Raccourcissement alpin du massif des Ecrins

Une portion des chaînes Alpines

« On appelle chaînes alpines les chaînes de montagnes formées pendant le cycle orogénique alpin, qui s’étend sur l’ensemble des ères secondaire et tertiaire, pendant les derniers 245 millions d’années de l’histoire du globe terrestre. »

Jean Aubouin, Encyclopédia Universalis .

Cette dénomination regroupe donc des chaînes de montagne aux histoires contrastées. Elles s’alignent néanmoins selon deux axes principaux : (1) une direction méridienne pour la ceinture péripacifique ; (2) une direction latitudinale pour la ceinture téthysienne (des caraïbes à l’Indonésie). Cette dernière, dont fait partie les Alpes, doit son nom à la Téthys, un ancien océan qui aurait été subducté le long de ce couloir orogénique [Tapponnier, 1977]. Il est désormais admis que la ceinture téthysienne à une histoire plus complexe, impliquant plusieurs océans (Paléotéthys, Néotéthys, Téthys Alpine,…) et microcontinents (Fig. II-1). De plus, elle est au moins active depuis le cycle Varisque (Paléozoïque) [Stampfli and Kozur, 2006].

Les reconstructions permettent une vision intégrée de l’histoire de la ceinture téthysienne. Celles réalisées par [Stampfli and Borel, 2002; Stampfli and Kozur, 2006] se basent sur des données géodynamiques, géophysiques et paléomagnétiques notamment. Elles considèrent de nombreux blocs indépendants sur l’ensemble de la surface du globe, ce qui a l’avantage de contraindre les données entre elles. Une information importante à retenir de ces reconstructions est que la frange nord du Gondwana (Amérique du Sud-Afrique-Arabie-Inde) est active depuis au moins le Cambrien, il y a quelques 500 Ma. C’est au moins depuis cette époque que des fragments de ce grand continent (Avalonia, Leon, Armorica, Moldanubia,…) sont détachés de sa bordure par océanisation. Ces derniers vont ensuite s’accréter contre Laurussia (Laurentia+Baltica+Avalonia) après la fermeture des océans qui les ont individualisés (Medio-Européen, Rhéic, Paléothétys, Néothétys,…) [Stampfli and Borel, 2002; Faure et al., 2005; Stampfli and Kozur, 2006].

Grands traits structuraux de la méditerranée

Continents, océans, microcontinents et bassins arrière-arc

La structure lithosphérique actuelle de la méditerranée est un élément clef pour la compréhension de l’histoire Méso-Cénozoïque de cette frontière. Outre les grands continents que sont l’Afrique et l’Europe, on y trouve des blocs continentaux plus ou moins indépendant (Ibérie, Adria-Apulia,…) . Entre eux, quelques ophiolites, témoins de croûtes océaniques subduites (Téthys Alpine ou Océan Liguro-Piémontais, Valaisans, Vardar, Meliata, Pindos…), mais aussi de croûtes océaniques mésozoiques en cours de subduction, comme la Néotéthys de [Stampfli and Borel, 2002]. Deux ensembles de croûtes océaniques cénozoïques caractérisent le fond méditérannen de l’ouest: le bassin LiguroProvençal à l’ouest et la Mer Tyrrhénienne à l’est .

Les panneaux plongeants méditerranéens

La tomographie sismique à permis d’avoir une image haute résolution des structures lithosphériques et asthénospheriques en méditérannée . Ainsi, les zones de divergence ont été expliquées comme des zones d’extension arrière arc, conséquence du retrait des panneaux plongeants mediterranéens [Faccenna et al., 2001, 2004; Jolivet et al., 1999; Jolivet and Brun, 2010; Malinverno and Ryan, 1986; Vignaroli et al., 2008a]. De plus, la plus part des arcs méditerranéens sont interprétés comme une conséquence du retrait des slabs et de leurs déchirures [Wortel and Spakman, 2000; Faccenna et al., 2004; Lucente et al., 2006] .

La déformation du manteau

Un outil dont la science dispose pour apprécier la déformation du manteau est l’analyse de l’anisotropie de propagation des ondes SKS (déphasages des ondes de cisaillement dans les milieux anisotropes) [Savage, 1999]. La propagation de ces ondes cisaillantes est largement influencée par les orientations préférentielles des réseaux cristallins des minéraux présents dans le manteau, comme l’olivine [Ismaıl and Mainprice, 1998], bien que certains phénomènes perturbent cette relation [Jung and Karato, 2001; Kaminski and Ribe, 2001; Holtzman et al., 2003]. La direction d’anisotropie ainsi obtenue est supposé représentative des flux mantelliques [Makeyeva et al., 1992; Silver, 1996; Tommasi et al., 1999; Silver and Chan, 1991; Zhang and Karato, 1995].

Elle a été intensivement utilisé en méditerranée : dans le SE de la France [Barruol et al., 2004, 2011], au niveau des Apennins [Margheriti et al., 1996; Plomerová et al., 2006; Salimbeni et al., 2008], de l’arc de Calabre [Civello and Margheriti, 2004; Baccheschi et al., 2007, 2008], de l’arc de Gibraltar [Buontempo et al., 2008; Diaz et al., 2010] ou à l’échelle méditerranéenne [Schmid et al., 2004; Jolivet et al., 2009]. La direction d’anisotropie est généralement perpendiculaire au front de subduction dans les zones d’arrière-arc et parallèles aux slabs à leurs proximités (Fig. II-4) [Jolivet et al., 2009]. Cette distribution particulière est interprétée comme représentative d’un flux mantellique toroïdale induit par la migration des slabs [Faccenna et al., 2004; Funiciello et al., 2006; Lucente et al., 2006; Jolivet et al., 2009; Barruol et al., 2011]. [Jolivet et al., 2009] ont également montré les similitudes entre la direction du flux mantellique et la direction de l’étirement crustal dans les zones d’arrière-arc. Cette observation rejoint celles de [Silver, 1996; Tommasi et al., 1999], où ces auteurs soulignent le rôle majeur des flux mantelliques dans les déformations lithosphériques, ce qui suppose notamment l’existence d’un certain couplage entre la lithosphère et le manteau asthénosphérique. Il apparait ainsi que le comportement des panneaux plongeants contrôle fortement la dynamique méditerranéenne.

Cinématique instantanée et finie

Les modèles de cinématique instantanée comme NUVEL 1 ou GSRM [DeMets et al., 1990; Kreemer et al., 2003], révèle une convergence actuelle de l’Afrique vers l’Europe selon une direction NW-SE à NNW-SSE . A partir de l’analyse des anomalies magnétiques de l’Atlantique, certains auteurs ont pu reconstruire le mouvement relatif entre l’Europe et l’Afrique depuis son ouverture, il y a quelques 170 Ma [Smith, 1971; Dewey et al., 1989; Rosenbaum et al., 2002a; Handy et al., 2010]. L’étude de la cinématique finie se base également sur les analyses paléo magnétiques, de bassins sédimentaires, mais aussi sur la chimie et les datations d’épisodes magmatiques ainsi que sur les études structurales et pétro-métamorphiques couplées aux datations. Ces informations réunies permettent de reconstruire l’évolution de la croûte (voire de la lithosphère). Il existe différentes reconstruction du système méditerranéen : à l’échelle de l’Ibérie [Rosenbaum et al., 2002a], de la mer Egée [Jolivet and Brun, 2010], de la méditerranée occidentale [Dewey et al., 1989; Stampfli et al., 2002; Bourgeois et al., 2007; Jolivet et al., 2008; Vignaroli et al., 2008a; Handy et al., 2010], de la chaîne téthysienne [Dercourt et al., 1986] ou du globe [Stampfli and Borel, 2002; Stampfli and Kozur, 2006]. Bien entendu, cette liste n’est pas exhaustive. Ces reconstructions demandent également à être améliorées par une meilleure connaissance de zones clefs, à l’image des Alpes.

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. CONCLUSION

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