Dernière reconstitutions des Alpes Occidentales depuis 170Ma

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Les riftings Oligocènes

Selon les travaux de [Séranne, 1999] (Fig. II-25), deux phases d’extension peuvent être définies à l’Ouest de l’orogène. La première, qui a principalement lieu entre le Priabonien (vers 36Ma) et le Rupélien est une extension d’axe E-W qui a généré le rift ouest Européen, c-à-d. les bassins depuis Valence au graben du Rhin. Au Sud du bassin de Valence, dans le bassin de Valreas, les sédiments du Burdigalien supérieur au Langhian (vers 16Ma) scellent cette déformation extensive [Riche and Tremolieres, 1987]. Les grabens et demi-graben liés à cette extension semblent spatialement associés à un plume mantellique visible en tomographie [Granet et al., 1995; Goes et al., 1999]. Ce plume a été interprété comme le résultat d’un flux mantellique induit par le mouvement du slab européen [Merle and Michon, 2001]. Quoi qu’il en soit, l’extension crustale Oligocène n’est pas interprétée comme résultant de ce plume (qui serait un évènement ultérieure), mais serait plutôt le résultat de la distribution des contraintes dans la croûte due aux zones de collision [Dèzes et al., 2004; Ziegler and Dèzes, 2007] ou à la traction de la plaque plongeante [Merle and Michon, 2001].
La seconde est une extension d’axe NO-SE qui affecte la région du Golfe du Lion, c-à-d. depuis les bassins du sud de la France à la Sardaigne, et qui débute autour du Rupélien supérieur (proche de 30Ma). Cet évènement est classiquement associé à l’extension arrière arc de la plaque plongeante des Apennins [Séranne, 1999; Faccenna et al., 2001].

Modèles géodynamiques de la collision

Il existe différents modèles géodynamiques de la collision, du fait de l’évolution des connaissances, de la hiérarchisation des faits et du grand nombre d’inconnue. Je vais présenter ici les modèles classiques, cherchant à expliquer la genèse des Alpes en tant que chaîne de collision. Je procèderais en quatre étapes: d’abord, les modèles de l’histoire récente, cherchant à expliquer l’extension de la zone interne, synchrone de raccourcissements et de décrochements dans la zone externe. Ensuite les modèles cherchant à expliquer l’histoire du raccourcissement de cette chaîne arquée. Dans un troisième temps, nous discuterons des modèles expliquant l’exhumation syn-convergence des unités de haute pression. Dans un quatrième temps, nous parlerons des modèles mettant en relation les mouvements asthénosphériques et les mouvements crustaux.

Synchronisme entre extension, convergence et décrochement

De l’inversion du front pennique [Seward and Mancktelow, 1994; Ceriani et al., 2001; Tricart et al., 2001; Tricart, 2004] aux failles normales fragiles distribuées dans la zone interne [Sue and Tricart, 1999, 2002; Champagnac et 58 al., 2006a, 2006b; Tricart and Sue, 2006; Tricart et al., 2006] et à la faille normale du Simplon [Grasemann and Mancktelow, 1993; Steck and Hunziker, 1994], une dynamique extensive néogène caractérise la déformation de la zone interne. Cette extension s’opère alors que la zone externe est affecté par du raccourcissement (Jura, Nappes de Digne, Chaînes Subalpines; voir les sections précédentes) ou du décrochement dextre (Argentera, Belledonne, Mont-Blanc, Aar). Par ailleurs, ce régime généralisé de décrochement dextre parallèle à la chaîne, qui est Néogène supérieure [Tricart, 2004; Rolland et al., 2009; Sanchez et al., 2011b] à actuel [Maurer et al., 1997; Thouvenot et al., 2003; Delacou, 2004], est en accord avec une rotation antihoraire de la plaque Apulienne [Vialon et al., 1989; Collombet et al., 2002]. De plus, un changement de la dynamique extensive a été documentée (direction parallèle puis perpendiculaire à la chaîne), ce qui implique une possible évolution des causes géodynamiques de cette extension [Delacou, 2004; Champagnac et al., 2006a, 2006b] (Fig. II-26). Différents modèles peuvent expliquer cette extension (Fig. II-27), impliquant des forces de volumes ou des forces aux limites [Sue and Tricart, 2002]: (1) le retrait de la plaque plongeante qui induit une extension arrière-arc [Sue et al., 1999]; (2) la rupture du slab ou de la racine lithosphérique [Sue et al., 1999]; (3) l’effondrement gravitaire de la chaîne [Delacou, 2004; Delacou et al., 2004]; (4) une extension superficielle au dessus d’un coin ascendant (indentation verticale) [Eva et al., 1997; Rolland et al., 2000; Lardeaux et al., 2006; Schwartz et al., 2009]. (5) Une extension extrados d’un plis de rampe crustale [Burg et al., 2002]; un échappement latéral induit par l’indentation et/ou la rotation de la plaque Apulienne [Bistacchi and Massironi, 2000; Champagnac et al., 2006a]; (7) un système transtensif induit par une collision oblique et/ou une rotation de l’Apulie [Maurer et al., 1997].

Formations du toit du Trias

Un niveau de grès brun surmontant des cargneules -présent seulement sur la carte géologique de La Rochette- a été daté du Rhétien avec Avicula contorta et Mytilus minutus. Au dessus de ce niveau de grès affleure des calcschistes clairs attribué à l’Hettangien [Barféty et al., 1984]. Localement, des calcschistes bréchoïdes gris et jaunes à éléments dolomitiques et calcaires,

parfois lumachellique ou des calcaires noirs spathiques (calcaires moirés ; jusqu’à 5 m de puissance) peuvent être observés au dessus des schistes dolomitiques.

Initiation du rifting

Le terme de spilite regroupe un ensemble de faciès volcaniques (cinérites, tufs, laves basaltiques alcalines) et volcano-sédimentaire (schistes spilitiques) avec intercalations de niveaux sédimentaires (brèche à éléments de lave et ciment calcaréo-dolomitique, calcaires à entroques, calcaires oolithiques, schistes rouges 74 violacés). La puissance de cette formation peut dépasser 50 mètres, avec superposition de plusieurs coulées intercalées de niveaux sédimentaires. Au contact des coulées, les calcaires sont métamorphisés en marbres versicolores souvent bréchiques. Certains auteurs supposent une mise en place subaquatique voire de haut fond [Barféty and Pêcher, 1984]. Ces spilites s’intercalent entre la fin du Trias et le début du Lias. Ils ont été observés surmontés par des sédiments du Rhétien à Côte Dure sur la feuille de Vizille [Moret and Manquat, 1948; Barféty et al., 2002]. Cette observation date le début du rifting au Trias supérieure dans le massif des Ecrins.

Ce magmatisme basique, associé à de nombreux filons dans le socle [Vatin-Pérignon et al., 1974] (qui sont très certainement des conduits d’alimentations), exprime une extension crustale, initiation du rifting [Laurent, 1992].

Le rifting: failles normales et dépôts syn-rifts

L’extension liasique, reconnue notamment dans le massif des Ecrins par [Barféty et al., 1970a, 1970b], se traduit principalement par des demi-grabens qui peuvent-être caractérisés par différents trait structuraux et sédimentaires: (1) une faille normale limitant un bloc basculé (Fig. II-33); (2) des brèches le long de la faille normale et/ou intercalées dans les dépôts syn-sédimentaires (Fig. II-34,
II-35C, D); (3) des séries anté-rift d’épaisseur régulière, syn-rift d’épaisseur croissante vers la faille normale et post-rift d’épaisseur régulière et recouvrant le tout (Fig. II-35D); (4) des dépôts de bathymétrie contrastée: peu profonde à émergé au dessus du bloc inférieur de la faille normale jusqu’à profonde au toit 76 de la faille normale [Roux et al., 1988].
Quelques olistolithes peuvent être observés à proximité des failles normales, comme celui de splilite triasique observable et accessible à l’ouest de le Chalp (Fig. II-35C) dans des sédiments Toarciens. Par ailleurs, la faille normale peut- être jalonnée de quelques éléments de sédiments syn-rift comme le Lias calcaire emballés dans un remplissage sédimentaire plus récent (Fig. II-35C). Ces éléments peuvent également être vus comme des olistolithes traduisant le jeu continu des failles normales.
Une étude bathymétrique effectuée par [Roux et al., 1988] dans le demi- graben de La Mure indique des profondeurs de dépôts de l’ordre de 1000m au dessus du bloc supérieure de la faille normale et de l’ordre de 500m au dessus du bloc inférieure de la faille normale, ce qui révèle l’importance des reliefs sous- marin créé par ces accidents.

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Table des matières

I. INTRODUCTION
1. But de l’étude
2. Organisation de ce travail
II. CONTEXTUALISATION, MONOGRAPHIE ET PROBLEMATIQUES
A. LE COMPLEXE MEDITERRANEEN
1. Une portion des chaînes Alpines
2. Grands traits structuraux de la méditerranée
a) Continents, océans, microcontinents et bassins arrière-arc
b) Les panneaux plongeants méditerranéens
c) La déformation du manteau
d) Cinématique instantanée et finie
e) Termes usuels
B. LES ALPES OCCIDENTALES
1. Portion des Alpes
2. Introduction à l’histoire des Alpes Occidentales
a) Divergence: Du rifting à l’océanisation
b) Convergence: de la subduction à la collision
3. Paléogéographie au Mésozoïque: rifting et océanisation
a) Le domaine Extra-Alpin
b) Le domaine Dauphinois
c) Le domaine Valaisan
d) Le domaine Briançonnais
e) Le domaine Piémontais
4. Structure actuelle: un empilement de nappes
5. Flux de matière durant la convergence
a) Données cinématiques: 1er ordre
b) Données du métamorphisme et de la radiochronologie: 1er ordre
c) P-T-t-d des unités Austroalpines
d) P-T-t-d des unités Liguro-Piémontaises
(a) Les Alpes Ligures Liguro-Piémontaise
(b) Queyras et Alpes Cottiennes
(c) Vallée d’Aoste
e) P-T-t-d des massifs cristallins internes
(a) Le massif de Dora Maira
(b) Le massif de Grand Paradiso
f) P-T-t-d du domaine Briançonnais
(a) Les Alpes Ligures Briançonnaise
(b) Partie Sud du domaine Briançonnais
(c) Partie Médiane du domaine Briançonnais
(d) Le massif de Vanoise-Ambin
(e) Partie Nord du domaine Briançonnais
g) P-T-t-d des massifs cristallins externes et de leur couverture
(a) Le massif de l’Argentera
(b) Les nappes de l’Embrunais-Ubaye et la nappe de Digne
(c) Le massif des Ecrins et sa couverture
(d) Le massif du Mont Blanc et sa couverture
(e) Les massifs de l’Aar et du Gotthard et leur couverture
h) Cinématique et âge des chaînes Subalpine et du Jura
(a) Vercors et Chartreuses
(b) Bornes, bassin molassique et Jura
i) Les riftings Oligocènes
j) ZFT et AFT: une synthèse de l’exhumation
6. Rétro-déformation vue en coupes
a) Coupes historiques
b) Dernière reconstitutions des Alpes Occidentales depuis 170Ma
7. Modèles géodynamiques de la collision
a) Synchronisme entre extension, convergence et décrochement
b) Le raccourcissement d’une chaîne arquée
c) Exhumation syn-convergence d’unité de Haute Pression
d) Mouvements asthénosphériques et subductions
8. Bilan méthodologique
C. LE MASSIF DES ECRINS
1. Introduction
2. Histoire Paléozoïque
a) Introduction
b) Anté-Dévonien
c) Dévono-Dinantien
d) Carbonifère supérieure
e) Permien
3. Marqueurs de la divergence Mésozoïque
a) Dépôts anté-rift
(a) Grès et conglomérats de base
(b) Dolomies et calcaires
(c) Cas des Gypses, cas des Cargneules
(d) Schistes dolomitiques
(e) Formations du toit du Trias
b) Initiation du rifting
c) Le rifting: failles normales et dépôts syn-rifts
d) Distribution cartographique des failles Liasiques: une revue
(a) A l’échelle du Sud-Est de la France
(b) A l’échelle du massif des Ecrins
e) Quel pendage pour ces failles normales ?
f) Répartition de l’épaisseur des sédiments syn-rift
g) Les dépôts post-rift
4. Marqueurs de la convergence Cénozoïque
a) Déformation de la couverture
(a) Dans le bassin de Bourg d’Oisans
(b) Dans le bassin d’Emparis
(c) Dans les flyschs Priaboniens des A. d’Arves et du Cheval Noir
(d) Dans le massif de Morges
(e) Dans les formations du Sud-Ouest du massif des Ecrins
(f) Dans le Champsaur
b) Déformation du socle
(a) Plis de Socle
(b) Chevauchement et réactivation de structures héritées
(c) Néoformation de zones de cisaillements
c) Cinématique
d) Conditions du métamorphisme et âges radiométriques
5. Synthèse
a) Style de déformation et réactivation versus néoformation
b) Chronologie de la déformation
(a) Les différentes phases de déformation
(b) Raccourcissements et série nummulitique
(c) Cinématique
c) Condition du métamorphisme
(a) Chemin P-T-t-d
(b) Géométrie des nappes internes
III. RESULTATS ET DISCUSSION
A. STRUCTURES ET CINEMATIQUES
1. 1er article (soumis à Tectonics): Développement des zones de cisaillement dans le socle et cinématique du raccourcissement dans le massif des Ecrins, Alpes Occidentales
a) Abstract
b) Introduction
c) Geological and geodynamic setting
(a) The Variscan basement
(b) The Mesozoic cover
(c) Subduction of the Ligurian Ocean and subsequent collision
(d) Structural style of the deformation in the external zones
d) Results of the structural analysis
(a) Basement shear zones
(b) Shortening kinematics
(c) Balanced cross-sections
e) 4. Discussion
(a) Basement deformation
(b) Shortening kinematics of the proximal European margin
f) Conclusion
g) Acknowledgements
h) References
2. Données complémentaires
a) Les bassins d’Emparis et de la Grave
(a) Séries à l’Ouest du chevauchement de Roselend (bassin d’Emparis)
(b) Séries à l’Est du chevauchement de Roselend (bassin de la Grave)
b) Comportement de la couverture lors du plissement du socle
c) Modèles et implications
d) Les zones de cisaillements Alpines découvertes:
B. METAMORPHISME ET CHRONOLOGIE
1. 2nd article: Le raccourcissement de la marge Européenne Dauphinoise (massif des Ecrins, Alpes Occidentales): De nouvelles connaissances fournies par des estimations de température et des âges 40Ar/ 39Ar in-situ dans des zones de cisaillement du socle
a) Abstract
b) Introduction
c) Geological settings
(a) Western Alps
(b) External zone, from Belledonne to the Ecrins massifs: an overview
d) Reverse shear zones: shortening structures in the Ecrins massif
(a) Inherited and shortening structures
(b) Shear zones: behavior and ages
(c) Sampling strategy and method
e) Methods
(a) Raman spectrometry of carbonaceous material (RSCM)
(b) Microprobe analysis, minerals composition and P-T estimates
(c) In-situ 40Ar/39Ar dating
f) Results
(a) Temperature constraints
(b) Structural position, habitus and chemical composition of white micas
(c) Ages constraints
g) Discussion
(a) The thermal history: news constrains and implications
(b) Significance of ages
(c) A tectonic scenario
h) Conclusions
i) References
2. Données complémentaires
a) Tables de données
(a) Raman
(b) Datation Ar/Ar
IV. SYNTHESE, CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES
A. A L’ECHELLE DU MASSIF DES ECRINS
1. Mécanismes de la déformation
a) De nouvelles structures sont-elles créées ?
(a) Les zones de cisaillement
(b) Les nappes de socle
(c) Fentes Alpines à quartz
b) L’héritage influence-t-il le développement des structures Alpines ?
(a) Les failles héritées du rifting Liasique sont-elles réactivées ?
(b) La foliation héritée de l’orogenèse Varisque est-elle réactivée ?
(c) Les propriétés lithologiques ont-elles un effet sur la déformation ?
(d) L’héritage structurale influence t-il la cinématique de la déformation ?
c) Plissements et décollements dans la couverture
d) Implication pour la rhéologie de la croûte durant le raccourcissement
e) Existe-t-il un demi-graben sous le bassin de la Grave ?
2. Cinématique
a) Quelle est l’évolution de la direction des déplacements?
(a) Histoire anté-Priabonienne
(b) Histoire syn- à post-Priabonienne
b) Quelle est la part du partitionnement?
c) Quelle est la quantité de raccourcissement ?
3. Histoire thermo-barométrique des Ecrins
a) Comment se répartit la température maximum d’enfouissement ?
(a) Où sont les variations de ce Tmax ?
(b) Quelle est la signification du Tmax (tectonique vs. sédimentaire) ? Est-elle synchrone ?
b) Quelles sont les conditions P-T de la déformation ?
4. Age de la déformation ?
a) Que date t-on ?
b) Histoire de la déformation
(a) Signification des âges au regard de la littérature
(b) Datation des directions de transport E-O et NO-SE
(c) Distribution des âges de la déformation sur un gradient de déformation
(d) Distribution des âges de la déformation sur une coupe E-W
5. Apport de nos données pour la connaissance de la géologie du massif des Ecrins
a) Histoire anté-nummulitique.
b) Histoire syn-nummulitique.
c) Histoire post-nummulitique
B. A L’ECHELLE DES ALPES OCCIDENTALES
1. Chronologie
a) Répartition de l’âge de la sédimentation
b) Répartition de l’âge du magmatisme
c) Répartition de l’âge de la déformation et cinématique
(a) 45-37Ma
(b) 37-33Ma
(c) 33-25Ma
(d) 25-16Ma
(e) 16-0Ma
d) Répartition de l’âge du pic du métamorphisme
e) Répartition de l’âge de l’exhumation
2. Cinématique Oligocène
(a) Sédimentation et magmatisme
(b) Raccourcissement et partitionnement
C. CONCLUSIONS
1. De nouvelles observations et mesures
a) Des zones de cisaillement inverses
b) Nouvelles données cinématiques
c) Sur la résistance de la croûte durant la déformation
d) Sur la quantité de raccourcissement
e) Sur l’âge du raccourcissement
f) Sur le métamorphisme
g) Sur le raccourcissement E-W des Alpes Occidentales
2. Perspectives
V. ANNEXES
A. ANNEXE 1
c) P-T-t-d des unités Austroalpines
d) P-T-t-d des unités Liguro-Piémontaises
(a) Les Alpes Ligures Liguro-Piémontaise
(b) Queyras et Alpes Cottiennes
(c) Vallée d’Aoste
e) P-T-t-d des massifs cristallins internes
(a) Le massif de Dora Maira
(b) Le massif de Grand Paradiso
f) P-T-t-d du domaine Briançonnais
(a) Les Alpes Ligures Briançonnaise
(b) Partie Sud du domaine Briançonnais
(c) Partie Médiane du domaine Briançonnais
(d) Le massif de Vanoise-Ambin
(e) Partie Nord du domaine Briançonnais
B. ANNEXE 2
j) ZFT et AFT: une synthèse de l’exhumation
6. Rétro-déformation vue en coupes
a) Coupes historiques
b) Dernière reconstitutions des Alpes Occidentales depuis 170Ma
C. ANNEXE 3
c) Exhumation syn-convergence d’unité de Haute Pression
d) Mouvements asthénosphériques et subductions
8. Bilan méthodologique
D. ANNEXE 4
d) Anté-Dévonien
e) Dévono-Dinantien
f) Carbonifère supérieure
g) Permien
E. ANNEXE 5
F. ANNEXE 6
VI. LISTE DES FIGURES
VII. REFERENCES