Massifs gneissiques du Valais

a) Zone de la Dent Blanche. Le plus élevé est celui dont fait partie la Dent Blanche. Il est constitué par une variété de gneiss c^ue Gerlach a appelée gneiss d'Arolla. Ce gneiss constitue une véritable couverture qui se rattache à une zone de gneiss partant de la Valpeline dans la direction de la Dent d'Hérens. Cette couverture gneissi^ue, que Grerlach a figurée très exactement dans sa véritable position, s'étend du Mont Gelé (à Tori-

f^ine de la vallée de Bagnes) par le Mont-Blanc de Seilon, la Roussette et la Dent de Perroc aux sommets élevés de la Dent Blanche, du Weîsshom et du Rothhorn de Zinal, sommets qui émergent au-dessus de vastes surfaces glacées. Cette nappe du gneiss d'Arolla vient se superposer non seulement au gneiss du Mont-Rose, mais elle s'avance même jusqu'au-dessus des roches mésozoïques qui surmontent les roches cristallines de la zone du Grand Saint-Bernard. Sur le bord ouest de la vallée de Zermatt ce fait est admirablement visible. Ce gneiss supporte par place des masses de serpentines, par exemple au Mont Colon, aux Dents de Bertol, etc. Dans la région du Monte-Leone-Simplon, srâce à la profonde érosion de la vallée de la Toce et de la Diveria, combinée avec une élévation que subissent les plis du gneiss, on voit surgir au-dessous des plis cités encore plusieurs autres qui sont :

h) La zone gneissique du Mont-Rose. Elle se place audessous de la précédente, en formant d'abord le massif de ce nom, puis se dirige vers le S.-E., en passant au S. du col de Zwischbergen pour aboutir de même au bord

SUI

de la vallée de la Toce en se reliant aussi aux massifs du Tessin.

c) Zone du Grand Saint- Bernard. Elle est formée essentiellement de micaschistes et de gneiss très schisteux, accompagnés de schistes cristallins verts ; elle comprend les deux versants du val d'Entremont, le Mont Velan, le Petit-Combin (le sommet du Grand-Combin est formé de schistes calcaires superposés) , le massif du Mont-Fort ; puis, en se contournant, cette zone cristalline borde presque la vallée du Rhône entre Nendaz et Viège, si bien que toutes les vallées latérales la traversent dans leur partie inférieure en y découpant autant de tronçons intermédiaires, tels les petits massifs de Thyon, du Mont Noble, la Bella-Tola, celui plus large du Schwarzhorn sur Saint-Nicolas et enAn le puissant massif des Mischabel, d'où cette région cristalline se relié au massif du Fletschhorn pour quitter le territoire suisse en se dirigeant au S.-E., formant encore le Monte Verosso dans le val Bognanco. Plus loin cette zone se rattache aux gneiss du Tessin.

d) La nappe du gneiss du Monte-Leone qui forme une vaste couverture repliée à son tour; elle forme Tarôte du Pizzo Pioltone, le Monte-Leone et toutes les montagnes au S. du Binnenthal jusqu'à TOfenhorn, où la superposition du gneiss sur les schistes lustrés est bien visible.

e) Le gneiss de Lebendun, étroite zone qui se poursuit dès la vallée de la Diveria, jusqu'à celle du Tessm.

f) Le gneiss d'Ântigorio, apparaissant en forme de dôme au centre du massif du Simplon.

g) Au-dessous apparaît une calotte de gneiss plus profonde, c'est le gneiss de Grodo, qui n'est peut-être pas la nappe la plus profonde.

Les rocnes sédimentaires mésozolques intercalées entre ces replis de roches cristallines sont essentiellement d'âge triasique et jurassique. On ne sait pas s'il y en a de plus jeunes. D'ordinaire, elles sont d'ailleurs fortement laminées et modifiées par le métamorphisme dynamique et se rapprochent du type des schistes lustrés (Glanzschiefer, Bûndnerschiefer ) .

2. Massifs gneissiques du Tessin. On parle communément des massifs cristallins du Tessin; mais, ici comme dans les Alpes valaisannes, nous avons affaire à des plis couchés et superposés. Tous les plis du gneiss des Alpes valaisannes aboutissent au bord de la vallée de la Toce ; ii est manifeste qu'ils ont leur continuation à TE. de ce ravin, où cependant la carte géologique ne les donne pas en détail. L avenir nous apprendra les résultats de ranalyse faite sur le terrain. Nous savons seulement que toute cette large zone gneissique du Tessin est bordée au S. par une bande de roches vertes (formées de gabbro, amphibolites, diorites, etc.) qui se Soursoit sans interruption dès Ivrée, au bord de la plaine u Piémont, jusqu'en Valteline, où elle se relie à une autre bande de roches vertes qui contourne le Pizzo délia Disgrazia aux confins des Alpes grisonnes. D'autre part, il est certain que la zone du gneiss d'Antigorio et celle de rOfenhom (Monte-Leone) se continuent a travers tout le Tessin pour former le massif de l'Adula, lequel présente la disposition d'une voûte des plus régulières. Mais il est tout aussi certain que toutes les autres zones de gneiss doivent se comporter de même. Or le dôme de l'Adula n'est que la partie convexe d'un pli couché, présentant luimême plusieurs digitations nettement indiquées par des zones ne calcaires. Ces gneiss s'enfoncent ostensiblement BOUS les schistes lustrés des Grisons, entre le Yalserberg et le Piz Aul. A l'E. du val de Mesocco, on voit successi-

grisons.

le massif du Piz Tambo et celui du Splûgen. La dernière, qui suit de près la zone des roches vertes d' Ivrée, disparaît sous le Trias prés d'Andeer; c'est le massif du gneiss de la Hofna et du Suretta, considéré comme une roche éruptive granitique et porphyrique, et qui fait pendant à la nappe également éruptive du gneiss d'ArolIa. Ces diverses zones gneissioues doivent être l'équivalent des plis de gneiss des Alpes valaisannes. Il est donc constaté que le long de la vallée du Rhin postérieur et du Hadriserthal jus<}u'à Chiavenna tous les gneiss des massifs du Tessin disparaissent définitivement, faisant place

à d'autres roches tant sédimentaires que cristallines^

3. Massifs gneissiques des Grisons. Les massifs cristallins des Grisons diffèrent de ceux du Tessin et du Valais surtout par leur situation en forme de lambeaux ayant fait partie de plusieurs nappes étirées que l'érosion a isolées. Pendant longtemps on ne soupçonna guère qu'il en fût ainsi. Pourtant le percement du tunnel de l'Albula a prouvé l'existence sous ce massif graniticfue d'une intercalation de schistes argileux de tout point identique aux schistes visibles à l'extérieur. D'autres massifis sont dans le même cas. On trouve ainsi successivement du S.-O. au N.-E. les massifs du Piz Kesch, du Piz Ot (Albula), du Julier, du Piz d'Err, du Pizzo délia Disgrazia (Cima del Largo), de la Cima di Campo, du Sesvenna (Maipitsch), tous avec des masses granitiques importantes, accompagnés de eneiss, de schistes verts, de serpentine et de roches mesozoïques sédimentaires. L'ensemble des massifs de schistes cristallins entre l'Inn et la vallée de Davos fait également partie d'une nappe cristallophyllienne, de même que toute la vaste étendue cristalline oui se prolonge au N.-E. de la Silvretta jusqu'au KJostertnal.

Ces indications, quant à la nature de la plupart des massifs cristallins (à l'exclusion de ceux de la zone Mont- Blanc-Saint-Gothard), nous ont fait envisager sous un autre jour que jusqu'ici ces massifs que l'on considérait comme les a piliers » du système alpin. Après cela, la tectonique des Alpes calcaires paraîtra moins compliquée et moins extraordinaire. Ce qu'il faut surtout retenir, c'est tout d'abord la structure totalement différente des massifs cristallins des diverses zones [des Aipes suisses. Les massifs de la zone du Mont-Blanc— Saint-Gothard à structure en éventail forment les noyaux de plis fortement saillants de l'écorce terrestre ; ce sont les seuls qui méritent le nom de massifs. Les masses cristallines de la région valaisanne et du Tessin se composent dans la partie septentrionale de nappes superposées en forme d'écaillés ou de calottes concentrioues ayant leur racine au N. de la zone des roches veilés d'Ivrée. Les massifs situés entre le lac de Lugano et le lac d'Orta, au S. de la zone d'Ivrée, et en grande partie en dehors des frontières suisses, sont probablement des plis gneissiques dont la partie supérieure a été enlevée par rérosion. Ils sont accompagnés de rochefr^granitiques intrusives. Enfin les roches cristallines des Grisons sont exclusivement d'origine nomade, ayant été transportées par les dislocations sur une grande distance. Elles proviennent probablement d'une région située au S. de la zone d'Ivrée.

2. Alpes calcaires du Sud. Théoriquement et envisagées comme un faisceau de plis ayant surgi verticalement sous la poussée latérale, les Alpes devraient avoir une structure symétrique. Des deux côtés de la zone centrale cristalline devraient se placer deux bordures également larges de roches sédimentaires. Mais on a déjà vu d'après la nature tectonique des massifs cristallins qu'il n'en est pas ainsi, qu'une poussée dirigée essentiellement du S. vers le N. prédomine dans les mouvements tectoniques des Alpes. Une masse énorme de roches sédimentaires a été portée vers le N., avec une grande abonc'ance de matériaux cristallins, tandis que la bordure propre du versant S. est très réduite, d'autant plus que la majeure partie est recouverte par les alluvions de la plaine lombarde et du Piémont. La structure tectonique des Alpes n'est donc pas symétrique !

Une bordure sedimentaire mésozoïque et tertiaire assez large se place cependant entre le lac d'Orta, où elle est fort étroite, et le lac de Garde, où elle mesure déià plus de

3uarante kilomètres de largeur. Cette zone méridionale es Alpes calcaires est très différente des Alpes calcaires du Nord, comme le montre le tableau stratigraphique. Son état de dislocation est également très différent. On y trouve un plissement relativement peu intense, des failles et quelques chevauchements ; à proximité des couches sédimentaires apparaissent des nappes éruptives de porphyre quartzeux et de porphyrite avec leurs tufs d'âge prétriasique, probablement permien ou carbonique. La masse principale est constituée par des formations triasiques de faciès méditerranéen ; au Sud s'étend une zone de terrain jurassique et crétacique; enfin une bordure de marnes, grès et poudingues représente l'équivalent de

SUI

SUI 1

la mollasse du Nord des Alpes. vLa seule partie de ces Alpes calcaires située sur notre territoire se trouve dans le voisinage du lac de Lugano; c'est le groupe de la Brianza, entre le lac de Lugano et le lac de Lecco, le chaînon Monte- Salvatore-Ârbostora et le Monte di Meride.

3. La zone centrale des schistes lustrés. Nous avons vu que les gneiss du Valais et du Tessin recouvrent sur bien des kilomètres de largeur une masse de terrains mésozoîques (triasiques et jurassiques) d'un faciès particulier qui constituent la zone des schistes lustrés. Entre les Hautes -Alpes calcaires et les gneiss du Valais et du Tessin, de même que dans toute la partie N. des Grisons, s'étend une formation de schistes calcaires et argileux reconnue comme étant d'âge jurassique. L'éclat particulier de leurs feuillets leur a valu le nom de schistes lustrés; on les appelle aussi schistes grisons (Bûndnerschiefer), schistes gris. Us se continuent avec leurs annexes triasiques au-dessous des lames de gneiss du Valais et du Tessin, ainsi que sous les massifs des Grisons. Le percement du tunnel du Simplon a démontré positivement cette disposition des schistes lustrés qui n'était jusqu'alors qu'une pure supposition. Les schistes lustrés remplissent aussi tous les intervalles entre ces zones de gneiss et sont toujours accompa^és de roches triasiques. Cette zone de schistes très uniformes se présente donc comme une dépression centrale, ou du moins très à Vintérieur de la chaîne des Alpes. Elle commence dans les Alpes occidentales, entre la zone du Briançonnais et celle ou Grand Paradis, pour se continuer presque uniformément jusqu'au niea du Rhâtikon, où elle plonge sous terre pour se prolonger dans la profondeur au-dessous des Alpes orientales ainsi que le prouve sa présence au fond de la vallée dans la Basse-Engadine. Jl y avait donc primitii^ement, au milieu de la chaîne des Alpes f une longue dépression bordée de part et d'autre d'une zone de plissement ayant fait surgir des terrains anciens. Cette dépression occupée par un terrain sédimentaire, faciès particulier du Jurassique formait, grâce à sa largeur et a son extension considérable en lonffueur, un vrai géosynclinal, c'est-à-dire une cuvette longitudinale, à V endroit où s'élèx^ent aujourd'hui les plus hauts sommets des Alpes. Mais ce n'est pas le synclinal qui s'est soulevé par surrection, ce sont au contraire les plis situés sur son bord sud qui ont culbuté vers cette aépression, ont fini par la combler, en s'entassant les uns au-dessus des autres ; ils y ont créé la haute chaîne aujourd'hui culminante des Alpes. Il a fallu bien des recherches et des constatations minutieuses dans toutes les parties des Alpes pour bien établir le rôle joué

Ear cette remarquable zone médiane des schistes lustrés, e recouvrement par les plis du versant S. des Alpes n'étant pas si complet dans les Grisons, la zone des schistes lustrés y est aussi plus larce en surface.

4. Alpes calcaires à faciès helvétique du versant Nord. Des Dents Blanches et des Dents du Midi sur la frontière S.-O. de la Suisse, jusqu'à l'extrémité du Sàntis et au delà du Rhin dans le Vorarlberg, se poursuit une succession de plis couchés, entassés sous forme de grands lacets auxque^ prennent part les terrains mésozoîques (Trias, Jura, Cretacique) et tertiaires éogènes et parfois aussi le permo-carbonifèrc. Le grand pli glaronnais, con-

Plis chevauchés.

Plis autochtones.

bel exemple. Son envergure entre Bonadnz dans la vallée du Rhin et le Sântis, est de plus de 40 km. Des pli» analogues, avec des envergures g&éralement plus faibles, se succèdent en se relayant ou se superposant, d'une extrémité de notre territoire à l'autre. Leur étude est des plus instructives, vu l'enchevêtrement tout à fait étrange de terrains variés qui en résulte, ce que prouvent les profils de la planche accompagnant cet article. Voici les principaux plis que nous pouvons distinguer.

a) Le pli des Dents du Midi comprend au moins quatre digitations greffées sur un grand pli couché. Ce vaste pli, d'au moins 10 km. d'envergure, résulte de la réduction ou concentration d'au moins 6 plis qui ont leurs racines au Mont-Joly sur le versant N. ou massif du Mont-Blanc et qui s'étendent de là jusqu'à 40 km. plus au N. pour former les crêtes des Alpes d'Annecy. Aux Dents du Midi on ne voit plus aue 3 ou 4 de ces digitations, probablement parce que les autres se sont aplanies dans la profondeur. Le prolonffement des Dents du Midi, la crête des Dents de Mordes de l'autre côté de la vallée du Rhône, n'offre plus qu'une seule digitation presque insignifiante et ({uelaues replis superficiels. Puis le pli tout entier, réduit à o km. d'envergure, s'enfonce complètement sous la paroi des Diablerets, c'est-à-dire sous un nouveau pli qui naît sur le bord de la vallée du Rhône, le long de la vallée de la Lizerne. Il est plus que probable que la simplification et la réduction croissante de l'envergure de ce pli se continuent et qu'il va en s'éteignant graduellement plus à l'Est.

b) Le pli des Diablerets, bien visible entre le Mont-Bas. (contact du noyau de Trias avec le Nummulitique) et les Rochers du Vent, le long du col de Cheville, se présente comme un dôme recouvrant un lambeau de Néocomien préalpin pincé entre ce pli et le pli de Morcles. Sa tête plonge vers le N., ses pie^ls vers le S. dans la vallée du Rhône.

c) Le pli du Wildhorn-Wildstrubel se développe en s'élevant du bord droit de la vallée du Rhône, au-dessus de Conthey. Il recouvre le second pli comme un manteau, dont la tête, soit le bord frontal, plonge entre le Trias du Col du Pillon et le grès de Taveyannaz du Creux de Champ. Il recouvre le dôme du deuxième pli en forme de calotte, mais il est probable que vers l'Est ce dernier pli se réduit comme le premier, car le troisième seul con* tinue dès lors à se développer. Avec divers replis qui ondulent son dos, il forme toute la chaîne du Wildhom. c'est pourquoi il convient de l'appeler pli du Wildhorn. Il se continue jusqu'au Wildstrubel, où il forme le Steghorn et le Lohner. Ici sa structure se modifie, car les couches se relèvent et s'écartent en laissant surgir au-dessous le massif cristallin de l'Aar qui perce définitivement l'enveloppe sédimen taire au Lotschenpass. Ces plis que nous venons d'énumérer ont une ampleur si grande — 14 à 15 km. en ne mesurant que leur projection hori~ zontale — et présentent en même temps une épaisseur relativement si faible ensuite de la lamination du flanc moyen qu'on les désigne avec raison sous le nom de plisnappes ou nappes tout court (Faltendecke ou Deckfaltei.

a) Pli du Mont Bonvin. Au-dessus de Sion, le long de la Combe d'Arbaz, on voit se développer un quatrième pli qui, plus que les autres, mérite le nom de nappe, car iï

ne présente pas les caractères des plis couchés, soit deux séries de couches, l'une normale formant le dos de la nappe, l'autre renvei-sée, souvent réduite par lamination reposant sur le Tertiaire. Tandis que les plis précédents sont formés de terrains jurassiques du côté S. de la chaîne et de Néocomien avec Nummulitique du côté N., on ne trouve plus guère dans ce pli que du Jurassique (Dogger, Argovien, Divésien, Malm) en lambeaux très disséminés et irréguliers, souvent en position normale, souvent aussi renversés. Cette nappe ne présente pas

■Direction de la poussée.