaires que cristallines. La figure 30
donne la répartition géographique des axes de plis F4.
S4 est relativement espacée dans les roches cristallines
de la nappe du Tambo. Les plis F4 y sont en chevrons
S4                                                     F4
SS DQlO                                                                                           42 OMQ
CONTOlREO BT                                         13 5 7                                CONTOWE0 RI                               I  3 S 1 911   13 IS
POINTS PER       l,S          > ORES                                                         POINTS PPt       ?.4         I BREO
Fig. 28: Stereogram mes de densité des pôles de la schistosité S4 et des
axes de plis F4 (canevas de Lambert, hémisphère inférieur).
ment est déterminé à la fois sur les galets des conglomérats
et sur les macles de la calcite. Il vient confirmer l'existence
de L3. L'étude des indicateurs cinématiques associés à
cette linéation d'étirement minérale L3 (halos d'étirement
asymétriques, «shear bands», axe c du quartz; voir
chap. 5.4) indique qu'un mouvement cisaillant avec
déplacement du bloc supérieur vers l'E lui est associé. Ce
mouvement correspond à un déplacement de la nappe de
Suretta vers l'E (soit un mouvement normal) qui a utilisé
les plans S2 comme plans de cisaillement. On peut donc
aussi expliquer le stéréogramme de la figure Mb ainsi: les
linéations L1 ont été réorientées dans le plan S2 par ce
cisaillement; elles se placent donc sur un grand cercle.
(fig. 31). A l'ouest du col du Spliigen, la «Zwischenzone»
est affectée par un pli F4 de grandes amplitude et longueur
d'onde (supérieure à une centaine de mètres). Les schisto-
sités 5"; et S2 sont verticalisées sur la crête entre le Piz Tam-
borello et le Pizzo Tambo. Ce pli s'estompe en direction de
l'est, vers la zone du Spliigen. Cependant, cette crête étant
subparallèle à la fois au pendage général du toit de la
nappe et au plongement de l'axe du pli F4, ce dernier reste
une structure relativement superficielle, c'est-à-dire
n'affectant que la partie sommitale de la nappe du Tambo.
Les déformations D4 sont présentes seulement dans
certains secteurs des roches cristallines. Les secteurs
déformés et non déforméspar D4 se succèdent de façon
régulière. Cette régularité s'observe aussi dans le granitoï-
de du Truzzo plus au sud (D. Marquer, comm. pers.). Dans
les roches sédimentaires, les plis sont plus petits et leur
régularité disparaît. La schistosité de crénulation peut
devenir penetrative dans les roches riches en phyllosilica-
tes, alors qu'elle est plus rare dans les roches carbonatées.
5 cm
Fig. 29:   Interférence entre les phases de déformation D1, D2 et D4,
mise en évidence par un niveau riche en quartz (gneiss du Tambo.
737.30/146.65).
3.4 Quatrième phase de deformation - D4
28
Fig. 30:   Répartition spatiale des axes de plis F4.                       Fig. 31: Crénulation S4 en chevrons (gneiss du Tambo, 736.05/146.82).
3.5 Conclusion
Nos études mettent en évidence quatre phases de dé- actuelle des sédiments du front de la nappe du Tambo est
formation bien distinctes au front de la nappe du Tambo. représentée de façon schématique en trois dimensions sur
Le tableau 2 résume chaque événement. La géométrie       la figure 32.
Fig. 32:   Schéma de la géométrie des structures dans les unités au front de la nappe du Tambo. Ft est orienté NNW-SSE, repris
par les plis F2 d'axes E-W, avec des plans axiaux 5/ et S2 parallèles. Les petites flèches indiquent la polarité des sédimcnls.
Tableau 2: Résumé des différentes phases de déformation au front de la nappe du Tambo
Phases	Marqueurs de la déformation	Conséquences
D4	Schistosité de crénulation, plis ouverts d'axes ENE-WSW, vergence nord.	Compartiment nord abaissé par rapport au compartiment sud.
D3	Cisaillement E-W, linéation d'étirement minérale orientée E-W.	Compartiment supérieur (nappe de Su retta) abaissé vers l'E par rapport au compartiment inférieur (nappe du Tambo).
D2	Schistosité penetrative, plis serrés è toutes les échelles, axes E-W à ENE-WSW.	Plis à vergence sud: plis en retour.
D1	Schistosité penetrative, plis isoclinaux à petite échelle, linéation d'étirement minérale orientée NNW-SSE.	Mise en place des nappes, transport vers le NNW.
29
4. Métamorphisme
Nous allons ici résumer les connaissances actuelles con-
cernant le métamorphisme des nappes penniques du
Rheinwald, en y ajoutant quelques observations person-
nelles. Classiquement, et selon les cartes d'isogrades et du
métamorphisme publiées (Frey et al. 1974, Niggli 1970,
Wenk 1970 notamment), le front de ces nappes a subi un
métamorphisme tertiaire dans le faciès schiste vert
(fig. 33).
Nous n'avons pas effectué d'étude spécifique du méta-
morphisme. Nous nous sommes limités à observer les pa-
Les études de Heinrich (1982,1983) et celles de Low
(1987) ont permis de préciser les premières informations
de van DER Plas (1959). Elles conduisent à reconnaître
dans cette nappe la présence de deux phases métamorphi-
ques alpines successives, Tune de haute pression d'âge
éoalpin (?), l'autre (lépontine) de faciès schiste vert dans
les zones frontales et amphibolite plus au sud.
4.1.1  Métamorphisme de haute pression
Le métamorphisme de haute pression ne suit pas les
isogrades du métamorphisme lépontin (tertiaire), mais
existe de part et d'autre du dôme lépontin. Les pange-
neses éclogitiques et de faciès schiste bleu sont les témoins
de ce métamorphisme. Elles ne sont conservées que dans
les zones de faible déformation, et en particulier dans les
boudins éclogitiques. Dans la partie frontale de la nappe de
l'Adula, les roches mafiques sont représentées par des
glaucophanites à grenats. Le disthène n'apparaît qu'au sud
de Hinterrhein (Heinrich 1983). Heinrich (1982) a égale-
Fig. 33: Carie des isogrades du métamorphisme ter-
tiaire. d'après Wenk (1970) et Niggli (1970).
ragenèses en cherchant avant tout à les placer dans un ca-
dre chronologique défini par nos phases de déformation.
Cependant, des études plus approfondies permettraient
non seulement de calibrer le métamorphisme, mais encore
de mieux définir chacune des phases de déformation, ce
qui serait utile pour mieux comprendre l'histoire de la dé-
formation. De plus, des datations du métamorphisme de
haute pression, par exemple, clarifieraient également cette
histoire.
ment observé des paragenèses à omphacite et quartz dans
des schistes lustrés mésozoïques, ainsi que dans les roches
ultramafiques intercalées dans ces roches. Elles indiquent
que ce métamorphisme de haute pression est bien lié à
l'histoire alpine. Des minéraux tels que chlorite, épidote et
hornblende, conservés au coeur des grenats des éclogites,
évoquent des phases métamorphiques précoces ou même
antéalpines (Heinrich 1983).
Les paragenèses déterminées par Heinrich (1983;
fig. 34) lui ont permis de faire des estimations des conditi-
ons de pression et de température du métamorphisme de
haute pression; l'enfouissement de la nappe de l'Adula
Fig. 34: Emplacements des paragenèses de haute pression dans la
nappe de l'Adula.
alb = albite, hbl = hornblende, klz = clinozoïsitc, omp = omphacite.
dis = disthène, zoï = zoîsite (d'après Heinrich 1983).
4.1 La nappe de I Adula
30
serait d'environ 30 km tout au nord, à Vais, et de l'ordre de
50 km au sud de cette nappe.
Low (1987) a décrit le schéma général du chemin de la
déformation dans la nappe de l'Adula. La phase du
Sorreda (premiers écaillages) précéderait le métamor-
phisme de haute pression. La phase de Zapport (mise en
place de la nappe) accompagnerait le métamorphisme de
haute pression et la décompression isotherme postérieure.
La phase de Leis en serait la suite, alors que celle de
Carassino serait contemporaine du métamorphisme
lépontin (dans le faciès schiste vert, non calibré). Low
utilise les âges radiomctriques des phengites et amphiboles
alcalines des nappes de Suretta et du Piatta (Crétacé
moyen à supérieur: Hanson et al. 1969, Deutsch 1983)
pour placer cette chronologie relative dans un cadre d'âges
absolus.
L'histoire de la déformation implique une déformation
continue par cisaillement simple pendant la décompres-
sion isotherme. Les paragenèses de haute pression sont
visibles surtout au sommet de la nappe (Heinrich 1983).
4.1.2 Métamorphisme schiste vert
Nous avons étudié des échantillons provenant du som-
met de la nappe de l'Adula.
On peut remarquer la présence de plusieurs générations de micas
blancs («micas fishes», micas alignés dans le plan de schistosité S/,
micas tardifs marquant la crénulation ou sans orientation préféren-
tielle). Ces échantillons révèlent également la présence de chlorites,
de sphènes. de quartz, de feldspaths potassiques, de plagioclases (pri-
maires) et de grenats. Dans les gneiss situés à proximité des roches
basiques, nous avons également observé de la pistachite et des clino-
zoïsites zonées (fig. 35). Ces dernières ont une biréfringence plus fai-
ble vers l'extérieur, indiquant une diminution de la teneur en fer. Tous
ces minéraux sont stables dans le faciès schiste vert. Ils semblent avoir
crû après Dh mais nous n'avons pas pu étudier leurs relations avec les
phases postérieures, qui n'étaient pas visibles dans les roches obser-
vées.
Il apparaît difficile de définir avec précision les rela-
tions entre le métamorphisme tertiaire de faciès schiste
vert et les phases de déformation. Tout au plus, il semble
que la croissance des minéraux de ce faciès soit postérieure
à D1.
4.2 La zone du Misox
A Neu Wahli (734.8/153.0). Gansser (1937a) et Ober-
hAnsli (1978) ont étudié la seule relique du métamor-
phisme de haute pression dans les schistes lustrés de la
zone de l'Uccello supérieure. OberhAnsli (1978) signale,
dans les schistes bleus, la présence de glaucophane et
d'aegyrine-augite (et peut-être de la jadéite s.S.), ce qui
implique des conditions de pression et de température
d'environ 7 kb et 3(K)-4000C. soit des conditions nette-
ment inférieures à celles du métamorphisme de haute
pression de la nappe de l'Adula.
Dans les schistes lustrés métapélitiques de Mesocco
(zone de l'Uccello supérieure), nos observations permet-
tent de mettre en évidence la paragenèse suivante:
grenat + micas blancs + biotite + chlorite
+ clinozoïsite + quartz

Fig. 35: Gneiss de l'Adula (734.6/146.5): ch = chlorite, cz = clinozoïsite. e ¦ épidote (pistachite), qz ¦ quartz, G = grenat
(lumière naturelle, échelle: 0.5 mm).
M
Fig. 36:  Grenat et ombra de pressions moulés par la schistosiie .S,
dans un schiste lustre de la /one de l'Uccello supérieure
(73S.05/138.25).
Les ..anciens- micas sont en général alignes BUf S1. alors que les
générations les plus iva nus lui sont obliques. Il n'y a pas de schisto-
sité de crénul.ition dans les échantillons. Les clinozoïsiles ne sont pas
alignées dans le plan de schistosité. Les grenats soni moulés par la
SChistOSité (fig. 36) BVec parfois des ombres de pression (chlorite).
indiquant qu'ils soni antérieurs à D/.
Plus au nord, près de 1'AIp de Rog (Val Curciusa), nous
avons observé Ia paragenèse du faciès schiste vert suivante:
quartz + chlorite + micas blancs + grenat
La composition très monotone des schistes lustrés cal-
caires (chap. 2) ne nous a pas permis de faire des observa-
tions nouvelles sur le métamorphisme.
On notera tout de même que TEfJTSCH ( 1982) a obser-
vé, dans ces schistes lustrés calcaires, du chloritoïde à
Nufenen. du chloritoïde et du grenat à Hinterrhein. La
biotite n'apparaît qu'au sud de San Bernardino (village), et
c'est vers Mesocco que la staurotide et le disthène font leur
apparition. La limite entre les faciès schiste vert et amphi-
bolite se localise, d'après Teutsch (1982), au nord du
village de Mesocco.
Dans la partie ouest de la lame d'Areua (Val Vignun).
Ie gneiss est composé de phases minérales stables du faciès
schiste vert et de plagioclase primaire:
muscovite + chlorite + clinozoïsite ± sphène
+ biotite + épidote
Les plagioclases (oligoclase) sont primaires et saussuritisés; ils
sont aussi fracturés plus ou moins perpendiculairement ii l.i sehistosité
S,. Il y a une reeristallisation de quart/ et de quelques micas dans les
fractures. Ce comportement cassant des plagioclases indique que la
roche ne s'est pas trouvée dans le régime ductile dus leldspaths.
Dans les sédiments de la lame des nappes du Schams. la litholo-
gie. principalement caihunatée. présente des compositions mono-
tones peu favorables à l'analyse métamorphique. Dans les roches tria-
siques cependant, il existe des schistes verts qui ressemblent aux
«Quartenschiefer» de l'Helvétique (chap. 2.1.7.1 ), situés au-dessus de
la cornieule. M kcroscopiquement, on observe dans ces schistes des
minéraux verts reliques, orientes de façon aléatoire dans le plan de
SChistOSité Sj, Ol qui DU Conséquent doivent être postérieurs à la for-
mation de cette schistosité S), Ces minéraux WltS ont un habitus
d'amphiboles, mais au miei oscope. ils se révèlent être retromorphosés
en albite. quartz, micas blaues et chlorite, alors que la matrice est
formée également d'albite. quartz et micas blancs (fig. 37). Une
réaction possible pour OBtM tetromorphose est:
Dans ces schistes lustrés calcaires, Teutsch (1982) ob-
serve les réactions suivantes (du nord vers le sud):
muscovite + chlorite + quartz—a->
muscovite + chlorite + quartz + biotite—b-»
muscovite + biotite + quartz
et dans les schistes lustrés métapélitiques:
muscovite + chlorite + quartz—a-»
grenat + muscovite + chlorite (ou biotite)—b—»
grenat + muscovite + staurotide ± disthène
+ biotite + quartz
(—a-»: au sud de San Bernardino,—b—»: à Mesocco)
Teutsch (1982) n'a pas pu calibrer le métamorphisme
au nord de San Bernardino. Par contre, à Mesocco, les
paragenèses associées à la staurotide indiquent une
température de 5OO-550°C et une pression de 6±1 kb
(Ii i isch 1982). Dans la région du col de la Forcola, le
géothermomètre grenat-biotite. notamment, conduit cet
auteur a proposer une température de 600-6600C, et le
géobaromètre plagioclases-grenats une pression de
6,8± 1 kb.
D'après Teutsch. ce métamorphisme tertiaire est con-
temporain d'une phase de déformation qui, selon la
description qu'il en a faite, correspond à notre D/. Nos
observations montrent que le métamorphisme de faciès
schiste vert prograde a débuté avant D/ (croissance des
grenats) et a pu se prolonger au-delà de D/ (clinozoïsites
non orientées).
Cette relation entre la phase de déformation D/ et le
métamorphisme dans la zone du Misox implique des
conditions métamorphiques différentes entre la phase de
mise en place des schistes lustrés et celle de la nappe de
l'Adula (phase de Zapport) que Low (1987) place lors du
métamorphisme de haute pression et de la décompression
isotherme qui suit, bien avant le métamorphisme tertiaire.
amphibole (sodique. avec un peu de Ca)-» chlorite + albite + quartz
(WNKLER 1976)
Fig. 37:   Rétromorphose d'amphibole en chlorite (fonce), quart/ et
albite. dans un schiste vert triasique de la lame des nappes du Schams
(742.65/153.60; lumière naturelle, échelle: 1 mm).
4.3  Les unites au front de la nappe du lamini
32
I  orientation aléatoire des amphiboles rétromorphosées signifie
qu'elles sont postérieures à D/. La trace de 5/ est d'ailleurs très bien
visible à l'intérieur du cristal (fig. 37), structure typique d'une crois-
sance postdéformation. Les minéraux issus de cette rétromorphose
dans le faciès schiste vert ont gardé l'orientation de 5/ par mimétisme.
Dans un élément de roche verte (mafique) du mélange
de Knorren, nous avons observé la paragenèse suivante:
chlorite + quartz + carbonates + micas blancs
+ plagioclase
Les chlorites forment notamment une structure en ger-
bes, plus ou moins allongées dans le plan de schistosité,
pouvant être un habitus d'amphiboles. Les chlorites.
vertes, semblent être à tendance plutôt magnésienne. Il est
possible d'imaginer la réaction suivante:
actinote -» chlorite + calcite + quartz
(Mc Namara 1965, dans Müller & Saxena 1977)
Cette dernière prend place dans le faciès schiste vert.
L'amphibole relique semble contemporaine de D/ (orien-
tation plus ou moins parallèle à Sj).
La schistosité S/ est bien marquée dans la roche, par un intense
alignement des micas blancs. On observe également une schistosité de
crénulation (Sj). La chlorite n'est cependant ni alignée dans le plan de
schistosité. ni crénulée. ni alignée dans le plan de crénulation (fig. 3S).
La réaction de rétromorphose ci-dessus pourrait donc être posté-
rieure à S2. Les conditions nécessaires aux réactions du faciès schiste
vert se sont donc maintenues au-delà de D2, voire au-delà de D*. L?
et L] ne se différenciant pas d'un point de vue minéralogique.
II existe également un grès bleu (737.925/151.650) dans
le mélange de Knorren. Il contient une amphibole bleue,
non altérée, allongée dans le plan de schistosité. Il s'agit
probablement, d'après des critères optiques uniquement,
d'une riebeckite.  Elle est  accompagnée de pistachite,
Dans les roches de la nappe du Tambo, nous avons ob-
servé des paragenèses typiques (stables) du faciès schiste
vert:
-    Dans les gneiss à micas:
micas blancs + quartz ± biotite + calcite + épidote
+ clinozoïsite + grenat
Il y a plusieurs générations de micas blancs, dont une au moins est
contemporaine de D/. Les feldspaths potassiques ont un compor-
tement cassant. Ie quartz forme parfois des rubans parallèles à S/
(voir aussi chap. 5).
-    Dans les gneiss oeillés:
les mêmes minéraux que ci-dessus + sphène + zircon
+ tourmaline
Les grenats ne montrent pas de croissance hélicitique. mais quel-
ques halos d'étirement (chlorite). A l'intérieur des cristaux
(fig. 39). il existe de nombreuses inclusions de quartz et de biotite.
Ces grenats sont aussi chloritisés. Nous les avons interprétés
comme étant antérieurs à D/ ou ayant crû au tout début de cette
phase.
-    Dans des roches à caractère intermédiaire entre des
gneiss et des amphibolites:
sphène + calcite + clinozoïsite + actinote + biotite
+ quartz + plagioclase + chlorite
0.5 mm________
Fig. 38: Rétromorphose dactinote en chlorite (foncé), quart/, (blanc)
et calcite (pointillé), dans une matrice de micas (mélange de Knorren.
742.15/153.15).
sphène, quartz, albite et magnetite. La paragenèse de ce
grès bleu n'est pas un indicateur du métamorphisme de
haute pression.
Dans ces roches situées au front de la nappe du Tambo,
il existe donc des amphiboles qui sont contemporaines de
Df et d'autres postérieures. Elles se sont déstabilisées (sauf
la riebeckite) par la suite, toujours après D/, parfois même
après Ü2- Par conséquent le métamorphisme de faciès
schiste vert est contemporain à postérieur à D/\ il est suivi
par une rétromorphose qui se poursuit au-delà de Dy, tou-
jours dans le faciès schiste vert.
Fig. 39:   Grenat possédant quelques inclusions ne montrant aucune
relation avec la schistosité extérieure au cristal (gneiss du Tambo.
739.875/148.820), Ci s grenat. B ¦ biotite (lumière naturelle, échelle:
1 mm).
4.4 La nappe du Iumbo
33
Fig. 40:  Amphibolitc de la nappe du Tambo (742.625/149.270);
cz = clinozo'isite. m = muscovite, a = actinote. QZ = quartz.
s = sphène ou rutile entouré de sphène. Phlogopite et anorthiie ne
sont pas visibles sur cette photo (échelle: 200 um).
Le plagioclase esi primaire; il est saussurilise Cette paragenèse
est typique du E&dèfl schiste vert. Cependant, ces roches, ainsi que
les amphibolites que nous imiterons ci-après, ne montrent pas de
M'histosile. ce qui rend aléatoires les relations du métamorphisme
avec les déformations.
-   Dans les amphibolites (fig. 40):
micas blancs + illménite + rutile + actinote + K-feldspath
+ phlogopite + plagioclase + sphène + clinozoïsite
avec la réaction:
muscovite + rutile + actinote —» PLO + sphène + quartz
+ phlogopite + anorthite
La droite d'équilibre pression/température de cette
dernière est illustrée sur la figure 41. Cette droite est
calculée pour des phases pures. Il faut admettre des
fluctuations possibles pour des différences de composition
(solutions solides). Nous avons utilisé le programme décrit
par Perkins et al. (1986) et adapté à l'univers Vax-Ne par
D. Marquer. Nous avons dû remplacer !'actinote par la
trémolite dans l'équation, le programme ne possédant pas
de données sur !'actinote. Les droites sont calculées pour
Les roches de la zone du Spltigen sont principalement
des roches carbonatées du Trias. Les marbres sont
composés de calcite, quartz, micas et opaques. Dans les
marbres dolomitiques vient s'ajouter de la dolomite. Les
dolomies  contiennent   un  peu de  quartz et  quelques
TEMPERATURE {DEG C)
Fig. 41:     Droites de réaction calculées à l'aide du programme de
Pi KKiNS et al. (1986).
En pointillé: conditions approximatives de la réaction dans notre
exemple; MS = muscovite, TR = trémolite. RT = rutile.
A-OTZ ¦ a-quartz. PHL = phlogopite. MCR = microcline.
AN = anorthite. SPH ¦ sphène.
une pression Ph,o=1 (pas d'autres fluides) à l'aide de
l'équation d'état de Kerrick & Jacobs (1981). Seules les
parties stables des droites de réaction ont été dessinées.
N'ayant pas de géobaromètre, ni de géothermomètre.
il n'est cependant pas possible d'utiliser cette droite pour
calibrer le métamorphisme.
Dans la nappe du Tambo, nous avons peu d'arguments
pour mettre en relation les phases de déformation avec le
métamorphisme. Seuls les grenats semblent antérieurs à
D/. pouvant indiquer que le métamorphisme avait débuté
avant cette phase.
opaques. Les roches sont de composition monotone, et on
n'observe pas de paragenèses ou de réactions particulières.
On ne se trouve pas encore dans le champ de la tremolile
(fig-33).
4.5  La zone du Splùgen
34
4.6 Conclusion
Dans la nappe de l'Adula, te métamorphisme de haute
pression est contemporain de la phase de mise en place de
la nappe (phase de Zapport). alors que le métamorphisme
tertiaire, de faciès schiste vert au nord de la nappe, est
contemporain de la phase de flexure tardive (phase de
Carassino, Low 1987).
L'histoire métamorphique est différente dans les unités
tectoniques au-dessus de la nappe de l'Adula. En effet, à
une exception près, des paragenèses de haute pression
n'ont encore jamais été observées. Dans la zone du Misox,
Teutsch (1 982) a montré que le métamorphisme tertiaire,
contemporain de la phase D} (mise en place des nappes),
était de faciès schiste vert au nord, et amphibolite au sud
de Mesocco.
Dans les unités au front de la nappe du Tambo, nous
avons mis en évidence une croissance d'amphiboles
postérieure à O7, indiquant que le métamorphisme ter-
tiaire s'était poursuivi au-delà de Dj. Ces amphiboles ont
par la suite été déstabilisées, toujours dans le faciès schiste
vert, parfois après D2, voire après D3. Les conditions de
température et pression requises pour le faciès métamor-
phique schiste vert sont donc restées présentes lors de plu-
sieurs phases de déformation. Dans la nappe du Tambo, les
grenats semblent antérieurs à D1. Ils sont les uniques
indices permettant de faire une relation entre le métamor-
phisme et les phases de déformation.
Le tableau 3 résume ces observations.
Tableau 3: Relations entre le métamorphisme et les phases
de déformation au front de la nappe du Tambo
Au front de la nappe du Tambo
Dans la zone du Misox
Dans les gneiss du front de la nappe
du Tambo
5. Quantification de la déformation et analyse cinématique
5.1 Analyse de la déformation finie
5.1.1  Introduction
Plusieurs méthodes de quantification de la déformation
ont été décrites dans la littérature; elles se basent soit sur
la déformation des grains composant la roche (Spang 1971,
Groshong 1972, Pfiffner & Burkhard 1987), soit sur la
déformation de marqueurs (Dünnet 1969, Elliot 1970,
Lisle 1977, Shimamoto & Ikeda 1976 entre autres), soit
surla déformation de la matrice (Fry 1979). Ces méthodes
s'appliquent surtout a des roches sédimentaires. Nous
avons essayé de quantifier la déformation des roches du
secteur étudié afin d'avoir une information sur le type de
déformation qui les a affectées (par constriction ou apla-
tissement, déformation plane) et sur son intensité, en rela-
tion avec les différentes phases de déformation. Cet essai
de quantification de la déformation finie a été entrepris
suivant deux méthodes sur des roches sédimentaires: à
l'aide du maclage de la calcite à l'échelle du grain, et à
l'aide de marqueurs (galets étirés) à plus grande échelle.
Nous avons essayé d'utiliser la méthode de Fry (1979)
pour la déformation de gneiss, sans grand succès.
5.1.2 Déformation à l'échelle du grain: maclage
de la calcite
5.1.2.1  Principes et méthodes
Le maclage de la calcite par déformation a été étudié
depuis longtemps (Griggs 1938, Handin & Griggs 1951,
Turner & Ch'ih 1951). C'est Turner (1953) qui a déve-
loppé le premier une méthode pour déterminer les
directions principales des contraintes dans les marbres.
Elle permet la détermination des principaux axes de
compression (maximum et minimum) les plus favorable-
ment orientés pour produire le maclage. Cette méthode a
été testée puis appliquée sur de nombreux exemples
(Borg & Turner 1953, Conel 1962, Turner & Weiss
1963, Niessen 1964, Friedmann 1964, Friedmann &
Heard 1974 entre autres). Le principe des relations entre
les différents axes de la calcite a également été utilisé pour
développer d'autres méthodes de détermination des con-
traintes ou des paramètres de la déformation (Spang 1971,
1972, Groshong 1972, Dietrich & Song 1984, Pfiffner
& Burkhard 1987 notamment).
35
Nous avons utilisé les méthodes de Spang (1971,1972),
Groshong (1972,1974) et Pfiffner & Burkhard (1987)
pour déterminer l'orientation des contraintes qui ont pro-
voqué le maclage. Seule la méthode de Groshong (1972)
donne une estimation de la quantité de déformation. Les
programmes informatisés de ces méthodes sont implantés
sur la VAX-Vms de l'Université de Neuchâtel (Burkhard
& Pfiffner 1986, Pfiffner 1987).
5.1.2.2 Les échantillons
Les échantillons proviennent de marbres triasiques et
crétacés et de schistes lustrés assez purs, parfois légère-
ment gréseux ou sériciteux, des zones sédimentaires du
front de la nappe du Tambo. Les microstructures de la cal-
cite sont décrites en détail au chapitre 5.3.1.1. Le maclage
semble être un mécanisme de déformation tardif,
postérieur à la recristallisation dynamique de la roche
(fig. 42).
Nous allons par conséquent quantifier par ces analyses
un dernier incrément de la déformation, associé soit à Dj,
soit à D4.
Pour des raisons méthodologiques (à savoir reconnais-
sance du grain et de la macie), les mesures ont été effec-
tuées sur les grains pas trop macles. Dans chaque échan-
Tableau 4: Résultats des mesures du maclage de la calcile
N0    Type de roche        Localisation	Nbg	Spang 1         2         3	Groshong X           ï           Z       MV	Pfiffner & Burkhard T       HRX       C     HRX	X          Y          Z
165   Schiste lustré          735.20/145.05 170   Schiste lustré         739.60/153.70 181   H. triasique            735.67/149.« 197   Schiste lustré         742.50/154.60 209   H. crétacé                742.50/153.00 213    H. triasique            745.55/154.05 214    K. triasique            745.35/153.35 247   Schiste lustré         736.45/161.50 285   H. triasique            736.80/144.30 309   M. triasique            745.90/146.55 315   H. triasique            745.27/152.35 322   K. crétacé               738.35/152.27 328   Schiste lustré         736.50/154.25 330   H. Crétacé               740.35/153.05 339   H. triasique            743.70/155.17 344   H. Crétacé                742.65/153.60 349   H. Crétacé                741.10/153.00	60 32 47 50 51 57 62 39 53 51 51 39 51 54 56 54 54	279/01 188/15   11/75 86/10 340/57 182/31 124/67 352/15 258/16 68/13 162/20 308/66 245/22 141/30     5/52 60/06 153/22 317/67 251/19 136/52 354/32 280/1S 179/29   38/54 95/09     1/21 207/67 109/55 205/04 299/35 55/51 305/15 204/35 227/32 333/24   93/48 272/40   16/15 123/45 37/04 307/07 152/82 1/48 145/36 249/18 176/23 305/55   75/24 285/50   29/12 129/38	106/03 196/09 357/80   25* 87/10 352/27 197/61   19% 14/38 139/36 255/31   32* 58/09 151/18 301/70   24* 285/07 193/12   44/76   29* 61/19 170/43 313/41     4* 74/17 226/71 342/09   26* 160/37 266/20   18/46   38* 94/04    0/47 188/43   38¾ 26/12 145/65 291/20   41% 50/62 297/11 201/25   19* 225/29   17/57 128/13     8* 245/29     7/43 134/32   18* 226/10 135/05   18/79   16* 14/39 248/36 132/30   21% 324/39 190/40   76/25   35* 295/39   39/16 146/47   35%	110/04   49   358/62   49 78/20   26   182/38   27 96/67   33   244/14   32 78/05   40      0/88   37 221/30   40   344/55   41 58/10   56   326/05   49 85/38   46   358/35   46 286/24   27     28/22   28 104/11   37   206/66   36 202/45   40     96/08   31 86/50   41   182/26   42 224/36   35    93/45   36 266/32   42   130/40   46 188/02   47   160/86   45 12/45   48   280/12   46 187/49   40     79/37   43 317/41   39   114/40   41	4.10     2.23   -6.38   0.20 5.08     4.49   -6.58   0.41 4.45   -0.59   -5.04   1.08 7.40   -0.80   -6.60   1.33 2.11    -0.07   -2.04   1.08 5.09    -0.62   -4.47   1.43 4.84   -0.52   -4.32   1.36 3.72   -0.82   -4.55   1.17 3.38     0.58   -3.96   0.59 2.15     0.50   -2.66   0.51 7.57     1.05   -8.62   0.61 6.47   -0.20   -6.27   1.03 7.15    2.16   -9.32   0.39 7.67   -1.52   -6.15   1.89 3.87   -1.06   -2.81   2.77 3.06    0.98   -4.04   0.39 4.12    -0.75   -3.37   1.81
Echantillons avec NEV > 30*: 181+ 181-247+ 247-285+ 285-309+ 309-344+ 344-349+ 349-	32 15 20 19 33 21 35 19 35 19	90/69 354/02 263/20 266/24 165/23   36/55 144/39 247/05 354/47 332/40   64/02 157/50 284/02   15/28 190/62 180/54   52/24 310/25 88/67 207/12 301/20 122/03   28/53 214/36 335/15 196/70   68/12 219/27   99/44 329/34 297/48   33/06 127/41 136/49 234/07 330/40	16/34 137/37 258/34     3* 273/21     5/06 110/62    9% 149/46 253/14 355/41     0% 17/24 268/35 134/44     5% 280/07   17/45 183/44    0% 186/31   16/59 279/05   19% 19/23 189/67 288/04   10% 295/20 188/39   46/44   14* 324/37 176/48   67/17   11% 74/32 204/45 325/27     5* 309/43   48/10 158/48    0* 158/38   44/28 288/40    5*	96/66   27   240/23   29 252/34   15     34/44   13 133/34   17      8/44   20 0/36   18   162/49   16 286/06   31   188/55   31 160/70   21   280/13   15 153/01   31     77/19   34 222/30   17   333/42   IB 316/40   35   112/41   33 142/54   16   303/45   18	15.29    1.19 -16.49   0.66 12.02   -4.77   -7.25   6.59 6.64     3.41 -10.04   0.21 13.97   -3.86 -10.11   2.67 7.26    2.52   -7.51   0.43 10.74   -1.68   -9.06   1.56 4.04     0.89   -4.92   0.51 2.05    -0.25   -1.80   1.46 4.40     0.24   -4.42   1.04 4.35   -0.76   -3.59   1.75 5.74    -0.1B   -5.56   1.04 3.75     0.45   -4.19   0.68
Localisation: coordonnées géographiques suisses              M. = marbre Nbg = nombre de grains mesurés                                      N° + = groupe de macles compatible avec l'ellipsoïde déterminé k = paramètre de Flinn                                                  N0 - = groupe de macles incompatible avec l'ellipsoïde déterminé					
36
Fig. 42: Microstructure d'un marbre. La forme des grains montre
une orientation préférentielle, les macles sont rectilignes et non
recristallisées. Les joints sont rectilignes par secteurs. Grains noirs:
quartz (éch. 328, zone de l'Uccello supérieure, 736.50/154.60:
échelle: 0,5 mm).
tillon analysé, nous avons toujours mesuré les différents
paramètres nécessaires au calcul de la déformation sur
deux coupes perpendiculaires.
COMPRESSION
Meut= 46
TENSION
Max=«
Fig. 43: Comparaison, pour un échantillon, des résultats obtenus avec
les trois méthodes utilisées (éch. 328; canevas de Lambert,
hémisphère inférieur): X>Y>Z = axes principaux de la déformation
finie déterminés grâce au maclagc de la calcite (Groshong 1972);
I>2>3 = axes principaux des contraintes définis par l'analyse dynami-
que numérique (Spang 1971); contours à 10. 30, 50,70, 80 et 90 % de
Max (PPiFFNi=R & Burkhard 1987).
0
20            30            40            50
MESURES   (toutes)    (* NEV)
60
Fig. 44:   Relations entre les «valeurs attendues négatives» (NEV) de
toutes les mesures et celles sans les mesures présentant les plus
grandes déviations.
5.1.2.3 Les résultats
Le tableau 4 donne tous les résultats bruts. La figure 43
montre les résultats obtenus sur un échantillon représen-
tatif, à partir des trois méthodes utilisées. En général, elles
donnent des résultats assez similaires, mais lors de fortes
déformations en aplatissement ou en constriction, on
constate une inversion respectivement de X et Y ou Y et Z.
Nous avons essayé de réduire l'erreur sur la détermi-
nation de l'ellipsoïde en éliminant les 15% des mesures
ayant la plus grande déviation (Groshong et al. 1984b).
Ce procédé diminue légèrement les «valeurs attendues
négatives» (NEV), reflet de l'homogénéité des macles
entre elles et avec l'ellipsoïde déterminé (fig. 44).
Sur la figure 45a sont reportées les valeurs de v'>
paramètre de forme de l'ellipsoïde, en fonction de s2\
paramètre d'intensité de la déformation. Aucune relation
n'existe ici entre ces deux paramètres. Les ellipsoïdes sont
Fig. 45: Résultats de l'analyse de la déformation finie à l'aide
du maclage de la calcite par la méthode de Groshong (1972). Dia-
gramme de Hossack des ellipsoïdes de déformation (a), et orientation
des axes A" de l'ellipsoïde de déformation finie pour les échantillons
avec NEV < 30% (b) et > 30% (c) (canevas de Lambert, hémisphère
inférieur).
localisés dans les deux champs d'aplatissement et de cons-
triction, relativement proches d'une déformation plane
(i' = 0) quel que soit s.
Les figures 45b et c montrent l'orientation des axes X
de l'ellipsoïde de déformation finie. Bien que présentant
une certaine dispersion, elles permettent de déterminer
une orientation WSW-ENE à inclinaison modérée pour
ces axes.
Le maclage met donc en évidence un étirement faible
(7%, tab. 4) orienté WSW-ENE et peu incliné.
Certains échantillons donnent des résultats avec un
NEV de plus de 30%, c'est-à-dire que plus de 30% des
macles mesurées ne sont pas compatibles avec l'ellipsoïde
de déformation finie calculé. Nous avons alors traité
séparément d'une part le groupe de mesures effectuées sur
des macles compatibles avec Fellipsoïde déterminé, et
d'autre part celui de mesures effectuées sur des macles
incompatibles avec cet ellipsoïde. Les résultats obtenus ne
diminuent pas l'erreur relative sur les axes, mais pour
chaque groupe, lé NEV est fortement diminué et MAX
(témoin de la compatibilité des macles entre elles pour la
méthode de Pfiffner & Burkhard (1987), tab. 4)
augmente.
Les déformations relatives à chaque groupe traité
séparément sont souvent presque perpendiculaires entre
elles (tab. 4, fig. 46). D'après Teufel (1980), Tidentifica-
0V = [fo-esMEr^lilta-e^+ter^)]. paramètre de Lode
*s = [lW3][(ErE2)M£r£3Werei)T
où Ex = paramètres principaux naturels de la déformation
37
Fig. 46:    Pour chaque échantillon, comparaison entre les axes X de
l'ellipsoïde de toutes les mesures {#), des mesures des macles
compatibles (-¾-, PEV) et incompatibles (?, NEV) avec l'ellipsoïde
calculé (canevas de Lambert, hémisphère inférieur).
tion de deux déformations superposées est la meilleure
lorsque toutes deux sont justement perpendiculaires.
D'après R.H. Groshong (comm. pers.), les macles de la
calcite permettent difficilement de différencier des défor-
mations superposées, et encore moins de déterminer les
ellipsoïdes de déformation finie relatifs à chacune de ces
déformations. D'une manière générale, la méthode de
Groshong tend à donner toujours deux résultats perpendi-
culaires entre eux, lorsque deux groupes de macles d'un
même échantillon semblant incompatibles entre eux sont
traités séparément.
Par conséquent, nous n'accorderons pas trop d'impor-
tance à ces résultats. Nous remarquerons tout de même
que l'orientation des axes X du groupe de macles compa-
tibles entre elles lors des premiers calculs (PEV. fig. 46) est
souvent proche de celles obtenues avec l'ensemble des
mesures. La longueur de ces mêmes axes X est supérieure
à celle obtenue lors du premier calcul (tab. 4), probable-
ment parce qu'il n'y a alors pas d'influence des macles
incompatibles.
5.1.2.4 Discussion
Validité des résultats
Les résultats obtenus semblent cohérents entre eux,
ainsi qu'avec les mesures effectuées avec d'autres témoins
de la déformation. Les indices d'erreurs (NEV, MAX) sont
acceptables, compte tenu des remarques faites au para-
graphe précédent. Par conséquent nous pensons que ces
résultats sont valables, en considérant qu'ils nous infor-
ment sur un incrément de la déformation finie tardive des
roches (voir ci-dessous).
H_
Fig. 47:   Pôles des plans formés par les axes X el Y des ellipsoïdes de
déformation finie (axes Z) déterminés à l'aide des macles de la
calcite (canevas de Lambert, hémisphère inférieur).
Interprétation
Les plans d'aplatissement formés par les axes X et Y de
l'ellipsoïde de déformation finie de chaque échantillon
sont orientés de façon aléatoire (fig. 47). Ils ne représen-
tent pas la schistosité S2 (fig- 21), mais peut-être S4 (fig. 28).
La déformation finie enregistrée par le maclage est faible
(7%, tab. 4). L'étirement principal donné par les ellipsoï-
des de déformation finie est orienté en moyenne VVSW-
ENE et peu incliné (fig. 48). Il présente une direction sub-
parallèle à l'étirement des conglomérats (chap. 5J .3) et à
la linéation Lj. L'orientation des axes principaux de la
déformation, mais surtout les microstructures observées
dans les échantillons, nous conduisent à considérer le
maclage de la calcite comme un événement tardif, qui
pourrait être en relation avec D3 ou avec D4. D3 est une
déformation par cisaillement, associée à une linéation
d'étirement minérale L3 orientée E-W, Un cisaillement
simple ne devrait produire que des déformations planes.
La forme des ellipsoïdes de déformation finie déterminée
à l'aide des macles de la calcite indique souvent une défor-
mation proche d'une déformation plane. Le maclage pour-
rait par conséquent être associé à D3. L'étirement observé
dans une direction WSW-ENE nous informe sur un petit
incrément de l'une de ces déformations.
5.1.3 Analyse de la déformation à l'aide de marqueurs
5.1.3. J Méthodes
Il existe plusieurs méthodes graphiques et numériques
pour déterminer la déformation à l'aide de marqueurs
ellipsoïdaux (Ramsay 1967, Dunneìt 1969, Ramsay & Hu-
BER 1983, Lisle 1977, Peîach & Lisle 1979, Elliot 1970,
Shimamoto & Ikeda 1976, Pfiffner 1980).
La détermination des paramètres de l'ellipse de défor-
mation dans trois coupes différentes d'un même échan-
tillon permet de calculer les paramètres de l'ellipsoïde de
déformation finie (Siddans 1971, Milton & Chapman
1979). D'après des comparaisons effectuées à l'Institut de
Géologie de l'Université de Neuchâtel par Pfiffner
(1985), ces deux méthodes de calcul peuvent parfois
donner des résultats éronés, surtout au sujet de la longueur
des axes. La plupart de ces méthodes sont informatisées à
l'institut susmentionné sur le système VAX. Désireux
38
Fig. 48:   Localisation des échantillons utilisés pour l'analyse de la déformation à l'aide du ma-
clage de la calcite (•) et des galets étirés (o). Les flèches représentent le sens du plongementdu
grand axe de l'ellipsoïde; leur longueur est inversement proportionnelle à ce plongement.
d'obtenir les résultats les plus fiables, nous avons appliqué
essentiellement une seule méthode graphique à nos échan-
tillons (Lisle I977) et dans quelques cas la méthode de
Shimamoto & Ikeda (1976).
Il faut encore souligner que, pour appliquer ces métho-
des d'analyse, nous faisons les suppositions suivantes:
-    il y a homogénéité des déformations à l'échelle de
l'échantillon, ce qui a été montré par Pfiffner (1980),
pour autant que les mesures ne soient pas faites à proxi-
mité d'in homogénéités de la roche.
-    il n'y a pas d'orientation préférentielle avant la défor-
mation.
5.1.3.2 Les échantillons
Nous avons appliqué l'analyse des marqueurs de dé-
formation sur quelques échantillons, ce qui nous donne
une certaine idée de la déformation subie par les sédi-
ments. Par manque de roches appropriées, nous n'avons
pas pu étudier beaucoup d'échantillons pour avoir une
meilleure répartition spatiale des mesures. En effet, sur le
terrain, nous avons remarqué que les brèches dolomitiques
du Dogger de la lame des nappes du Schams montraient
deux types de déformation.
La plupart du temps, les éléments dolomitiques sont
aplatis (Dj) et replissés {Dì). En quelques endroits privi-
légiés, les éléments sont uniquement déformés par D2< et
présentent alors une forme de cigare, Ces brèches dolomi-
tiques auraient pu être de bons échantillons pour faire une
analyse systématique de la déformation, mais du fait de
leur déformation polyphasée, elles ont perdu cette qualité.
Seuls quelques échantillons prélevés dans des endroits
privilégiés ont pu être analysés (fig. 48, tab. 5).
Les brèches gneissiques du mélange de Knorren sont
typiquement aplaties. Vu la taille des éléments de cristallin
(chap. 2.1.8.1 ), nous n'avons pas pu prélever d'échantillon,
mais nous avons effectué une analyse à partir de photo-
graphies. Ces brèches ne se prêtent pas facilement à l'ana-
lyse de la déformation, du fait qu'il est parfois difficile de
déterminer la limite des éléments. Nous avons également
effectué une analyse sur un marbre bréchique provenant
des sédiments plus ou moins autochtones, localisés sur le
dos de la nappe de Suretta (éch. 2, tab. 5).
Tableau 5: Résultats de l'analyse des marqueurs de la déformation par coupa et par échantillon
Rf/¢'= méthode de Lisle (1977). Trxl = méthode de Shimamoto & Ikeda (1976). Cx = numéro de la coupe.
	1. Brèches gneissiques 743.300/153.250 Cl    C2     C3	2. Marbre 757.000/148.500 Cl    C2    C3	3. Brèche dolomitique 738.325/151.800 Cl     C2      C3	4.Brèche dolomitique 738.800/151.950 Cl    C2    C3
R=	2.08   1.86  2.66 0      17    O	4.41   4.27 1.08 0      0    12.9	2.23   3.69    2.27 178.5  5       8.2	1.74  1.75  2.70 4.1   3.6   173.3
Trxl	1.89   1.91  2.57 0      17    1		1.81   3.58    2.02 176    4       7	1.97  1.61  2.87 7.06  179.2 13.1
39
(a) Stereogram me représentant les axes principaux de l'ellipsoïde de déformation finie selon les méthodes de calcul
de Melton Ai Chapman (1979) et de Siudans (1971) (canevas de Lambert, hémisphère inférieur).
(b)  Diagramme de Hossack: paramètres calculés avec la méthode de Milton & Chapman ( ¦ ) et avec celle de
Siddans(O).
(c) Pôles des plans d'aplalissement (axes Z) de !"ellipsoïde de deformation finie comparés a la schislosité
(numéros: voir lab. y. numéro entre parenthèses: plan XZ: canevas de Lambert, hémisphère inférieur).
5.1.3.3 Les résultats
Nous avons utilisé les deux méthodes de calcul des
paramètres de l'ellipsoïde de déformation finie (Milton &
Chapman 1979, Siddans 1971). La méthode de Siddans
nécessite trois plans de coupes perpendiculaires entre eux.
Les paramètres de l'ellipse de déformation finie de chaque
coupe se trouvent dans le tableau 5. Un minimum de 30
éléments par coupe de chaque échantillon ont été mesurés,
mais ce sont en général plus de 50 éléments que nous avons
utilisés pour chaque coupe. Le tableau 6 présente les
paramètres de l'ellipsoïde de déformation finie.
Les deux méthodes de calcul donnent des résultats
assez semblables pour les deux échantillons où nous avons
pu les comparer (fig. 49«). D'après un test effectué par
Pfiffner (J 985), les orientations des axes des ellipsoïdes,
déterminées par les deux méthodes, sont justes; les
longueurs de ces axes peuvent par contre s'éloigner parfois
considérablement de la réalité. Dans notre cas. l'orienta-
tion de ces mêmes axes X. calculée avec chacune de ces
méthodes, est assez similaire. Pour les axes Y et Z, on ob-
serve parfois une inversion de leur orientation (tab. 6.
fig. 49«). Ceci s'explique par le fait que la déformation
mesurée est en constriction et que, par conséquent, les axes
Y et Z sont très petits et pioches l'un de l'autre. Les résul-
tats dans leur ensemble indiquent un élirement important
(100-200 %) dans une direction WSW-ENE (fig. 48,49«),
avec un raccourcissement subvertical.
Tableau 6: Orientation (X, Y, Z) et paramètres (x, y, z) de l'ellipsoïde de déformation finie
(calculés d'après les résultats de la méthode de Lisle - Rr/0" - voir tab. 5).
	MILTON      &      CHAPMAN								SIDDANS							
H'	X	V	2	K	ï	Z	k	V	X	ï	Z	X	ï	Z	k	V
1	097/30	392/08	296/59	1.52	1.29	0.51	0.117	0.700	-	-	-	-	-	-	-	-
2	0-17/20	141/11	259/67	3.47	0.64	0.45	10.47	-0.65	086/20	270/66	180/02	2.71	0.63	0.59	48.7	-0.91
3	108/47	221/20	327/36	2.2	0.85	0.54	2.767	-0.35	089/3B	170/23	308/46	2.9	0.84	0.41	2.338	-0.27
4	-59/59	278/25	180/17	2.23	0.78	0.57	5.046	-0.54	-	-	-	-	-	-	-	-
Comme nous l'avons déjà mentionné, l'échantillon de
brèche gneissique a subi une déformation par aplatisse-
ment, alors que tous les autres échantillons sont déformés,
avec une plus grande intensité, par constriction (fig. 49/?).
5.1.3.4 Interprétation
La schislosité associée aux échantillons analysés est .¾,
sauf pour celui de brèches gneissiques où il s'agit de Sj. Les
plans d'aplatissement XY des ellipsoïdes de déformation
finie sont proches de la schistosité mesurée (fig. 49c), à
l'exception de l'échantillon N°4. Cependant, ce dernier
étant fortement étiré dans le champ de constriction, les
axes y et Z de l'ellipsoïde de déformation finie sont très
petits. Il est possible qu'il y ait eu une inversion de ces axes.
Le plan XZ (entre parenthèses sur la figure 49c) est très
proche du plan de schistosité. Le plan d'aplatissement de
l'ellipsoïde et la schistosité sont donc presque parallèles.
On peut en conclure que la déformation des conglomérats
est contemporaine de D 2.
Les brèches gneissiques ont été déformées dans le
champ d'aplatissement lors de la déformation Dj. L'étirc-
ment mesuré est orienté E-W, alors que L/ non réorientée
plonge plutôt légèrement vers le SSE (chap.3.1.1.4).
L'échantillon de brèches gneissiques se localise sur un flanc
inverse de pli Fj et a dû par conséquent être réorienté. Le
marbre provenant des sédiments de la nappe de Suretta est
40
également déformé dans le champ de constriction. Une dé-
formation équivalente à Ö? a aussi fortement affecté cette
nappe (chap. 6).
D'une manière générale, l'étude effectuée sur ces con-
glomérats indique qu'il existe un fort étirement subhori-
zontal dans une direction WSW-ENE.
Ces résultats sont surtout qualitatifs; ils nous
permettront néanmoins d'estimer les épaisseurs des
différentes unités avant les déformations. Le manque de
roches appropriées à l'analyse de la déformation ne nous a
pas permis d'obtenir des résultats plus précis. La déforma-
tion polyphasée des roches en est la raison majeure.
5.1.4 Déformation de la matrice
La déformation finie déterminée ci-dessus concerne les
roches sédimentaires. Pour caractériser la déformation
dans les nappes de socle, nous avons essayé d'appliquer la
méthode de Fry (1979) sur les yeux de quartz noirs du
porphyre de Rofna (nappe de Suretta), par analogie avec
les études de Lacassin & van den Driesche 0983). Les
5.2.1  Buts
En dehors de l'étude de la déformation à l'aide des
macles de la calcite et des marqueurs macroscopiques,
nous avons tenté d'approcher ce sujet par l'analyse de Ia
forme des cristaux de calcite rencontrés dans des calcaires
relativement purs. Le matériel est particulièrement favo-
rable à cette approche car, avec l'appareil utilisé, il est
nécessaire d'avoir une roche presque monominérale. La
comparaison des résultats obtenus par les différentes
méthodes permet également de mieux comprendre
l'ensemble des mécanismes liés à la déformation des
roches.
5.2.2 L'appareil utilisé
Nous avons utilisé un analyseur d'images, permettant.
de façon entièrement informatisée, de déterminer toute
une série de paramètres (longueur, largeur, orientation,
facteurs de forme, etc.) de formes diverses (grains d'une
roche p. ex.) ou de droites (fracturation p. ex.). L'appareil
est un Quantimet 920 installé à l'Institut de Métallurgie de
l'Université de Neuchâtel.
5.2.3 Principes
Les études ont été réalisées sur des échantillons de
roches calcaires assez purs. Nous avons assimilé la forme
des grains de calcite à un ellipsoïde.
Des essais de caractérisation de la déformation à l'aide
de la forme des grains ont été entrepris avec des échan-
tillons déformés en laboratoire (Nicolas & Poirier 1976,
Pfiffner 1982, Panozzo 1983, 1984, Schmid et al. 1987).
La corrélation entre la forme des grains et la déformation
dépend du mécanisme de déformation. Les grains possè-
résultats ne sont pas utilisables, on n'observe pas de
couronne avec un maximum de points qui définisse soit
une ellipse, soit un cercle (dans le cas d'une roche non
déformée); sans doute parce que la distribution des yeux
de quartz avant la déformation n'était pas aléatoire.
5.1.5 Conclusion
Ces différentes méthodes classiques, utilisées pour la
quantification de la déformation, convergent toutes vers
un résultat final que l'on peut résumer sous la forme d'un
étirement orienté dans un secteur WSW-ENE (fig. 48),
dont l'intensité et l'âge varient suivant le marqueur. La
déformation des conglomérats se corrèle avec la deuxième
phase de déformation, alors que la déformation enre-
gistrée par le maclage de la calcite est plus tardive,
probablement associée à D3.
Il semble donc que tout au long de la déformation qui
suit la phase de mise en place des nappes, de Do à D3, voire
D4, les déformations se traduisent par un étirement
général orienté WSW-ENE.
dent des formes elliptiques pour des régimes de maclage et
de glissement intracristallin, et l'ellipse de forme corres-
pond à celle de la déformation appliquée. Lors des défor-
mations à température plus élevée, la migration des joints
(Schmid et al. 1987) et la recristallisation modifient la
forme des grains qui n'est alors plus une ellipse.
Les roches que nous avons étudiées sont polydéfor-
mées. A l'échelle microscopique, elles ont subi des défor-
mations dans le domaine du fluage de dislocation, avec une
recristallisation dynamique, et plus tardivement des défor-
mations par maclage. L'hypothèse d'une forme ellipsoïda-
le des grains après une telle déformation peut paraître
présomptueuse, mais elle permet au moins d'avoir une
base de travail mathématiquement utilisable, et de compa-
rer les résultats avec des données obtenues par ailleurs.
Nous avons utilisé trois coupes perpendiculaires entre elles
pour caractériser la forme des grains de chaque échan-
tillon. Une ellipse représentative de la forme des grains de
la coupe est déterminée à partir des paramètres de
longueur, largeur et orientation à l'aide des méthodes
appliquées également dans l'analyse de la déformation
finie (chap. 5.1).
5.2.4 Les résultats
Neuf échantillons de marbres utilisés dans l'étude du
maclage ont été repris. Le tableau 4 indique leur loca-
lisation.
La figure 50 présente les histogrammes de la taille des
grains pour chaque coupe. La taille moyenne des grains est
assez similaire pour chaque échantillon (200-250 um) sauf
pour l'échantillon 285 (300-350 um), avec une assez
grande dispersion. Elle a une distribution en général
unimodale, montrant donc une seule population de grains
(Ie dernier pic des histogrammes présente fréquemment
une tendance à la hausse, due au fait que cette dernière
5.2 Analyse de la forme des grains
41
P I              I	h	d	r10 -5        i		P		h
lllLi,    I	|ll,iil	llllh			l.lli	I	Im             I
			¦0           ,				
:                  2	is	;				309	
Uli
r10
-S
-,      1
315
22Ì
111   U
328'
r-10
-5
L.  L0 A
r-10
:S
•0
330'
llw
339
3Ü'
30
Fig. 50: Histogrammes de la taille moyenne des grains ([longueur+
largeur]/2) pour chaque coupe (p = parallèle au clivage, h = perpen-
diculaire au clivage et parallèle à sa direction, d = perpendiculaire
au clivage et à sa direction). Ech. 285: classes de 0 à 1000 um avec
intervalles de 100 um, éch. 309-349: classes de 0 à 450 um avec
intervalles de 50 um, et > 450 um (les flèches indiquent la moyenne
arithmétique).
classe regroupe tous les grains >450um, respectivement
>1000um pour l'éch. 285). On observe peu de différence
de taille moyenne entre l'une ou l'autre coupe de l'échan-
tillon, la plus grande différence étant d'environ 40 um
(13%).
La figure 51 montre la fréquence des grains à être
orientés selon l'une ou l'autre direction. En général, au
moins une coupe par échantillon montre des grains bien
orientés. On observe rarement un bimodalisme. La métho-
de du Rf/O', également représentée sur cette figure, in-
dique en général une pointe vers le maximum déterminé
par l'histogramme. Lorsqu'il y a deux modes dans les
histogrammes, on observe la limite de détermination de
Rf/O'. En effet, cette méthode n'arrive pas à définir
d'orientation préférentielle mais pointe vers la moyenne
des deux groupes (éch. 339. coupe perpendiculaire au
clivage et à sa direction).
Le tableau 6 regroupe tous les résultats obtenus avec la
méthode du Rf/O', et les combinaisons de ces résultats
pour obtenir les paramètres de l'ellipsoïde de forme
(Siddans 1971). On remarquera que les longueurs des axes
de l'ellipsoïde sont proches de 1 (unité), et que, par con-
séquent, l'allongement des grains est relativement faible
(environ 30%). Rappelons aussi que d'après le test effec-
tué par Pfiffner (1985), ces longueurs d'axes doivent être
considérées avec beaucoup de circonspection. La forme de
r: 2.Î !
285
r.2.6
n!.J               r:3.S|
315
LJ-       L0
! r: 4.1
309
J______1
r:5.7    ï         t    r: S.O
322
r:5.5    ]               t;4.«    )
328
rtS.»
330
f:«.4   1
	I	I	I il	I,	I		r-10 -5
	JJl		Ul  .		I		
r:S.0Î		1	r; 3.7              t	3.5?			
339
:i.e|
3U
:3.1                   \   nî.8
349
. IIiri111
F10
¦S
-0
Fig. 51: Histogrammes de l'orientation des grains pour chaque coupe
(p, h, d: voir fig. 50). Le rapport de fréquence (r) a été utilisé pour
pondérer les histogrammes: plus il est élevé, plus les grains sont
orientés. Classes de N0° à N 180° avec intervalles de 18° (les flèches
indiquent le résultat de la méthode du Rf/<|>')-
ces ellipsoïdes est également variable (paramètres v. k et
K). Elle semble être indépendante de l'intensité de défor-
mation des grains (fig. 52a). Les grands axes (X) de l'ellip-
soïde de forme sont presque tous orientés dans un même
secteur, indiquant un allongement des grains WSW-ENE
à WNW-ESE, plus ou moins incliné (tab. 7, fig. 52b). On
peut donc conclure que les grains n'ont pas de forme
particulière (aplatie ou étirée), que leurs tailles moyenne,
à quelques exceptions près, est assez homogène d'un
échantillon à l'autre, mais assez variable pour un même
échantillon, et que ces grains ont pour la plupart un grand
axe orienté dans un secteur WSW-ENE à WNW-ESE,
plus ou moins incliné vers l'E ou l'W.
5.2.5 Comparaisons avec la déformation
Puisque ces échantillons sont les mêmes que ceux uti-
lisés lors de l'étude du maclage, nous avons voulu compa-
rer les ellipsoïdes obtenus avec l'une et l'autre de ces
méthodes, dans le but d'observer une éventuelle relation
entre ces deux ellipsoïdes. La comparaison de l'intensité de
la déformation mesurée à l'aide du maclage avec !'«inten-
sité de forme» montre que cette dernière est 5 à 10 fois plus
intense. Ces deux paramètres ne semblent pas être liés en-
tre eux; cependant un nombre plus élevé de mesures per-
42
0.15 -i
r
025
Champs
nüi|d'aplQtissement
I     ldecoretrictiort
®
Fig. 52:   Résultais de l'analyse de la forme des grains.
(a)   Diagramme de Hossack.
(b)   Orientation des axes X de l'ellipsoïde de forme (canevas de
Lambert, hémisphère inférieur).
mettrait peut-être de confirmer la tendance observée (trai-
tilléfig.53).
Lorsque Ton compare les axes principaux des ellipsoï-
des de forme et de déformation (fig. 54) échantillon par
échantillon, on constate que les orientations sont assez
similaires pour beaucoup d'échantillons, avec cependant
parfois des inversions d'axes, en particulier lorsque le type
d'ellipsoïde n'est pas le même (aplati ou étiré, tab. 4,7). Il
existe donc une relation entre l'ellipsoïde de forme et celui
0.10 -
0.05 -
0.00
0.00
0.20                          0.40
Es  (quontimet)
o.eo
Fig. 53: Comparaison entre le paramètre d'intensité de déformation
mesuré à l'aide des macles de la calcite (Es macles), et celui mesuré
par l'analyse de la forme des grains (Es quantimet). La droite repré-
sente le rapport 1:1. En traitillé: une droite de corrélation calculée.
de déformation, pouvant indiquer que la forme des grains
est influencée par la déformation par maclage.
L'étirement déterminé par cette analyse d'images se
localise dans un secteur orienté WSW-ENE à WNW-ESE
et il est de l'ordre de 30%. Cette valeur est indicative, le
calcul étant basé sur l'hypothèse d'un volume constant lors
de la déformation. L'intensité de Ia déformation déter-
minée à l'aide de marqueurs macroscopiques est impor-
tante (allant jusqu'à 200%; tab. 6, fig. 496), mais retire-
ment maximum se situe également dans un secteur orienté
WSW-ENE.
Les plans XY de l'ellipsoïde de forme (= plan d'apla-
tissement) sont en général proches du plan de clivage 5^
des échantillons (fig. 55).
			Tableau "	P: Résultats de l'analyse d'images (méthode de Siddans 1971)				
NOM	P       *p	nb	D        $D	nb	H        *h	nb	X                    ï                    Z	k         K           v
285 309 315 322 328 330 339 344 349	1.336 153.0 1.442 158.3 1.490   75.5 1.258   68.0 1.03    25.0 1.201 144.9 1.471 117.2 1.424   49.3 1.194 121.6	88 95 94 100 83 55 157 87 156	1.342 174.0 1.473 171.0 1.230     7.3 1.872     0.6 1.875 161.7 1.724 164.5 1.106    5.0 1.10      3.5 1.375   32.4	103 113 165 119 117 102 176 124 159	1.486   13,0 1,235   81.4 1.10     12.1 1.707 170.7 1.742 162.4 1.353 171.2 1.262   31.7 1.128   99.2 1.392   26.6	105 201 160 138 128 117 203 94 114	1.290   58/32   1.010 161/02   0.770 247/58 1.320   96/30   0.940 192/18   0.800 320/50 1.240 103/27   0.950 196/00   0.840 282/49 1.390   55/12   1.070 152/16   0.670 307/70 1.370 194/42   1.100   83/16   0.660 335/43 1.290 294/06   1.050 205/12   0.740 054/77 1.280   33/33   0.930 288/19   0.830 177/54 1.240   76/36   0.940 195/30   0.860 317/35 1.370 297/65   0.910 186/08   0.800   88/25	0.889 1.101 -0.048 2.310 0.520 0.316 2.331 0.584 0.263 0.501 2.340 -0.401 0.368 3.464 -0.552 0.546 1.696 -0.258 3.124 0.462 0.368 3.431 0.481 0.351 3.676   0.344    0.488
KtW: Numéro de l'échantillon                                                                       k : paramètre de Flinn P   : Coupe parallèle au clivage                                                                   K : paramètre de Ramsay H   : Coupe perpendiculaire au clivage et parallèle à sa direction                    y : paramètre de Lode D   : Coupe perpendiculaire au clivage et à sa direction nb : Nombre de grains								
43
*
285
N
328
*   axe X
*    axe Y
*    axe Z
Fig. 54:     Axes principaux des ellipsoïdes de forme (déterminés à
partir de l'analyse d'images) et de déformation (déterminés à l'aide
du maclage de la calcite - méthode de Groshong), pour chaque
échantillon (canevas de Lambert, hémisphère inférieur).
5.2.6 Conclusion
Selon Schmid et al. (1987) et d'après des essais effec-
tués en laboratoire, l'ellipse de forme est une vraie ellipse
et correspond avec assez de précision à la déformation
appliquée sur une coupe, si le mécanisme de déformation
est intracristallin ou le maclage. Lorsqu'il y a une intense
migration des joints lors de la déformation, la forme des
grains ne peut plus être comparée à une ellipse.
Les échantillons que nous avons analysés ont subi
plusieurs déformations qui se traduisent à l'échelle du
349
Fig. 55:   Pôles de Ia schistosité ( -Jf ) et du plan XY des grains ( A ,
= axe Z, = plan d'aplatissement) pour chaque échantillon (canevas
de Lambert, hémisphère inférieur).
grain par un fluage de dislocation et une recristallisation
dynamique, suivis par un maclage (voir ci-dessous).
Une relation existe entre l'ellipsoïde de forme et celui
de déformation déterminé à l'aide des macles de la calcite.
L'orientation des axes de l'ellipsoïde de forme reflète assez
bien l'orientation de ceux de l'ellipsoïde de déformation,
ce qui suggère une influence de la déformation par
maclage sur la forme des grains. Trop d'éléments sont
incertains pour considérer la longueur des axes de l'ellip-
soïde de forme autrement que comme indicative.
Enfin rappelons que les grains sont allongés dans une
direction WSW-ENE à WNW-ESE. Cet allongement
vient confirmer l'existence d'un étirement dans un secteur
E-W, et est identique aux résultats des analyses classiques
de déformation finie effectuées au chapitre précédent.
44
5.3 Microstructures
L'analyse des microstructures des minéraux constitutifs
principaux des roches permet d'avoir une idée des méca-
nismes de déformation subis par les roches et des condi-
tions de pression et température qui ont régné lors de la
formation de ces microstructures.
5.3.1  Minéraux des roches sédimentaires
5.3.7.7  Calcite
Dans presque tous les échantillons analysés, la forme
des grains de calcite présente une orientation préféren-
tielle (voir chap. 5.2 et fig. 52b). Les joints des grains sont
rectilignes par secteurs, ou parfois échancrés (fig. 56«, b)\
dans certains échantillons, ils sont soulignés par la pré-
sence de petits grains recristallisés. Ce minéral montre une
extinction onduleuse. Des sous-grains se développent, de
préférence le long de joints; leur quantité varie suivant les
échantillons (fig. 56c). On constate la présence d'îlots
éloignés du cristal principal, mais possédant les mêmes
caractéristiques optiques (fig. 56«), démontrant la migra-
tion probable des joints (Schmid et al. 1980, p. 259 fig. 12;
Urai et al. 1986, p. 181 et fig. 27).
La taille des grains est très variable (fig. 50), mais sa
moyenne se situe presque toujours entre 200 et 300 um.
Cette taille moyenne est calculée sur trois coupes perpen-
diculaires entre elles (chap. 5.2.3). Ces mesures sont com-
parables à celles qu'on obtient par la méthode des inter-
sections de Snyder & Graff (1938), décrite aussi par
Nicolas & Poirier (1976). C'est une comparaison que
nous avons effectuée pour un échantillon.
Les grains de calcite étant suffisamment grands pour
permettre le maclage, ils sont tous maclés, plus fortement
dans certains échantillons que dans d'autres. Les macles
sont généralement rectilignes et on en observe plusieurs
jeux. Certaines macles sont remaclées (fig. 56b). Elles
traversent tout le grain, mais sont d'orientation différente
au passage d'un sous-joint. La plupart de ces macles ne
sont pas recristallisées. Les îlots de grains témoignant de la
migration des joints sont aussi maclés.
On n'observe pas de différence entre les échantillons
provenant d'un endroit proche d'un chevauchement et ceux
provenant d'un lieu plus éloigné. Si une fabrique mylonitique
a été créée au moment des chevauchements (D/), elle a été
totalement détruite par les déformations postérieures.
Ces microstructures affectent aussi bien les marbres du
mélange de Knorren que les schistes lustrés, les marbres,
les grès carbonates et la matrice calcaire des brèches dolo-
mitiques de la lame des nappes du Schams. Les marbres de
la zone d'Andossi montrent les mêmes microstructures,
mais la quantité de sous-grains est plus importante et les
joints des grains sont plus échancrés (fig. 56c).
Ces microstructures témoignent de deux mécanismes
de déformation successifs. En effet, les macles semblent
être postérieures aux sous-grains et à la migration des
joints. Elles ne sont pas recristallisées, ce qui ne serait pas
le cas si les deux derniers mécanismes avaient eu lieu après
ou en même temps que la formation des macles.
De plus, il a été montré qu'à partir de 300°C déjà, le
maclage devrait être remplacé par d'autres mécanismes
intragranulaires, tels que le glissement ou le fluage de
dislocation (Groshong et al. 1984a). Ces macles sont par
conséquent le témoin d'une déformation tardive (D? ou
D4). Les autres microstructures (sous-grains, petits grains
recristallisés) sont plutôt typiques d'un mécanisme de
fluage de dislocation; elles sont donc issues de déforma-
tions plus précoces effectuées à température plus élevée.
Fig. 56: Microstructures de la calcite. Lumière polarisée, largeur des
photos: 0.8 mm.
(a)   Illustration de la migration des joints: îlots (I) éloignés du grain
principal (P). mais ayant les mêmes propriétés optiques
(schistes lustrés, éch. 197, 742.50/154.W)).
(b)   Grains maclés (schistes lustrés. 735.05/149.65).
(c)   Sous-grains (S) et nouveaux grains aux joints (marbre
d'Andossi. 747.10/146.95).
45
Puisqu'on n'observe pas de différence de microstructures
entre les échantillons provenant des zones de chevauche-
ments et ceux plus éloignés, il paraît logique de rattacher
ces microstructures à D2 qui, nous l'avons vu au chapitre 4,
a pris place lors du métamorphisme de faciès schiste vert.
Une rccristallisation dynamique a donc eu lieu lors de cette
phase de déformation. Nous pouvons par conséquent
conclure que deux types de microstructures associés à deux
mécanismes de déformation sont visibles. Le premier,
associé à D2, est un fluage de dislocation avec recristallisa-
tion dynamique, le deuxième, plus tardif (associé à D3 ou
D4), est le maclage.
5.3.1.2 Dolomite
Toutes les roches dolomitiques examinées sont équi-
granulaires à grain fin (environ 20 um), de même que les
éléments dolomitiques des brèches du Dogger (lame des
nappes du Schams). Les joints sont sinueux, sans point
triple. Les grains possèdent souvent une extinction ondu-
leuse; aucune macie n'a été observée. Macroscopique-
ment, les dolomies se sont boudinées dans les marbres
calcitiques. Elles se sont donc comportées de manière plus
compétente.
Contrairement à la calcite, la dolomite est très résis-
tante, et ne se déforme qu'à des températures relativement
élevées dans les roches métamorphiques (Wenk 1985); le
mécanisme de déformation dominant étant un glissement
basai (Barber 1977). Le maclage est bien moins actif dans
la dolomite que dans la calcite (Wenk 1985). La dolomite
a un comportement cassant jusqu'à 4000C au moins
(Higgs & Handin 1959). Recristallisation et croissance de
grains ont été observées à 10000C (expériences de labora-
toire, Neumann 1969).
Les joints sinueux, l'absence de points triples, la taille
des grains supérieure à celle à laquelle on s'attend pour des
dolomies non déformées, indiquent qu'il y a eu un glisse-
ment de dislocation et une recristallisation dynamique,
5.3.1.3 Quartz
Dans les roches carbonatées (grès carbonates, marbres
ou schistes lustrés gréseux), les grains sont soit isolés, soit
en petits groupes de taille variable au milieu de la matrice
carbonatée. Les joints quartz/quartz sont rectilignes, et
l'on observe souvent une polygonisation (sous-joints,
extinction onduleuse, bandes et lamelles de déformation).
La présence de points triples et de recristallisations est
parfois constatée. Ces microstructures indiquent un méca-
nisme de fluage de dislocation, accompagné éventuelle-
ment par un glissement de dislocation (bandes et lamelles
de déformation).
Dans les roches quartzitiques (quartzites ou grès
quartzitiques), les grains ont une taille moyenne d'environ
200-300 um. Ils ont des joints sinueux, échancrés. On ob-
serve de nombreux sous-grains et une extinction onduleu-
se. On remarque aussi parfois un début de recristallisation
aux joints (polygonisation). Les grains d'une taille
supérieure à la moyenne montrent des structures en
" Veines de quartz, voir chap. 5.4.1
mortier, avec de nombreux sous-grains, des bandes de dé-
formation et une recristallisation aux joints. De nouveau,
ces microstructures sont typiques d'un mécanisme de
fluage de dislocation. D'après les cartes existantes de
mécanismes de déformation à 45O0C (Rutter 1976), ces
roches se situent bien dans le champ du fluage, quelle que
soit la pression de confinement, et une vitesse de déforma-
tion de e= 10 "^ sec"1 est plausible.
5.3.2 Minéraux des roches cristallines
5.3.2.1  Quartz'1
Les grains ont une taille variable d'un échantillon à
l'autre, ou d'un type de gneiss à l'autre (moyenne environ
100 um). Il y a de nombreux sous-grains, parfois seulement
aux joints, mais souvent dans tout le grain, lui donnant une
structure en mortier (fig. 57). On observe également des
bandes de déformation et une extinction onduleuse. Les
joints sont sinueux ou rectilignes. Quelques échantillons
montrent une polygonisation. On observe aussi quelques
points triples et une recristallisation.
Dans les échantillons très déformés, soit proches des
contacts chevauchants, le quartz tend à s'organiser en
rubans monominéraux. Les grains y ont une taille
supérieure (100-200 um) aux grains dispersés dans la
matrice (30-60 um). L'épaisseur des rubans varie entre
300 et 500 urn. Plus les rubans sont épais, plus la taille des
grains est grande. Ces derniers sont allongés selon une
direction préférentielle légèrement oblique à la schistosité
de l'échantillon (fig. 58). On observe dans ces échantillons
quelques sous-grains aux joints, des joints relativement
rectilignes et des bandes de déformation. Nous sommes
donc toujours en présence de microstructures du méca-
nisme de fluage de dislocation.
Les différences entre les échantillons peu et beaucoup
déformés proviennent de l'augmentation de la déforma-
tion. L'orientation préférentielle des axes c du quartz
(chap. 5.4.1) confirme que le fluage de dislocation est le
mécanisme prépondérant de la déformation.
Fig. 57: Structure en mortier dans une zone monominérale de quartz
d'un gneiss du Tambo (745.80/146.65).
46
51
Fig. 58:   Bandes de déformation et nombreux sous-grains (traitillés). dans une zone monominérale de quartz d'un
gneiss du Tambo très déformé (737.40/142.10).
5.3.2.2 Feldspaths
Ces minéraux montrent plutôt des déformations dans
le domaine cassant lorsqu'ils se présentent en phéno-
cristaux. Leurs fractures sont dues à la rotation du cristal
qui tend à orienter sa plus grande face dans la schistosité.
On observe une recristallisation de petits grains de quartz
dans les fractures (fig. 59), avec parfois aussi des micas.
Cette recristallisation s'observe également dans les halos
d'étirement autour des phénocristaux. La schistosité
moule le cristal. Feldspaths potassiques et plagioclases ont
quartz
micas
Fig. 59: Plagioclase fracturé, avec recristallisation de quartz dans les
fractures (gneiss du Tambo. 745.30/152.22).
Fig. 60: Muscovite en forme de fuseau (M) dans un gneiss de l'Adula
(734.40/153.60; largeur de la photo: 0,8 mm).
à peu près le même comportement. Dans les roches peu
déformées et lorsque ces minéraux ont approximativement
la même taille que le reste des cristaux de la roche, les feld-
spaths potassiques montrent souvent le même type de
microstructures que les quartz, alors qu'il est difficile d'ob-
server les plagioclases largement saussuritisés.
5.3.2.3 Micas blancs
Les muscovites de la génération existant avant la
déformation D/ sont réorientées dans le plan de la schisto-
sité. Elles ont une forme de fuseaux et sont entourées de
petits cristaux secondaires («micas fish», fig. 60). Le méca-
nisme prépondérant semble être le glissement sur les plans
((X)I) (Bossiere & Vauchez 1978). Les muscovites con-
temporaines de Dj sont parallèles à 5/; ce sont de petits
grains très allongés qui se relaient, ployés par D?. Une troi-
sième génération de micas blancs est alignée parallèlement
à52.
5.3.2.4 B io ti te
Les cristaux de biotite sont en général de petite taille,
pas vraiment orientés dans la schistosité. Ce sont proba-
blement de petits cristaux secondaires. La biotite semble
en effet réagir très vite à la déformation, et dans les roches
très déformées, elle n'existe plus que sous cette forme
(Bossiere & Vauchez 1978).
5.3.3 Conclusion
D'une manière générale, les cristaux constitutifs des
roches se sont déformés dans le champ du fluage de dislo-
cation. Nous n'avons jamais pu observer de critères de glis-
sement aux joints. Ces microstructures se rattachent
probablement plutôt à D? qu'à D1. En effet, des conditions
de pression et température encore relativement élevées
(faciès schiste vert) régnent lors de Di (voir chap. 4), et
elles auront permis le fluage de dislocation et détruit les
microstructures antérieures.
47
5.4 Analyse cinématique
L'un des buis de ce travail est de trouver les directions
de transport (et les sens de cisaillement) des différentes
nappes. Nous avons recherché des indicateurs cinéma-
tiques tant sur le terrain qu'en lames minces. Ces indica-
teurs cinématiques peuvent être des halos d'étirement. des
zones de cisaillement, l'orientation des minéraux, ou la
texture de certains d'entre eux (Simpson & Schmid 1983)
associée à une linéation d'étirement. Nous avons rarement
pu observer de tels indicateurs, soit parce qu'ils ne présen-
taient pas d'asymétrie (halos), soit parce qu'on ne pouvait
définir la linéation d'étirement avec précision.
5.4.1  Analyse de texture du quartz
5.4.1.1 Introduction
Une orientation préférentielle cristallographique -
fabrique - qui se développe dans un agrégat minéral est
une conséquence des mécanismes de déformation interne
employés par chaque grain pour s'accommoder d'une
déformation externe imposée. Ces mécanismes de défor-
mation sont par exemple le maclage et le glissement de
dislocation. Ce dernier mécanisme est considéré comme le
plus important dans le quartz. Les plans de glissement
connus dans ce minéral sont: le plan basai c = |0001f. le
prisme m = {'10T0}, le jombe r(positif) = (10Ï1 ) et le
rhombe z(négatif) = (0111), la direction de glissement
étant selon un axe a, c ou le vecteur (a+c). D'une manière
générale, on considère que l'augmentation de la tempéra-
ture, de la pression de confinement et du contenu en eau,
ainsi que la diminution de la vitesse de déformation, pro-
voquent une activité sur les rhombes et les prismes, alors
que les conditions inverses induisent une activité sur Ie
plan basal (Price 1985).
La fabrique est gouvernée par:
-    les mécanismes de déformation actifs,
-    Ia forme de l'ellipsoïde de déformation et accessoire-
ment son intensité,
-    le chemin de la déformation (Schmid & Casey 1986).
L'orientation préférentielle des axes c, ou n, a été
étudiée et modélisée par de nombreux auteurs (Laurent
& Etchecoi'ar 1976, Lister 1977, Bouchez 1977,1978,
Lister & Williams 1979, Simpson 1980. Schmid et al.
1981, Price 1985, ManCKTElow 1985, entre autres). Pour
pouvoir interpréter de la meilleure manière les textures, il
faudrait connaître l'orientation complète des grains
(analyse au goniomètre de textures), et non seulement les
axes c (table de Fedorov).
5.4.1.2 Les échantillons
Pour nos analyses, nous avons utilisé des échantillons
orientés avec précision, dans lesquels nous avons coupé
deux lames minces perpendiculaires entre elles. Nous
avons mesuré optiquement les axes c des grains de quartz
à l'aide d'une table de Fedorov. Les échantillons provien-
nent soit de veines de quartz, soit de gneiss riches en
quartz, tous deux possédant une forte linéation. Tous les
échantillons proviennent de zones proches de chevauche-
ments, mais en général pas d'une zone de cisaillement di-
rectement visible à l'affleurement.
Les quartz, dans les échantillons étudiés, présentent
des microstructures variées. Cependant, tous semblaient
avoir une certaine orientation cristallographique (d'après
des critères optiques, avec adjonction d'une lame de
gypse). Le tableau 8 donne l'orientation et la localisation
de chaque échantillon.
Gneiss irès déformés
-     Ech.281. 282, 293: les quartz, relativement grands (environ
250 uni). soni en rubans avec des joints rectilignes et des sous-
grains aux joints. Ils ont des lamelles et des bandes de déforma-
tion, ainsi qu'une extinction onduleuse. Leur forme possède une
orientation préférentielle.
Veines quartzitiques
Ech. 389: la forme des grains a une forte orientation préférentiel-
le parallèle à la linéation (R=4). Les joints sont sinueux, avec de
très petits sous-grains aux joints. Hs sont affectés par une extinc-
tion onduleuse. beaucoup de lamelles et des bandes de déforma-
tion. Seul les grains les plus petits soni exempts de ces deux der-
niers témoins.
-     Ech. 404. 426: deux tailles différentes de grains sont présentes: 1)
les grains grossiers, avec une orientation de forme préférentielle,
présentent des joints suturés, une extinction onduleuse. et quel-
ques sous-grains aux joints, parfois à travers tout le grain. 2) Les
grains de tailles plus petites, recristallisés, ont des joints plus rec-
tilignes (fig. 61).
Tableau S: Localisation des échantillons utilisés pour l'analyse de texture
(avec orientation de la schistosité principale Sc et delà linéation d'étirement minérale /_¦)
N"  Roche	Unité tectonicfue	Localisation	Sc	L
281 Gneiss	Gadriol	737.900/138/950	055/42	140/08
282 Gneiss	Gadriol	737.900/138.950	068/45	148/10
293 Gneiss	Tambo	744.050/153.750	076/60	098/58
389 Veine	Areua	736.300/150.650	120/38	058/21
404 Veine	Suretta	745.550/151.500	122/36	150/32
406 Veine	Tambo	738.300/151.300	148/31	080/14
412 Veine	Suretta	745.350/152.300	192/40	156/16
426 Veine	Tambo	742.625/149.270	130/25	063/10
447 Veine	Tambo	743.550/152.840	097/31	080/29
4 51 Veine	Adula	733.200/151.000	074/22	160/02
48
Fig. 6:1;   Microstructiirc du quartz dans une veine quarlziiique; les
traits fins représentent les sous-joints (gneiss du Tambo. 743.95/149.75).
EcIi. 406: la forme des grains montre une orientation préféren-
tielle. les joints sont reclilignes. Il y a très peu de sous-grains, mais
une extinction onduleusc et des lamelles de déformation.
Ech. 412: les grains sont assez petits (<100 um), sans orientation
préférentielle: ils ont des joints reclilignes, des bandes de défor-
mation et une extinction onduleuse, ainsi que quelques rares
sous-grains. Certaines parlies de la lame mince montrent
d'anciens grains à structure en mortier.
- Ech. 447, 451: les grains n'ont pas d'orientation de forme
préférentielle, les joints sont suturés. On observe de nombreux
sous-grains par endroits fortement concentrés au niveau des
joints. Il y a aussi une extinction onduleuse et des bandes de
déformation.
5.4.1.3   Les mesures
Les mesures sont placées sur un diagramme de densité
de Lambert pour chaque échantillon (fig. 62). Ces dia-
grammes de densité sont construits à l'aide d'un program-
me d'ordinateur, qui utilise un petit cercle de comptage
ayant une surface de 100/n % de la surface de projection,
ou «n» est le nombre de mesures (Starkey 1970). Certains
de ces stéréogrammes sont ensuite placés sur des coupes
NNW-SSE et E-W suivant l'orientation de la linéation
(fig. 63a et ò).
5.4.1.4   Les résultats
La figure 62 présente tous les résultats, orientés selon
le principe décrit ci-dessus, regroupés selon la direction de
la linéation. Une partie des échantillons montrent une
texture coaxiale. avec une ceinture autour de Z, dont
l'angle d'ouverture est de 35-40°. On n'observe pas (ou
très peu) d'axes c orientés dans le plan d'aplatissement
(vertical E-W). Ce sont des fabriques qui'indiqueraient des
déformations par aplatissement (Schmid & Casey 1986).
Ces échantillons ne montrent pas de microstructures parti-
culières (voir chap. 5.4.I.2), et d'après les conclusions
empiriques de Schmid & Casey (1986), les fabriques sont
largement indépendantes de la recristallisation syntecto-
nique. Nous devons donc admettre qu'une bonne partie
des déformations ont eu lieu dans un régime d'aplatisse-
ment, sans exclure un étirement dans une direction
donnée.
Ceci est compatible avec les déformations indiquées
par des marqueurs macroscopiques (chap. 5.1.3). La
moitié des échantillons mesurés montrent des textures non
coaxiales. L'orientation des axes c indique un maximum
décalé par rapport à Z (= type I, Lister 1977). Ce décalage
permet de déterminer un sens de mouvement. Ces
fabriques asymétriques indiquent un mouvement du bloc
supérieur vers Ie NNW (sauf l'échantillon 404), ou vers l'E,
ce qui correspond à un mouvement différentiel dans l'une
ou l'autre de ces directions.
5.4.2 Autres indicateurs
Nous avons surtout observé les asymétries des halos
d'étirement autour des feldspaths, directement sur le
terrain, en surfaces polies ou en lames minces. Les sens de
cisaillement ont été déterminés en tenant compte des
formes o et ô de ces halos (Passchier & Simpson 1986).
Des études sur le terrain de petites zones de cisaillement
viennent compléter ces observations. Ces indicateurs
asymétriques ont toujours été étudiés dans la direction de
la linéation d'étirement minérale visible. Ils sont en
général cohérents avec les mesures d'axes c du quartz et
sont reportés sur la figure 63.
5.4.3 Interprétation
La figure 63 montre l'interprétation de toutes les
mesures et observations en termes de mouvement. Nous y
avons inclus des coupes de l'ellipsoïde de déformation finie
mesuré au chapitre 5.1.
Ces indicateurs montrent un mouvement vers le NNW
de la nappe du Tambo sur celle de l'Adula dans la zone du
Misox (fig. 63a). Dans la nappe de Suretta, un échantillon
donne un sens de cisaillement inverse (N°404). Or, dans le
granitoïde du Truzzo, il existe des zones de cisaillement
inclinées vers le N qui, combinées avec d'autres inclinées
vers le S, indiquent un sens de cisaillement vers le S. Ces
zones contribuent à un aplatissement général du granitoïde
(D. Marquer, comm. pets.). Il semble plausible que des
cisaillements similaires existent dans le gneiss de Rofna, et
l'échantillon N°404 pourrait provenir d'une de ces zones,
non reconnue sur le terrain. Une autre possibilité, pour
expliquer cette mesure, serait que ce mouvement «à
l'envers» représente une zone de cisaillement «anti-
Riedel» dextre dans un ensemble cisaillant senestre. Mais,
dans ce cas, par rapport à l'ensemble des autres données,
elle devrait être plus inclinée.
Presque tous les indicateurs observés dans une direc-
tion E-W montrent un déplacement -relatif du bloc
supérieur vers l'E (fig. 636). Il faut remarquer que ces
indicateurs sont surtout localisés au sommet de la nappe du
Tambo. La moitié des échantillons mesurés présentent des
orientations d'axes c qui montrent une déformation par
aplatissement. Une étude plus approfondie, à l'aide d'un
goniomètre de texture, permettrait de connaître les orien-
tations préférentielles des axes a et de mieux définir la(les)
déformation(s). Cependant, nos mesures montrent que la
déformation a eu lieu dans un régime d'aplatissement lors
de D], mais avec une composante d'étirement suffisam-
ment importante pour permettre la formation d'une linéa-
tion. Les zones de cisaillements ont dû se localiser dans des
49
secteurs très proches des chevauchements. Deux solutions
existent pour expliquer les mesures d'axes c en aplatisse-
ment, avec une linéatîon orientée E-W: soit il s'agit de
linéations L1 réorientées, soit les déformations Dj n'ont
pas'toujours eu lieu dans le champ de constriction (voir
chap. 5.1). Cependant, nous n'avons jamais observé de
structure en tablettes de chocolat qui indiquerait deux
déformations successives par aplatissement. La première
hypothèse p'araît donc la plus vraisemblable.
En conclusion, nous pouvons distinguer deux sens de
mouvement: le premier amenant le bloc supérieur vers le
NNW. contemporain de la phase D}\ il correspond à la mise
en place de la nappe de Suretta sur celle du Tambo et de
celle-ci sur celle de l'Adula. Le deuxième a entraîné un
décalage relatif vers TE de la nappe de Suretta par rapport
à celle du Tambo; ce mouvement a utilisé les plans S2
comme plans de cisaillement, mais il est tardif par rapport
à D2; c'est pourquoi nous l'avons individualisé en D3.
50
ECH 233 - T(WO
ECH 383 AREUA
ECH 48S TAHBQ
COWTOURED OT                                            I  3 5 T  9
POINTE PER      B.7        « RREfl
COMTOUREO RT                                            I  3 E 7
POINTS PEB      0.«        I (WEfi
151  (WTÖ
CONTOURED AT                                            I  3 S
POINTS PER      B.7        I OREO
ECH 426 - TAtèO
ECU M TOHBQ
267 EWTO
CONTOJRED OJ                                        [ 3 S 7 911  13 IS 17
3        POINTS PER      e.3        t RRER
ECH 2Bl GAORIDL
NNW
COKTOUREO AT                                        I 3 5 7 91]  13
POINTS PEU      e.7        I (WEB
ECH 282 GftDRlOL
SSE     NNW
SSE
COKTOUREO QT                                            13 5 7 9
POINTS PER      e.4        I DREß
CONTOURED OT                                            13 5 7
POINTS PER      e.3        I PREß
ECH 4B4 SlWETTH
ECH 412 - SURETlA
ECH IGl - HXlLR
NNW
SSE     NNW-[
Î-SSE   NNW
f-SSE
PQlKTS PER      B.3        I OREC
CONTOURED OT                                            I  3 S T
POINTS PEF      e.3        I AREA
CONTOURED AT                                            I  3 5 7 911
POINTS PER      0.S        I OREJ)
Fig. 62:  Orientation des axes c du quartz. Groupes d'échantillons à Iincation d'étiremenl E-W (a) et NNW-SSE (b). Les stéréo-
grammes sont orientés de telle manière que la schistosité (Sc) soit verticale de direction E-W, le haut de l'échantillon (UP) vers le
N. et Ia linéation (L) horizontale vers I1E du diagramme.
51
52
Q.            O		c     ra     w
"V	ft	t'M
Sch		Sòdi		2			Tria	
I		O O 0		.<1		"		-
00
il
53
6. Corrélations, interprétation
6.1  Les nappes de l'Adula, du Tambo et de Suretta dans leur ensemble
Les cartes d'isohypses de ces trois nappes penniques
(Pfiffner el al. 1990) donnent une bonne image de leur
géométrie. Nous avons juxtaposé les isohypses du toit de
chacune d'elles (fig. 64), afin d'illustrer leurs similitudes et
leurs différences. Il est possible ainsi de visualiser directe-
ment le plongement des nappes vers l'E, comme de mettre
en évidence la «discordance» qui existe entre le toit de la
nappe de l'Adula et ceux des nappes du Tambo et de
Suretta. Le premier est régulier, non plissé dans sa partie
médiane, et s'incurve vers l'W tout en devenant très raide
au sud. Le toit de la nappe du Tambo est ondulé dans sa
partie médiane, ondulation que l'on retrouve à la base et
surtout au toit de la nappe de Suretta. La position géogra-
phique des roches de la nappe de Suretta sur le versant
ouest de la vallée de San Giacomo (Mie Tignozo) impose
ces ondulations, lors de la construction des isohypses.
Tout au sud, le toit des deux nappes supérieures
s'incurve vers l'E pour prendre une direction E-W (fig. 64,
65). Cette géométrie implique une histoire différente pour
les nappes du Tambo et de Suretta par rapport à celle de
l'Adula. La discordance évidente entre ces deux groupes
est marquée par la masse du Gruf et les ophiofites de Chia-
venna (fig. 66) coincées entre la nappe du Tambo, celle de
l'Adula et l'intrusion de la Bregaglia. Ces roches n'appar-
tiennent à aucune des trois nappes et elles repoussent la
partie sud de la nappe du Tambo vers le N et vers l'E.
En collaboration avec O.A. Pfiffner, nous avons cons-
truit une coupe horizontale à 2000 m d'altitude, à partir des
cartes d'isohypses (Pfiffner et al. 1990), complétées par la
construction de coupes horizontales de la lame d'Areua et
de celle des nappes du Schams (fig. 65). Nous avons choisi
Fig. 64:   Isohypses du toit de chacune des trois nappes penniques du
Rheinwald. TA = Tambo. SU = Suretta.
l'altitude de 2000 m où les données sont bien contrôlées au
nord (altitude des vallées). Dans la partie sud, les projec-
tions sont par contre plus longues, car l'altitude moyenne
des vallées est beaucoup plus basse (300 m environ). A
2000 m d'altitude, les ophiolites de Chiavenna n'apparais-
sent pratiquement plus. Cette coupe horizontale est
oblique aux structures: elle a cependant l'avantage d'éli-
miner les effets topographiques nuisibles à la compréhen-
sion des dites structures. Nous y avons projeté les traces de
la schistosité principale (fig. 65a) et les linéations (fig. 65b).
Ces projections ont été réalisées de manière à respecter
l'azimut de l'élément projeté et sa position structurale.
Ainsi une Hnéation proche d'un contact l'est toujours dans
la coupe horizontale. Ces linéations et schistosités
proviennent d'une part de données de la littérature
(références: voir figure), et d'autre part de nos propres
observations. Il s'agit en principe des linéations et de la
schistosité principales. Quelques auteurs cependant, sur-
tout parmi les références les plus anciennes, n'ont pas
précisé Ia nature de la schistosité mesurée. Ils ont aussi
confondu les linéations avec ics axes de microplis. Faute de
pouvoir les dissocier, nous avons tout considéré comme
Hnéation. La figure 65a illustre bien le parallélisme entre
les traces des schistosités et les limites de nappes. La
schistosité principale est S/, en tout cas dans la partie nord
de la coupe. 5/ a été créée lors de la phase de mise en place
des nappes (Dl), d'où son parallélisme avec les limites des
nappes. Les plis en retour, particulièrement bien visibles
sur le dos de la nappe de Suretta, reprennent la schistosité
principale dans ces régions, bien qu'elle ne soit pas ici tou-
jours parallèle aux contacts. La schistosité est très redres-
sée au front de la nappe du Tambo; il s'agit d'une vertica-
lisation due à la phase Di.
Les ondulations des contacts dans la partie médiane des
nappes du Tambo et de Suretta influencent également la
schistosité et doivent être la conséquence d'un phénomène
postérieur à DJ, que nous n'avons pas étudié car géogra-
phiquement au-delà du sujet du présent travail.
L'antifornie de Cressim, au sud de la nappe de l'Adula,
comme le grand pli de flexure du front de cette même nappe
apparaissent aussi comme des structures tardives (fig. 66).
Les linéations (linéations d'étirement minérales avec
quelques axes de microplis) semblent de prime abord par-
ticulièrement désordonnées (fig. 65b). Elles représentent
l'ensemble des linéations observées, soit L1 et L3. Une ten-
dance NNW-SSE et une autre ENE-WSW se dégagent
assez nettement. Ces tendances correspondent à celles que
nous avons observées à l'échelle de notre terrain. La
fréquence des linéations à plongement vers TENE est plus
importante dans les nappes du Tambo et de Suretta que
dans celle de l'Adula. Ces linéations sont associées à un
mouvement cisaillant qui décale les nappes vers l'E (mou-
vement normal), localisé dans des bandes étroites.
U apparaît alors que Dj a été plus active dans la partie
supérieure de l'empilement des nappes que dans sa partie
inférieure.
54
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55
Fig. 66:   Traces axiales des plis principaux des nappes penniques de la Suisse orientale. Le nombre de
points entre chaque tireté correspond au numéro de la phase de déformation d'après les corrélations
effectuées au chapitre 6 (tab. 9).
Fig. 67:   Coupe schématique au travers des trois nappes penniques du Rheinwald, le long de la
coordonnée 745. En noir: lame d'Areua. en blanc: sédiments indifférenciés.
Il faut aussi tenir compte du fait que toutes les linéa-
tions ne sont pas forcément dues aux mêmes déformations
ou qu'elles ont pu être réorientées dans certaines régions.
Au sud de la région étudiée, on peut par exemple imaginer
une réorientation de l'ensemble des structures des nappes
du Tambo et de Suretta (et donc des linéations) par
l'intrusion de la Bregaglia.
La coupe schématique de la figure 67 illustre l'empile-
ment des trois nappes penniques du Rheinwald, ainsi que
la position des nappes du Schams par rapport aux nappes
de socle.
La géométrie particulière de l'ensemble formé par les
nappes du Tambo et de Suretta, ainsi que la discordance de
cet ensemble par rapport à la nappe de l'Adula indiquent
que celui-ci devait déjà être bâti avant sa mise en place sur
la nappe de l'Adula. L'histoire de la déformation a donc
été bien différente pour les nappes du Tambo et de Suret-
ta d'un côté, et pour celle de l'Adula de l'autre. Nous avons
d'ailleurs aussi vu au chapitre 4 que les conditions méta-
morphiques régnant lors des phases de mise en place de ces
nappes n'étaient pas les mêmes.
56
6.2 Phases de déformation (structures, métamorphisme, chronologie)
Nous avons retenu quatre grandes étapes de la défor-
mation alpine qui ont affecté à la fois les sédiments et le
cristallin du front de la nappe du Tambo (chap. 3).
6.2.1 D,
La première phase de déformation est interprétée
comme phase de mise en place des nappes. Tous les
chevauchements ont été créés, certains même ensuite
plissés, lors de cette phase. La linéation d'étirement
minérale orientée NNW-SSE, associée à Z)/, indique la
direction de déplacement des nappes. Le sens de mouve-
ment a été étudié à l'aide de divers indicateurs cinéma-
tiques (chap. 5). Ils montrent un déplacement vers le NNW
de la nappe de Suretta sur celle du Tambo, et de cette
dernière sur la nappe de l'Adula.
Un fort aplatissement est associé à cette phase de
déformation. Il a pu être quantifié dans les sédiments, avec
un raccourcissement de l'ordre de 50 % (voir chap. 5). Il est
probablement moins important dans le cristallin, plus
compétent. D1 est contemporaine à juste antérieure au
métamorphisme tertiaire, qui a atteint dans ces régions le
faciès schiste vert. Nous n'avons pas pu calibrer ce méta-
morphisme avec précision.
Dans la nappe de Suretta, la phase de Ferrera, décrite
par Milnes & Schmutz (1978), présente le même type de
structures que D1. Schmid et al. (1990) ont décrit une pre-
mière phase de déformation dans les nappes du Schams,
qui présente le même type de structures que D/, et qu'ils
interprètent également comme phase de mise en place.
Nous proposons donc, sur la base de ces comparaisons, de
corréler Dj avec ces phases (tab. 9).
Dans la nappe de l'Adula, la phase de mise en place de
Zapport (Low 1987) ne peut pas être corréiée avec £>;, car
elle a pris place sous des conditions métamorphiques
totalement différentes (haute pression).
Les plus jeunes sédiments affectés par Dj sont vrai-
semblablement d'âge crétacé supérieur au front de la
nappe du Tambo (flysch dans la lame des nappes du
Schams). Il en est de même dans les nappes du Schams
proprement dites, pour l'ensemble flyschoïde (Schmid et
al. 1990). De plus, les schistes lustrés issus de la zone du
Misox sont toujours datés du Crétacé (Turonien; Pantic &
Gansser 1977, Pantic & Isler 1978). D1 ne peut donc pas
être antérieure au Crétacé.
Seules des datations dans le porphyre de Rofna, et
quelques rares mesures dans le gneiss du Timun (nappe de
Suretta, Steinitz & Jäger 1981) apportent quelques
informations géochronologiques. Ces auteurs ont daté deux
événements de l'histoire alpine; ils corrèlent le premier
(118 Ma - fin du Crétacé inférieur) avec la première phase
de déformation (phase de l'Avers) de Milnes & Schmutz
(1978). Le deuxième événement, mesuré avec le géochro-
nomètre Rb-Sr sur des phengites, est daté de 35-40 Ma
(Eocène-Oligocène). Il est corrélé avec la phase de Niemet
par Steinitz & Jäger (1981); les micas blancs, sur lesquels
les mesures ont été faites, définissent une forte schistosité
penetrative que ces auteurs interprètent comme la schisto-
sité de crénulation de la phase de Niemet.
Il ne nous est pas possible de nous rallier à ces hypo-
thèses. Pour nous, Dj ne peut pas avoir commencé avant
que les sédiments affectés les plus jeunes ne se soient
déposés, c'est-à-dire avant le Crétacé supérieur; donc Dj
ne peut pas être rattachée à l'événement daté de 118 Ma.
Une corrélation du deuxième événement avec Dj est par
contre plausible, la schistosité observée par les deux
auteurs pourrait, en effet, être S/ et non S2-
Ce deuxième événement (35-40 Ma) est supposé con-
temporain du métamorphisme tertiaire. Or nous avons vu
au chapitre 4 que le métamorphisme est du même âge, voire
légèrement postérieur à Dj au front de la nappe du Tambo.
Par comparaison, dans les nappes penniques de l'ouest de
la Suisse, les déformations antérieures aux mouvements en
retour, soit les déformations liées aux mouvements che-
vauchant vers le NW, ont eu lieu pendant la culmination du
métamorphisme tertiaire (soit environ 38 Ma, Hunziker &
Bearth 1969) à la fin de l'Eocène supérieur et au début de
l'Oligocène inférieur (Steck 1984).
En conclusion, D1 n'a pas pu se manifester avant le
Crétacé supérieur. Puisque Dj et le métamorphisme
tertiaire sont contemporains, il paraît probable que D1 soit
eocène (âge présumé de ce métamorphisme). Elle ne
devrait pas aller au-delà de l'Eocène supérieur (tab. 10),
car la partie arrière des nappes penniques était déjà en
place avant l'intrusion de la Bregaglia (30 Ma, Gulson
1973), qui lui est discordante.
6.2.2  D2
La deuxième phase de déformation a provoqué la
formation de grands plis en retour, auxquels s'associe une
schistosité de charnière penetrative. Ces plis s'intègrent à
l'ensemble des plis en retour qui affectent d'une part les
nappes du Schams, décrits et attribués à une phase D2 Par
Schmid et al. (1990), et d'autre part la partie antérieure du
sommet de la nappe de Suretta (phase de Niemet, Milnes
& Schmutz .1978). L'analyse de la déformation réalisée sur
des marqueurs macroscopiques indique la présence d'un
fort étirement orienté WSW-ENE, soit parallèle aux axes
de plis et associé à Di-
Di a pris place sous des conditions métamorphiques du
faciès schiste vert probablement rétrograde (déstabilisa-
tion d'amphiboles). La pression et la température devaient
être encore élevées au front de la nappe du Tambo. La
phase de rétroch arri age dans la «zone des racines» des
Alpes centrales a débuté vers 25 Ma (Oligocène tardif,
Heitzmann 1987), sous des conditions du métamorphisme
amphibolite. Dans les nappes penniques de l'ouest de la
Suisse, les phases de plis en retour ont eu lieu après la
culmination du métamorphisme oligocène (Chadwick
1974). Enfin, D2 doit être au moins de l'Eocène tardif, ou
même postéocène, puisque D2 affecte également les flysch
de l'Arblatsch (nord-pennique, Schmid et al. 1990). Nous
pouvons donc postuler un âge oligocène pour D2.
6.2.3  D3
La troisième phase de déformation a utilisé les plans de
schistosité S2 comme plans de cisaillement. Une linéation
57
Tableau 9: Corrélations des phases de déformation dans Ie Pennique du Rheinwaid
FROHT DE U NAPPE DO TAMBO Ce travail	HAK1E DE S0RET?A Hilnes & ScbmutK (1978)	HAPPES DO SCHAHS Schmid et al. (1990)	COHSEQOENCES
D4: Schistosité de crénulation redressée, plis ouverts E-W.	Schistosité de crénulation redressée, plis ouverts E-W.	D3: F3, plis à petite échelle, ouverts, plan axial subvertical.	Abaissement du compartiment nord
D3: Mouvements cisaillants sur S2, linéation L3.			Décalage vers l'est des compartiments supérieurs,
D2: Schistosité S2, plis F2 à axe E-W à WSW-EHE.	NIBfET: pli couché à fermeture nord, plan axial plongeant vers TENE, crénulation.	D2: pli couché à fermeture nord.	Plis en retour.
Dl: Schistosité à pen-dage ENE, plis à axe HHW-SSE, linéation parallèle aux plis, apla-tisseient. Ecaillage de la zone du Splûgen, substitution de couverture.	?? SCHAHS ??	Dl: chevauchement vers le HW, plis Fl, schistosité penetrative, linéation NW-SE.	Mise en place des nappes. Premiers écailiages.
	FERRERA: plis isoclinaux primaires, schistosité, plis coaxiaux de Niemet. AVERS: Chevauchement précoce, imbrication, bréchification.		
d'élirement minérale L3 plongeant vers I1E lui est associée.
Les indicateurs cinématiques en relation avec cette linéa-
tion révèlent un mouvement du bloc supérieur, soit ici de
la nappe de Suretta, vers TE par rapport au bloc inférieur
(nappe du Tambo), ce qui correspond à un mouvement en
faille normale. Cette déformation a dû également prendre
place sous des conditions métamorphiques rétrogrades du
faciès schiste vert. En effet, L3 et L1 ne se différenciant pas
d'un point de vue minéralogique, elles ont dû se former
sous des conditions de pression et température assez simi-
laires. Ces mouvements cisaillants vers l'E paraissent plus
intenses dans des bandes relativement étroites. Dans le
massif du Truzzo, à l'arrière de la nappe du Tambo, le
même type de décalage a été observé (D. Marquer, comm.
pers.). Dans la zone pennique des Alpes centrales, allant
de Biasca à Bosco Gurin, une phase de déformation E-W
a été décrite. Elle est sporadique à l'échelle régionale, et se
marque par des zones de mylonites qui indiquent un
intense cisaillement vers l'W. Elle est associée a un méta-
morphisme rétrograde (Merle & Le Gal 198S). Elle
pourrait être liée au soulèvement majeur du domaine
tessinois vers 25-20 Ma (Hurford 1986).
Ces deux cisaillements intenses de chaque côté du
domaine tessinois, qui sont à peu près contemporains et
tous les deux associés à un métamorphisme rétrograde,
pourraient être par conséquent dus au même phénomène,
soit au soulèvement majeur du domaine tessinois. Notons
cependant que, dans la nappe d'Antigorio, des fabriques
d'axes c du quartz indiquent un mouvement du bloc
supérieur vers le SE (Klapkr 1988), signifiant que ces
déformations E-W, dans les nappes penniques, sont assez
compliquées. Nous pouvons postuler un âge allant de la fin
de l'Oligocène au début du Miocène pour D3 (tab. 10).
Tableau 10: Chronologie des phases de déformation au
front de la nappe du Tambo
AGE IMA]	D1		D2		D3		D4		Pic du métamorphisme *	
¦10 Miocène 20			,.-_!____							
Oligocène -30										Stein!tz & Jäger 1981 Jäger et al. 1967
¦40 Eocène 50										
60 Paléocène										
Crétacé ™sup.										
* Métamorphisme schiste vert
58
6.2.4 D4
La quatrième phase de déformation ne perturbe pas de
façon majeure l'édifice déjà construit lors des phases
précédentes. Caractérisée par des plis ouverts, accom-
pagnée d'une schistosité de crénulation subverticale de
direction E-W, cette phase de déformation est très répan-
due régionalement. Schmid et al. (1990) décrivent une
phase Du dans les nappes du Schams qui a provoqué le
même type de déformation que D4.
Milnes & Schmutz (1978) ont également décrit, dans
la nappe de Suretta, des structures identiques à celles citées
ci-dessus, sans pour autant les inclure dans une phase de
déformation. Trümpy (1973) parle de déformations assez
similaires affectant le chevauchement basai des nappes
austroalpines. Plus au nord, dans les schistes lustrés du
Domleschg. Pfiffner (1977) a également reconnu une
phase (phase du Domleschg) ayant les mêmes caracté-
ristiques que D4. Cet auteur la corrèle avec la phase du
Phase	Orientation XYZ	Sédiments X : Y : Z	Cristallin X : Y : Z
D2	110/30 210/20 330/54	2.2 : 0.8 : 0.6	1.7 : 0.9 : 0.7
01	350/30 096/24 218/50	1.5 : 1.3 : 07	1.3 : 1.1 : 0.7
Ruchi des nappes helvétiques. D4 est postérieure au méta-
morphisme tertiaire, soit postoligocène. bien qu'elle ait
encore eu lieu sous des conditions relativement ductiles. U
semble que Tantiforme du Cressim (rét roch arri age de la
Bregaglia) soit recoupée par les granitoïdes de la Bregaglia
(30 Ma, Jäger et ai. 1967). D'après ces auteurs, le soulève-
ment des Alpes centrales s'est déplacé progressivement
depuis la Bregaglia (30 Ma; Gulson 1973, Gulson &
Kroch 1973, DeU-I-SCh & Steiger 1985) vers l'W pour
atteindre le Simplon il y a 12 Ma. D4 a donc pris place au
Miocène.
Le tableau 9 présente une comparaison des phases de
déformation ici définies avec celles des unités tectoniques
voisines (sauf pour la nappe de l'Adula, cette dernière
ayant subi des déformations dans un contexte métamor-
phique complètement différent). Le tableau 10 montre la
chronologie de ces phases, et la figure 66 les traces axiales
des principaux plis des nappes de l'Adula et de Suretta.
1700m                  _      ~i ¦ L ' i '1_______
Fig. 68:   Calcul de !'épaisseur initiale de la nappe du Tambo idéalisée
à un parallélépipède, à l'aide des paramètres de déformations définis
au chapitre 5. Les croix représentent le socle, el les briques les
sédiments.
6.3 Epaisseur initiale de la nappe du Tambo
Nous avons essayé de quantifier la déformation finie
dans les différentes roches étudiées, avec un succès relatif
(Chap. 5.1 et 5.2). En utilisant ces résultats, on peut estimer
l'épaisseur initiale approximative des nappes de socle et
des sédiments. Nous avons utilisé les ellipsoïdes de défor-
mation finie moyens (tab. 11).
Les valeurs dans les sédiments sont celles déterminées
par nos mesures. Nous avons été obligés d'estimer ces
valeurs dans le cristallin, les essais de quantification s'étanl
montrés négatifs. Ces estimations sont basées sur le fait
que les déformations sont certainement inférieures dans le
socle, plus compétent que les sédiments. Elles sont faites
en considérant que le volume des corps reste constant.
6.3.1 Rétrodéformation Z>2 et Oj
Nous avons vu que retirement fini important était
associé à D2. Letirement fini associé à D3 est moins
important (5-7%) et nous avons négligé son effet. Cet
étirement E-W affecte l'ensemble de la nappe du Tambo,
et tous les sédiments (fig. 48). Nous avons simplifié la
forme de la nappe à un parallélépipède dont l'épaisseur
actuelle est de 4 km, la longueur N-S 40 km, et la largeur
E-W inconnue. L'étendue originelle de la nappe du Tam-
bo vers l'ouest n'est en effet pas déterminée, de même que
celle vers Test, en profondeur. Cependant, pour rendre la
figure 68 lisible, nous avons été obligés de considérer une
largeur finie.
Tableau 11:   Paramètres moyens des ellipsoïdes de défor-
mation finie déterminés au chapitre 5
v.
Ffat actuel
-we
500m
—   DZ
850m
Etat initial
Séd : 2.2:0.8:0.6
Cris: 1.7:0.9:0.7
-    01 :
Séd: 1.5:1.3:0.5
Cris: 1.3:1.1:0.7
59
On peut rétrodéformer ce bloc en éliminant d'abord les
effets des déformations D2 (fig- 68). L'épaisseur de la
nappe était alors d'environ 6 km, et sa longueur de 44 km.
Sa largeur devait par contre être nettement moins impor-
tante (60 % de !a largeur finale). Si on idéalise l'épaisseur
des zones sédimentaires à 500 m. leur épaisseur avant Ö?
devait être d'environ 850 m.
6.3.2 Rétrodéformation Dj
D] est une déformation par aplatissement qui a affecté
l'ensemble de la masse rocheuse. En rétrodéformant le
bloc une seconde fois, on obtient une épaisseur initiale
minimale de la nappe de l'ordre de 8-10 km (fig. 68). soit
deux fois l'épaisseur actuelle. La longueur N-S de la nap-
pe est également réduite (34 km), alors que la largeur E-W
devait être moindre par rapport à celle existant après les
6.4.1  Lame d'Àreua /nappe du Tamho
La lame d'Areua est composée presque exclusivement
d'orthogneiss. Elle a une épaisseur maximale de quelque
300 m. Elle est bordée par un contact tectonique aussi bien
à sa base qu'en son sommet. Il s'agit donc d'une lame de
cristallin totalement isolée dans les sédiments, qui s'étend
en continu sur plus de 10 km, puis de façon discontinue et
très déformée vers le nord-est.
Le gneiss oeillé de la partie la plus interne de cette
lame, très déformé et contenant de grands porphyroclastes
de feldspaths, ressemble beaucoup à l'orthogneiss localisé
au sommet de la nappe du Tambo, juste au nord du col du
Spliigen (fig. 11. 63a). Nous avons postulé (chap. 3.1.2), à
partir de critères structuraux et des polarités des couches
sédimentaires. la présence d'une antiforme F1 qui ferme le
gneiss sur lui-même (fig. 20). A l'ouest de cette antiforme,
comme au sud du village de San Bernardino, on n'observe
plus de gneiss d'Areua. Plus au sud, dans la zone du Misox,
ni Strohbach (1965), ni Weber (1966) ne signalent de
gneiss qui pourrait être rattaché à celui d'Areua. Ces
observations nous amènent à proposer l'hypothèse que le
gneiss d'Areua se rattachait, avant les déformations, à
l'orthogneiss du nord du col du Spliigen, situé au sommet
de la nappe du Tambo.
Cette hypothèse implique que ce gneiss aurait une
origine plus interne que s'il était issu de la zone du Misox.
La position actuelle du gneiss, en partie légèrement
sous le front de la nappe du Tambo, serait due aux défor-
mations alpines (voir plus loin),
6.4.2  Lame des nappes du Schams / nappes du Schams
Les sédiments de la lame des nappes du Schams, qui se
trouvent en position allochtone sur le gneiss d'Areua, et les
sédiments des nappes du Schams proprement dites offrent
de grandes similitudes énoncées au chapitre 2.1.7. L'hypo-
thèse faite au chapitre 6.4.1 implique une importante
conséquence pour ces sédiments. Actuellement pinces à
l'intérieur de l'antiforme F/ (fig. 20). ils ne peuvent pas
déformations (45%). Les sédiments devaient également
être plus épais (de l'ordre de quatre fois plus), mais cette
valeur doit être considérée avec précaution, du fait de
nombreux écaillages.
La schistosité S/ doit approximativement représenter
le plan d'aplatissement XY de l'ellipsoïde de déformation
finie. Comme S1 est parallèle aux contacts tectoniques
nappe/sédiments, on peut avoir une certaine confiance
dans ces estimations. Ces dernières ne tiennent pas compte
de tous les plis qui ont plutôt tendance à épaissir les séries.
Cependant, comme ils sont relativement rares dans le
cristallin, nous y avons négligé leur effet.
Nos estimations amènent à envisager que l'élément, is-
su de l'écaillage crustal qui a conduit à la formation de la
nappe du Tambo, avait au départ une longueur N-S égale
à 80% de sa longueur actuelle, et possédait une épaisseur
de 8-10 km.
dériver de la zone du Misox. Leur patrie doit donc se
trouver dans la zone du Spliigen, sur le dos de la nappe du
Tambo. Il paraît nécessaire d'admettre que les sédiments
de la lame des nappes du Schams, situés au front de la
nappe du Tambo, et ceux des nappes du Schams sont issus
d'un même domaine paléogéographique. Il en résulte que
la patrie des nappes du Schams elles-mêmes devrait être
recherchée dans la zone du Spliigen.
Sur la base de critères essentiellement stratigraphiques,
Gansser (1937a), pour les zones d'Areua et du Vignone
(voir fig. 3), et Streiff (1962), pour les nappes du Schams,
avaient déjà formulé la même hypothèse. Dans la zone du
Spliigen, des roches permo-carbonifères à triasiques sont
autochtones sur les gneiss du Tambo, et chevauchées par
une série d'écaillés de roches qui sont rattachées au Trias
(zone d'Andossi, corrélations de faciès). Il s'agirait,
d'après Blanc (1965), du Trias inférieur et moyen, avec
éventuellement du Trias supérieur.
Les nappes du Schams peuvent être séparées en trois
unités principales: nappe du Gelbhorn, nappe du Tschera
et nappe du Gurschuss-Kalkberg (Streiff et al. 1976).
Dans les deux dernières, tout le Trias ainsi que quelques
lambeaux de cristallin ont été décollés. Le décollement de
la nappe du Gelbhorn s'est localisé au niveau de la
cornieule du Trias supérieur, alors que le Trias moyen et
inférieur est resté plus ou moins solidaire de son substra-
tum (Schmid et al. 1990). Ce Trias inférieur et moyen est
composé de quelques quartzites et cornieules à la base, sui-
vis par 200 m de dolomie massive, puis 200 m de marbres
calcaires foncés et de dolomie blanche, auxquels succèdent
200 m de calcaires foncés avec très peu d'intercalations
dolomitiques (Neher dans Streiff et al. 1976). Ces roches
ressemblent à celles qu'on trouve, écaillées, dans Ia zone
d'Andossi (chap. 2.1.10), qui n'est jamais très épaisse
(environ 100 m) mais se poursuit au sud jusqu'au col
d'Avero (Blanc 1965).
Contrairement à la zone du Spliigen, celle du Misox se
distingue par sa pauvreté en roches triasiques. Ces dernières
se trouvent localisées dans le Trias de l'Adula d'une part, dans
la zone d'Andrana, sous la nappe du Tambo, d'autre part.
6.4 Relations entre les divers unîtes tectoniques: hypotheses, paleogeographie
60
Pour l'ensemble des raisons évoquées ci-dessus, il nous
paraît plus plausible de faire dériver les nappes du Schams
de la zone du Splügen, justement caractérisée par l'absence
de sédiments post-triasiques, La patrie de ces sédiments
pourrait alors être quelque part sur le dos de la nappe du
Tambo (granitoïde du Truzzo ?). Lorsque l'on construit les
isohypses des nappes du Schams occidental (dont celle à
2000 m est représentée sur la figure 65), on est obligé de les
faire passer légèrement à l'intérieur de la zone du Splügen,
ce qui confirmerait cette hypothèse.
Schmid et al. (1990) ont proposé que l'origine des
nappes du Schams est à rechercher sous la nappe du
Tambo. Ils s'appuient sur une série d'arguments struc-
turaux et pétrographiques dont les principaux sont
résumés ci-dessous:
-    Les lames de cristallin (Areua-Bruschghorn, Mar-
tegnas) ont des affinités avec les nappes de socle
(Tambo et Suretta).
-    La couverture triasique est autochtone sur le dos de la
nappe de Suretta.
-    L'écaillé d'Areua-Bruschghorn («Bruschghorn-Schup-
pe», Streiff et al. 1976) est plissée par D2: donc la
superposition des nappes du Schams occidental sur les
flyschs ou les schistes lustrés est antérieure.
-    Une schistosité penetrative, plan-axiale des plis de
Ferrera (Milnes & Schmutz 1978) sur le sommet de la
nappe de Suretta, affecte également le porphyre de
Rofna; elle est contemporaine de Sj dans les nappes du
Schams.
-    Les indicateurs cinématiques n'indiquent un sens de
mouvement SE que dans le flanc supérieur du pli de
Niemet-Beverin.
-    Le cristallin de lames isolées dans les schistes lustrés de
l'Avers accompagné de roches triasiques est similaire
au porphyre de Rofna; une de ces lames se trouve plus
au sud que le gneiss de Rofna.
Tous ces arguments, de même que les observations
susmentionnées, tendent à exclure que l'origine des
nappes du Schams se situe au-dessus de la nappe de
Suretta. Ils ne permettent cependant pas, à notre avis, de
trancher entre les solutions qui placeraient la patrie des
nappes du Schams dans la zone du Misox ou dans celle du
Splügen.
Dans les schistes lustrés, des dinoflagellés et des
pollens, dont le spectre est assez restreint, ont été décrits
par Pantic& Isler (1978). Ces microfossiles suggèrent un
dépôt dans une région relativement éloignée des côtes. Le
domaine de sédimentation des schistes lustrés (domaine
valaisan) est parfois comparé au Golfe de Californie actuel
(Kelts 1981). Ce dernier est divisé en plusieurs bassins,
séparés par des failles verticales et des hauts-fonds, Un
rifting oblique est actif et de la croûte océanique apparaît
dans certaines régions. Des sills sont injectés dans les sédi-
ments hémipélagiques rapidement déposés (qui pour-
raient devenir des schistes lustrés).
Nous proposons que la patrie des sédiments des nappes
du Schams soit plutôt à rechercher dans la zone du
Splügen, c'est-à-dire sur le dos de la nappe du Tambo. Mais
nous insistons sur le fait que cette solution est encore une
hypothèse. La série d'arguments que nous présentons est
logique, mais repose entièrement sur la présence du pli F1
à grande échelle, qui fermerait la lame d'Areua sur elle-
même à l'ouest, et qui reste à confirmer.
6.4.3 Roches vertes et ophiolites / sédiments et socle
Les roches vertes présentes dans les schistes lustrés
issus de la zone du Misox sont surtout des prasinites
(chap. 2.1). Au front de la nappe du Tambo, elles se locali-
sent principalement dans la zone de l'Uccello inférieure,
alors que, plus au sud, elles se trouvent dans la zone de
l'Uccello supérieure (Weber 1966). Quelques roches
vertes sont présentes dans le mélange de Knorren, dans
l'écaillé d'Areua-Bruschghorn («Bruschghorn-Schuppe»,
Streiff et al. 1976), ainsi que dans le «Gadriol-Zug». Les
prasinites et autres roches vertes associées aux schistes
lustrés sont interprétées comme le produit de manifesta-
tions magmatiques le long de zones de failles, dans une
croûte continentale amincie, et qui viennent se mêler aux
sédiments mésozoïques (sills principalement). Il ne s'agit
pas de véritables roches de fonds océaniques puisqu'on
n'observe pas l'association typique des ophiolites. D'un
point de vue paléogéographique, cela implique que les
schistes lustrés à prasinites se situaient originellement dans
le domaine valaisan (croûte continentale amincie).
Des ophiolites ou complexes ophiolitiques vrais se
localisent d'une part au sud, près de Chiavenna (fig. 66;
Schmutz 1976), et d'autre part, en position structurale
plus haute, dans la nappe du Piatta. Le complexe de roches
ultramafiques et mafiques de Chiavenna représente un
fragment renversé de croûte océanique, constitué de trois
niveaux (lherzolites-métagabbros-amphibolites, Schmutz
1976). Son contact avec la masse du Gruf semble tecto-
nique, celui avec la nappe du Tambo est mal défini
(Schmutz 1976). Il est possible que ces ophiolites forment
le prolongement de la zone du Misox vers le sud. Ces rela-
tions sont cachées par le Quaternaire du Val Mera à l'ouest
de Chiavenna.
Des corps ultramafiques peuvent être mis en place
tectoniquement le long de failles transformantes, alors que
des changements de pente de sédimentation sont pro-
voqués par des basculements et des mouvements de dila-
tation et de compression qui affectent les blocs continen-
taux.
Une partie de la croûte continentale amincie, sur
laquelle se déposent les futurs schistes lustrés, correspond
à la future nappe de l'Adula.
Le domaine de sédimentation des nappes du Schams se
situe au sud du domaine valaisan, en position plus interne.
La sédimentation y est bien plus variée. Il y a des plates-
6.5 Esquisse palinspastique (fig. 69)
61
formes carbonatées, des zones émergées et érodées (l'éro-
sion peut aller jusqu'au socle par endroits) qui alimentent
des dépôts de brèches et de conglomérats (Schmid et al.
1990). L'hypothèse sur la patrie des nappes du Schams
énoncée au chapitre 6.4.2 est illustrée sur la figure 69. La
croûte continentale qui se trouvait sous les sédiments des
futures nappes du Schams devrait correspondre partielle-
ment à la partie interne de la nappe du Tambo. Cette der-
nière, ainsi que la nappe de Suretta, devrait se situer en po-
sition plus interne que la nappe de l'Adula (donc au SSE).
En se basant sur l'analyse de la stratigraphie sud-
pennique et sur une comparaison avec les séquences
d'unités de marges continentales adjacentes, Weissert &
Bernoulli (1985) suggèrent que les nappes penniques
méridionales soient issues d'un système de failles transfor-
mantes. Les études sédimentaires qu'ils ont conduites pro-
posent une contiguïté des socles continental et océanique,
compatible avec les juxtapositions de roches de croûtes
continentale et océanique comme celles observées dans la
lame d'Areua, par exemple.
Dans l'état actuel de nos connaissances, les paléoposi-
tions des ophiolites de Chiavenna et des gneiss de la masse
du Gruf (essentiellement des orthogneiss, Schmutz 1976)
restent hypothétiques. Suivant leur mode de mise en place,
les ophiolites pourraient correspondre à une partie du fond
océanique qui se trouvait à l'est de la future nappe de
l'Adula dans le domaine valaisan (Schmid et al. 1990),
celui-ci s'ouvrant vers TENE, ou dans un domaine plus
interne relié au domaine piémontais.
Dans chacun des domaines paléogéographiques valai-
san et briançonnais, la sédimentation s'est poursuivie
jusqu'au Crétacé supérieur, où elle se termine par le dépôt
de flysch.
Il subsiste trop d'éléments imprécis, voire inconnus,
pour pouvoir proposer une évolution cinématique précise
des nappes penniques du Rheinwald. Le métamorphisme
de haute pression de la nappe de l'Adula est encore au-
jourd'hui mal compris, et son âge est incertain. U existe des
lacunes dans la connaissance de ces nappes, surtout dans
leur partie médiane. Peu d'attention a été portée à la masse
du Gruf, qui voit pourtant son histoire liée à celle des
nappes du Tambo, de Suretta et de l'Adula.
En l'état actuel des connaissances, nous pouvons
cependant souligner que les nappes penniques du Rhein-
wald ne sont pas de grandes nappes-plis, contrairement
aux nappes penniques de l'ouest de Ia Suisse (Trümpy
1980, Escher et al. 1987). Aucune structure interne aux
nappes ne permet d'imaginer un pli. Il en existe bien un
dans la nappe de Suretta (pli de Niemet), mais celui-ci est
lié à une phase de déformation postérieure à la phase de
mise en place des nappes. De plus, ni la zone du Misox ni
celle du Splügen ne sont des structures synclinales. Nous
n'avons jamais observé de flancs inverses, et aucun des
EUROPE
Fig. 69: Carte palinspastique schématique de la Suisse orientale au
Jurassique. Réalisée d'après Kelts (1981), Weissert & Bernoulli
(:1985) et Schmid et al. (1990).
Zébré: croûte océanique, blanc: croûte continentale, grisé: croûte
continentale. amincie; avec indication des domaines paléogéogra-
phiques (italique), et des emplacements approximatifs des nappes de
socle (majuscules) et de sédiments (minuscules) à cette époque.
auteurs qui ont travaillé plus au sud dans ces zones n'ont
donné de description de flancs renversés (Blanc 1965,
Strohbach 1965, Weber 1966).
Les nappes de socle seraient, par conséquent, carac-
térisées par un chevauchement basai et une rampe fron-
tale. Cette dernière semble souvent avoir suivi un contact
orthogneiss/paragneiss (Pfiffner et al. 1990), car on
retrouve au front de chacune des nappes un ou des corps
d'orthogneiss. Nous avons signalé précédemment que,
pour des raisons essentiellement géométriques, il semblait
que le complexe «Tambo-Suretta» devait déjà exister
avant sa mise en place sur la nappe de l'Adula. Il est donc
plausible d'imaginer une succession de chevauchements
(lors de Dj) qui amènent d'abord la nappe de Suretta sur
celle du Tambo, puis la nappe du Tambo sur celle de
l'Adula (avec celle de Suretta sur son dos). Cette succes-
sion doit s'arrêter à la nappe de l'Adula, car la phase de
mise en place de celle-ci (phase de Zapport, Low 1987) a
eu lieu lors du métamorphisme de haute pression du
Crétacé supérieur, alors que D} est eocène.
6.6 Cinématique: hypothèse sur la mise en place des nappes
62
6.7 Spéculation sur la formation d'une lame de cristallin
6.7.1  Introduction
Les lames de cristallin isolées au milieu des sédiments
présentent toutes les mêmes caractéristiques:
-    elles sont extrêmement minces (1-300 m),
-    elles sont bordées de part et d'autre par un chevauche-
ment,
-    elles présentent de fortes affinités avec les nappes de
socle avoisinantes,
-    elles sont souvent associées à des roches mafiques (pra-
sinites).
L'épaisseur des lames est faible; même si on considère
qu'elles ont été amincies par les déformations (à l'image
des nappes, voir chap. 6,3), leur épaisseur ne devait pas
dépasser 800 m environ avant les déformations. Il est donc
nécessaire d'imaginer un chevauchement qui se propage à
une profondeur relativement faible sous l'interface
socle/sédiments. Deux processus peuvent être imaginés
pour découper un mince niveau de socle (fig. 70):
a)   Un horst est décapité par le chevauchement qui se
propage dans un niveau de Trias dans le graben
(Schmid et al. 1990).
b)   Un chevauchement suit une zone de contact ortho-
gneiss/paragneiss proche de l'interface socle/sédi-
ments; si Forthogneiss est un sill, son épaisseur ne sera
pas importante (Pfiffner et al. 1990).
Ces décollements ont dû avoir lieu dans des endroits
proches de fractures le long desquelles des roches mafi-
ques (prasinites) se sont mises en place (Weissert &
Bernoulli 1985). Le contact chevauchant au sommet de
la lame serait, lui, provoqué par une substitution de cou-
verture.
6.7.2 La lame d'Areua
Pour placer ces mécanismes dans un cadre plus régio-
nal, nous allons traiter plus particulièrement de la lame
d'Arcua que nous avons étudiée en détail, en tenant
compte de l'hypothèse sur l'origine des nappes du Schams
dans la zone du Spliigen.
Le premier processus cité (a) ne permet pas vraiment
d'expliquer pourquoi la lame d'Areua est composée
d'orthogneiss. S.M. Schmid (conim. pers.) pense que le
socle qui se trouvait originellement sous les nappes du
Schams était un orthogneiss, ce qui laisse supposer la
présence de horsts composés d'orthogneiss.
Le deuxième processus (b) implique la présence de sills
et de laccolites d'orthogneiss, or nous en avons observés
dans la nappe du Tambo (chap. 2.2.3.1). Ce processus
permet aussi de mieux comprendre la relation entre le
gneiss d'Areua et l'orthogneiss du Tambo. Dans notre
hypothèse, le premier n'aurait pas une origine aussi
interne que les nappes du Schams. Par conséquent, nous
pensons que ce processus (b) s'applique à la lame d'Areua.
On peut résumer ainsi la suite d'événements qui ont
amené à la formation d'une lame de cristallin, lors de Dj,
au voisinage du front de la nappe du Tambo (la figure 71
illustre les positions hypothétiques des différentes unités
avant les déformations alpines):
1.   Il y a une substitution de couverture et un écaillage de
cette dernière: les sédiments des nappes du Schams se
déplacent vers le NW et s'écaillent.
2.   Alors que la nappe de Suretta se met en place sur la
future nappe du Tambo, un chevauchement de second
ordre suit, sous une faible épaisseur de socle, un contact
orthogneiss/paragneiss et atteint la surface socle/sédi-
ments, décollant un mince niveau de gneiss qui se situe
alors juste sous les sédiments des nappes du Schams.
3.   La nappe de Suretta s'arrête et le chevauchement à la
base de la nappe du Tambo prend le relais. La rampe
frontale du chevauchement suit une zone comprenant
divers corps d'orthogneiss. Il est possible qu'elle se
localise sur une ancienne faille mésozoïque d'exten-
sion, site de dépôt du mélange de Knorren (chap. 2.1.8).
Il se peut aussi que celui-ci se soit formé lors du
chevauchement. La lame de cristallin préalablement
individualisée et les sédiments qui la surmontent sont
replissés par le décollement de la nappe du Tambo.
^t- — — Chevauchement
Paragneiss
Orthogneiss
Mésozoïque
Fig. 70: Schémas possibles de la formation d'une lame de cristallin.
(a)    Horst décapité (d'après Schmid et al. 1990).
(b)    Lc chevauchement suit une interface orthogneiss/paragneiss
(ici base d'un sili d'orthogneiss).
63
NNW
Valaisan
SSE
Briançonnais

lustrés       fM.Mì?CT;;jy i     N   / \ '^xg^'^^^TWjff

Areua
^------
Tr uzzo
NAPPE DU TAMBO'
j Rofna
-3J-N. de suretta
Sédiments mésozoïques
Orthogneiss

Gneiss
Fig. 71 :   Coupe hypothétique du domaine pennique avant les déformations alpines. Elle permet de situer, de
façon approximative, les différentes unités traitées dans ce travail (schéma sans échelle).
7. Conclusions
7.1 Unités tectoniques
L'étude comparative des sédiments et des gneiss ainsi
que celle des divers contacts ont permis de définir les
différentes unités tectoniques qui existent au front de la
nappe du Tambo. ainsi que leurs relations avec les sédi-
ments situés plus au nord. Les nouveautés par rapport aux
définitions de Gansser (1937û), Zurflüh (1961) et
Strohbach (1965) sont les suivantes:
- La «lame d'Areua» est composée presque exclusive-
ment de gneiss. Elle comprend le gneiss d'Areua et le
gneiss du Vignone de Gansser (1937a) - orthogneiss
qui présentent de fortes affinités avec celui du sommet
de la nappe du Tambo - ainsi que quelques sédiments
permo-carbonifères. Elle s'étend en continu sur plus de
10 km, mais ne dépasse jamais 300 m d'épaisseur.
Les sédiments qui se localisent structuralement sur la
lame d'Areua présentent de fortes affinités avec les
sédiments des nappes du Schams; ils ont été groupés
pour cette raison sous le terme de «lame des nappes du
Schams». Ils proviennent donc d'un même domaine
paléogéographique. Ils comprennent les sédiments de
la zone d'Areua et de la zone du Vignone supérieure
(au sens de Gansser 1937a), et sont totalement
allochtones sur la lame d'Areua.
Le mélange de Knorren contient des roches provenant
à la fois de la zone du Misox et de la zone du Splügen,
enrobées dans une matrice qui ressemble à un flysch.
Ce mélange ne se localise qu'au front de la nappe du
Tambo et peut-être sur son toit, mais seulement
jusqu'au col du Splügen.
7.2 Structures et déformations
Quatres phases principales de déformation affectent
les roches de la zone frontale de la nappe du Tambo:
- La première (D]) est interprétée comme la phase de mi-
se en place des nappes. Tous les chevauchements
importants ont été créés puis parfois plissés lors de cette
phase. Elle se marque par une schistosité penetrative de
direction N-S, avec un léger pendage vers l'E, sauf au
front même de la nappe du Tambo où sa direction est
WSW-ENE. Elle est porteuse d'une linéation d'étire-
ment minérale qui indique la direction de déplacement
des nappes. Le sens de déplacement parallèlement à cet-
te linéation a pu être mis en évidence d'une part par des
mesures optiques d'axes c de grains de quartz dans des
veines, d'autre part par des études d'indicateurs de ci-
saillement (halos d'étirement asymétriques, «shear
bands»). Elles donnent assez systématiquement un sens
de mouvement du bloc supérieur vers le NNW, soit un
déplacement de la nappe de Suretta sur celle du Tam-
bo dans cette direction, et un mouvement du complexe
ainsi formé dans le même sens, sur la nappe de l'Adu-
la. Des plis isoclinaux, la plupart à petite échelle, ac-
compagnent Sj. On suppose l'existence d'un pli à gran-
de échelle à l'ouest du terrain étudié (antiforme). Il est
suggéré par la vergence des plis d'entraînement et par
la polarité des séries sédimentaires, mais sa charnière
n'a pas pu être observée. Il fermerait la lame d'Areua
sur elle-même, limitant ainsi son extension vers l'ouest.
64
D1 se traduit aussi par un aplatissement (30-50% ), quan-
tifié dans les roches sédimentaires par l'analyse de dé-
formation. Au front de la nappe du Tambo, D1 est con-
temporaine ou juste antérieure au métamorphisme de
faciès schiste vert. Il est possible de placer D1 dans une
fourchette temporelle comprise entre la fin du Crétacé
supérieur (âge des plus jeunes sédiments affectés) et la
fin de l'Eocène (intrusion de la Bregaglia, 30 Ma;
GULSON1973). Dj peut être comparée à la phase de mise
en place des nappes du Schams décrite par Schmid et al.
(1990), et éventuellement à la phase de Ferrera de
MiLNES & Schmutz(1978) qui affecte la nappe de Suretla.
- La deuxième phase de déformation a provoqué une
schistosité penetrative subparallèle à S1, accompagnée
de plis métriques marqués surtout dans !es sédiments.
et de plis kilométriques affectant les zones sédimentai-
res du front de la nappe du Tambo ainsi que la lame
d'Areua. Le front de la nappe du Tambo paraît avoir
été peu touché par cette phase de déformation. Les
axes de plis F2 sont orientés E-W, avec un léger plonge-
ment vers PE, mais ils suivent le contact entre les sédi-
ments et la nappe du Tambo, ce qui leur donne une
orientation ENE-WSW près du village de Spliigen.
L'ensemble des six plis F2 à grande échelle, déjà décrits
par GANSSER (1937a), possèdent une vergence globale
de type «Z» (lorsque l'on regarde vers Test). Ils vien-
nent se corréler avec des plis en retour qui affectent les
nappes du Schams (Schmid et al. 1990) et le sommet de
la nappe de Suretta (MiLNES & Schmutz 1978). Ces
plis en retour ont pu être créés soit par une zone de
cisaillement à grande échelle, soit par du «back-
flowing» (Schmid et al. 1990). D2 a eu lieu sous des
conditions métamorphiques rétrogrades, mais toujours
dans le faciès schiste vert, notamment marquées par la
déstabilisation des amphiboles formées lors du méta-
morphisme prograde antérieur. D2 semble avoir été
active à l'Oligocène.
7.3 Corrélations,
La différence de géométrie à grande échelle de la
nappe de l'Adula par rapport au complexe «Tambo-
Suretta» implique une formation de ce dernier avant sa
mise en place sur la première. La structure de la lame
d'Areua (antiforme F1), ainsi que la similitude entre son
gneiss et Porthogneiss du sommet de la nappe du Tambo,
permettent de supposer que cette lame était originelle-
ment rattachée au dos de la nappe du Tambo, et serait par
conséquent issue de la zone du Spliigen.
La lame des nappes du Schams est coincée à l'intérieur
de l'antiforme F1 formée par la lame d'Areua. Si cette
hypothèse est correcte, les sédiments des nappes du
Schams seraient issus, eux aussi, de la zone du Spliigen.
Comme ils sont originaires d'un même domaine paléogéo-
graphique que ceux des nappes du Schams proprement
dites, ces derniers devraient également provenir de la zone
du Spliigen. Le socle originel de Pensemble de ces sédi-
ments serait alors, au moins partiellement, la partie la plus
interne de la nappe du Tambo. Mais tant que l'antiforme
Fj sur laquelle repose tout ce raisonnement n'est pas certi-
-    La troisième phase de déformation est caractérisée par
une linéation d'étirernent minérale L3 orientée E-W.
Une composante cisaillante accompagne cette linéa-
tion. Les indicateurs cinématiques associés à cette
déformation (halos d'étirernent asymétriques, axes c de
quartz, «shear bands») indiquent que ce cisaillement
contribue à abaisser différentiellement les comparti-
ments supérieurs vers PE. Il peut être corrélé avec une
phase de déformation observée à Pouest du domaine
tessinois par Merle & Le Gal (1988) et qui contribue
à un abaissement des compartiments supérieurs vers
PW, le long d'étroites zones mylonitiques. Ces mouve-
ments opposés de part et d'autre du domaine tessinois
pourraient avoir été provoqués par la montée majeure
de ce domaine vers 25-20 Ma (Hurford 1986).
-    La quatrième phase de déformation, non penetrative,
est illustrée sur le terrain par des plis ouverts, d'axe
E-W, avec un plan axial subvertical. D4 a une très gran-
de étendue régionale, puisqu'elle affecte aussi bien les
schistes lustrés du Domleschg (Pfiffner 1977) que le
chevauchement basai des nappes austroalpines. Elle
est supposée postoligocène. Cette phase D4 pourrait
être correlée avec la phase du Ruchi de l'Helvétique,
datée du Miocène (Pfiffner 1986).
Lors de l'analyse de la déformation, une méthode
originale d'analyse d'images a été appliquée sur des grains
de calcite de différents marbres. Elle permet de mettre en
évidence une orientation préférentielle des grains dans
Pespace, plus ou moins parallèle à l'étirement enregistré
par le maclage des grains de calcite dans ces mêmes
marbres, et analysé par ailleurs. D'une manière générale,
toutes les analyses de déformation effectuées indiquent un
étirement assez important des roches dans une direction
WSW-ENE à E-W, associé à la déformation D2 pour les
marqueurs macroscopiques, à la déformation D3 ou D4
pour les macles de la calcite.
interprétation
fiée, cette solution du problème de l'origine des nappes du
Schams reste une hypothèse.
Une esquisse palinspastique est proposée, où les
nappes du Schams se sédimenlent sur une partie de la
future nappe du Tambo dans le domaine briançonnais. Les
schistes lustrés proviennent du domaine valaisan, plus
externe, et se déposent sur une croûte continentale
amincie (future nappe de l'Adula) dans laquelle se pro-
duisent des injections de matériel mafique et un début de
formation de croûte océanique.
Ces diverses conclusions permettent de proposer un
mode de mise en place des nappes du Tambo et de Suretta
qui implique le transport de la nappe de Suretta sur celle
du Tambo avant le déplacement de cette dernière sur celle
de l'Adula. Un mécanisme de formation de lames de
cristallin isolées dans les sédiments peut alors être
esquissé. Un chevauchement de second ordre a pu être
initié au sommet de la nappe de socle, détachant une partie
du cristallin (sill d'orthogneiss) de son point d'origine et
l'incorporant au milieu des sédiments.
65
Remerciements
Je tiens à exprimer toute ma gratitude à M. Ie
Professeur O.A. Pfiffner qui m'a soutenue et conseillée
tout au long de ce travail, ainsi qu'à MM. J.-P. Schaer,
S.M.Schmid, F. Persoz. A. Escheret Y. Gouffon pour leurs
remarques et suggestions à la lecture des premières
versions de ce manuscrit.
J'aimerais également remercier Mme C. Merz, MM. M.
Burkhard. D. Marquer, P.A, Girard, M. Geyer et G.
Magranville, ainsi que tous mes collègues de l'Institut de
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Alpes occidentales suisses. - Rapp. géol. Serv. hydro!, géol. nati, 2.
Géologie de l'Université de Neuchâtel, pour leur aide et
leur soutien.
J'exprime aussi toute ma reconnaissance au Fonds
national suisse de la recherche scientifique (projet
No 4.901-085.20) et à l'Université de Neuchâtel pour leur
soutien financier.
Enfin, j'aimerais remercier tout particulièrement ma
famille qui m'a soutenue et encouragée en tout temps.
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