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distinguer plusieurs zones distinctes : o Massifs Subalpins (tithonique, urgonien, vocontien) o Zone dauphinoise et ultra-dauphinoise C- Etude des grands

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Adriatique Ces deux zones de collisions sont reliées au nord par la chaîne alpine et La zone externe helvétique-ultrahelvétique (dauphinoise dans les Alpes 

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2 jui 1985 · Les 4 et 5 septembre, la Société a visité un certain nombre de sites du domaine externe (zone dauphinoise) dans la région de Bourg d'Oisans

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Université de NantesFaculté des Sciences et TechniquesTravail d'Etude et de RechercheEmilie COSTASTRUCTURE ET HISTOIRE DE LA CHAINE

ALPINE

Tuteur : Olivier BOURGEOISLaboratoire d'accueil : Planétologie et GéodynamiqueAnnée 2006-2007

1 Figure de couverture : Situation des Alpes dans les chaînes Alpines périméditerranéenne (Agard et Lemoine, 2003)2

PLANINTRODUCTIONI.CADRE STRUCTURAL : LA TECTONIQUE DE LA MEDITERRANNEE.A.Zones de subduction et de collision B.Zones d'extension

II.STRUCTURE DES ALPESA.STRUCTURE GENERALE

1.Les subdivisions majeures

2.Rôle de la Ligne Périadriatique (LPA)3.Les Bassins molassiquesB.LES ALPES ORIENTALES.

C.LES ALPES MERIDIONALES.D.LES ALPES CENTRALES.

E.LES ALPES OCCIDENTALES ou franco-italienne.1.Les données sur la structure crustale et lithosphérique2.Les domaines externes représentés par le domaine Dauphinois3.Les zones internes des Alpesa.Le domaine Briançonnais (Méso-Pennique)b.Le domaine Piémontais (Méso-Pennique) et Liguro

Piémontais (Sud-Pennique)F.LE METAMORPHISME DES CHAINES ALPINESIII.HISTOIRE DES ALPESA.RIFTING TETHYSIEN1.Cas de la Téthys. 2.Cas de l'océan Liguro Piémontais et du domaine Valaisan.3.Volcanisme accompagnant le riftingB.FERMETURE DE L'OCEAN ET COLLISION.1.Etat de la déformation et du métamorphisme au sein de la chaîne

alpine, et notamment au sein des alpes occidentales.a.Evolution du style de déformation avec la profondeurb.Répartition et signification du métamorphisme2.Collision et édification du prisme orogénique3.Phase de surrection des zones internesCONCLUSION3

LISTE DE FIGURESFigure 1 : Situation des Alpes dans les chaînes Alpines périméditerranéennes (d'après

Agard et Lemoine, 2003 modifié)Figure 2: La Corse remisa à sa place probable avant le Miocène (Lemoine et al., 2005)

Figure 3: Les principales structures autour de la Mer Tyrrhénienne, compressive dans l'Apennin et extensive dans le bassin ; Les âges d'extension sont reportés sur la carte ainsi

que les directions de migration de l'extension (Jolivet, 1995).Figure 4: Principales structures extensives en mer Egée décrivant le mieux les trajectoires

de directions d'extension (Jolivet, 1995)Figure 5 : Mouvement tectonique de la plaque africaine par rapport à la plaque européenne

(Lemoine et al., 2003) Figure 6 : Carte structurale simplifiée des Alpes (d'après Agard et Lemoine, 2003

modifié)Figure 7 : Bloc diagramme schématique des Alpes et schéma en coupe des grandes unités

structurales des Alpes (d'après Agard et Lemoine, 2003 modifié).Figure 8 : Carte structural des Alpes Orientales (d'après Agard et Lemoine, 2003).Figure 9 : Carte structurale des Alpes Méridionales (d'après Agard et Lemoine, 2003

modifié).Figure 10 : Un coupe nord-sud des Alpes Méridionales (Agard et Lemoine, 2003).Figure 11: Carte structurale des Alpes Centrales (Agard et Lemoine, 2003)Figure 12 : Coupe par les Préalpes et le Cervin (Agard et Lemoine, 2003).Figure 13: Schéma de la structure des Préalpes romandes (Lemoine et al., 2003)

Figure 14 : Carte structurale des Alpes Occidentales (d'après Agard et Lemoine, 2003

modifié).Figure 15 : Coupe dans les Alpes Occidentales (D'après Lallemand et al., 2005 modifié)Figure 16 : Les séries stratigraphiques des Alpes Occidentales (d'après Agard et Lemoine,

2003 modifié)Figure 17 : Carte de la structure métamorphique des Alpes occidentales (Agard et

Lemoine, 2003).Figure 18 : Coupe des structures métamorphiques dans les Alpes Occidentales (D'après

Lallemand et al., 2005 modifié)Figure 19 : La Téthys au Jurassique supérieur, vers 145 Ma (Lemoine et al., 2003)

Figure 20 : Grandes étapes de l'évolution de la Téthys liguro-piémontaise. Ces schémas

simplifié ne tiennent pas compte de l'océan Valaisan (Lemoine et al., 2005) Figure 21 : Reconstitution paléo-géodynamique de l'océan Liguro-Piémontais et de

l'Océan Valaisan (Agard et Lemoine, 2003)Figure 22 : Modèle paléogéographique de l'océan Liguro-Piémontais au Jurassique

supérieur. Atl. nord : Atlantique nord, Py : Pyrénées, Pr : Provence et Chaînes Subalpines méridionales des

Alpes Occidentales, Va : Océan Valaisan, Gr : Grisons, Ta : Hohe Tauer, P. Af./Eur. : position

approximative du pôle de rotation de l'Afrique par rapport à l'Europe au Jurassique moyen-supérieur

(Lemoine et al., 2005). Figure 23 : Evolution schématique du style tectonique d'ouest en est au travers des Alpes

Occidentales (d'après Agard et Lemoine, 2003 modifié).Figure 24 : Edification du prisme orogénique au sein des Alpes Occidentales (d'après

Agard et Lemoine, 2003 modifié).Figure 25 : Chenal de subduction au travers duquel se produisent les échanges entre les

plaques convergentes depuis la déshydratation progressive de la plaque plongeante jusqu'aux processus d'accrétion/érosion (Lallemand et al., 2005) 4

INTRODUCTIONDe toute les chaînes de montagne, les Alpes ont été les premières et les mieux étudiées.

C'est ainsi que furent découverts les premières grandes unités de roches déplacées sur de

grandes distances, ou nappe de charriage. C'est également dans les Alpes que furent

élaborés les principes de reconstruction paléogéographiques cohérents. Récemment, le

développement de la géophysique et de la géologie océanique a permit une compréhension

plus complète et des hypothèses satisfaisantes sur la formation de cette chaîne.Ainsi, l'élaboration d'une synthèse bibliographique sur la chaîne alpine permet de

comprendre des concepts géologiques et géodynamiques particulièrement bien documentés. Les Alpes font partie des chaînes alpines péri-téthysiennes, formées pendant le

Mésozoïque et le Cénozoïque, qui s'étendent du Maghreb à l'Extrême-Orient. Une partie

des ces chaînes de montagnes (les chaînes périméditerranéennes) est issue de l'ouverture,

puis de la fermeture de bassins océaniques du système téthysien. L'existence de ces

orogènes est liée à la convergence des plaques africaine et européenne et à l'interposition

de blocs ou de microplaques.L'étude du cadre structural de la Méditerranée permet de replacer la chaîne alpine dans un

contexte géodynamique toujours en activité. La deuxième partie de l'étude concernera l'étude des Alpes et notamment des différentes zones : les Alpes Occidentales, Centrales, Orientales et Méridionales. Cette division de la chaîne alpine est liée à une importante différence dans les structures géologiques et dans leur formation. L'empilement des nappes lié à la collision de l'Afrique et de l'Eurasie sera expliqué dans cette même partie. La

compréhension de l'édification de la chaîne nécessite l'étude de l'histoire pré, syn et post

tectonique de la Téthys, mais plus particulièrement de sa branche, l'océan Liguro-Piémontais qui se situe à l'emplacement des Alpes actuelle, ainsi que d'un autre océan, à

l'emplacement des actuelles Alpes Centrales, l'océan Valaisan. Pour définir le modèle de formation de cette chaîne et notamment l'élaboration du prisme orogénique responsable de

sa structure particulière, l'étude des structures métamorphiques se fera dans la troisième

partie. 5

II.CADRE STRUCTURAL : LA TECTONIQUE DE LA

MEDITERRANNEE (Figure 1).

Figure 1 : Situation des Alpes dans les chaînes alpines périméditerranéennes (d'après Agard et Lemoine,

2003 modifié).La Méditerranée est un ensemble de bassins situé au sein d'une vaste chaîne de collision

qui s'étend de Gibraltar à l'Anatolie et se poursuit jusqu'à l'Himalaya (Boillot et al, 2003).

Depuis 160 Ma, le bassin méditerranéen est le lieu d'une évolution complexe imposée par la divergence puis la convergence progressive des plaques Afrique et Europe. Les chaînes

périméditerranéennes sont issues de l'ouverture, puis de la fermeture de bassins océaniques

du système téthysien (Jolivet, 1995). Il reste cependant des témoins de la Téthys au sud-est

de la Sicile et au sud-ouest de Chypre, de part et d'autre de la Ride Méditerranéenne (prisme d'accrétion tectonique). Ainsi, la Méditerranée Orientale diffère de la

Méditerranée Occidentale où les bassins océaniques (Mer Tyrrhénienne et bassin Liguro-Provençal) qui se sont formés par extension (Miocène, 25 Ma) au sein même de la vaste

zone de convergence Afrique-Eurasie (Boilot et al., 2003). La déformation associée à cette convergence est distribuée sur une vaste surface. La rotation Afrique-Europe autour du pôle situé entre Gibraltar et les Açores conduit à une direction de convergence nord-sud et sa vitesse augmente régulièrement depuis le pôle de

rotation à l'est des Açores jusqu'à la Turquie où elle atteint 17 mm/an (Jolivet, 1995). Le

déplacement rapide vers l'ouest de l'Anatolie et de la région égéenne conduit à une convergence Anatolie-Afrique plus rapide au travers de la zone de subduction hellénique où elle atteint 4 cm/an. Ce complexe géodynamique se traduit à la fois par l'activation de subductions, la création d'espaces océaniques en position d'arrière arc et de diverses 6 collisions continentales, dont la collision alpine. La convergence est alors absorbée par ces nombreuses zones de déformation d'orientation variées, ce qui conduit à des fluctuations

très importantes des directions locales de raccourcissement et donc à des stades différents

de collision. Certaines chaînes sont en cours de construction, d'autres en sont au stade d'ébauche, parfois la subduction y est encore active, et dans d'autres régions enfin les

chaînes sont déjà soumises à l'extension post-orogénique (Jolivet, 1995).C.Zones de subduction et de collision En Europe, le système Alpes-Apennins résulte d'une évolution complexe. Les Alpes

dessinent un arc dont le sens de déversement s'oriente vers le nord et l'ouest pour la partie externe (les terrains issus de la plaque apulienne chevauchent l'Europe) et vers le sud pour la partie interne (les terrains issus de la plaque apulienne chevauchent cette plaque qui s'enfonce sous les Alpes). Dans les Apennins, les chevauchements se font vers l'est, sur le plateau de la plaine du Pô qui représente l'avant-fosse molassique de cette chaîne (Boillot et al., 2003). Les Carpathes résultent aussi de la collision entre l'Apulie et l'Eurasie (Lallemand et al.,2005). Les zones de subductions sont marquées au niveau des arcs helléniques (dont les fosses

helléniques sont les fossés d'avant arc en extension) et calabrais où, dans les deux cas, un

arc volcanique est actif en arrière (arc des Cyclades et arc Eolien) (Jolivet, 1995).La chaîne de collision dinaro-hellénique provient de la fermeture d'un bassin océanique

(40 Ma) à l'emplacement actuel de la mer Egée. Les collisions sont actives le long du

tronçon dinarique (Bosnie, Serbie, Albanie et Grèce occidentale) formant la chaîne dinaro-hellénique, et au front de la chaîne des Apennins bordant la rive ouest de la mer

Adriatique. Ces deux zones de collisions sont reliées au nord par la chaîne alpine et

entourent le promontoire apulien.L'ouest de la Méditerranée est caractérisé, au sud, par la chaîne des Maghrébides (formée

au Priabonien-Oligocène (35 Ma), qui borde la marge nord africaine depuis les rives de

l'Atlantique jusqu'à la Tunisie, et en face, les Cordillères Bétiques, une chaîne à vergence

opposée au sud de la péninsule ibérique.La collision des plaques Afrique et Europe au niveau de la suture du Zabros induit le

mouvement vers le sud-ouest de la microplaque englobant le domaine égéen et l'Anatolie dont la dynamique interfère avec la convergence Afrique-Europe. L'une des conséquences de cette cinématique est la construction d'un prisme d'accrétion tectono-sédimentaire atypique : la Ride Méditerranéenne. C'est un relief sous-marin de dimensions comparables aux Alpes Occidentales (1500 km de long et entre 200 et 300 km de large) couvrant près de 60% des fonds entre la Calabre et la marge du Levant.D.Zones d'extension Au sein de la Méditerranée, les phénomènes extensifs ont suivi de près la phase

d'épaississement crustal (Jolivet, 1995). En effet, la collision n'était pas omniprésente et il

restait encore de vastes espaces océaniques en cours de subduction, c'est à l'arrière de ces

zones de subduction, dont l'Arc de Calabre, que se sont ouverts d'abord le bassin Liguro-Provençal, puis plus récemment la mer Tyrrhénienne. La Kabylie et l'ensemble Corso-Sardaigne, avant l'ouverture du bassin Liguro-Provençal, était accolés respectivement aux

Baléares et à la Provence (Figure 2) (Boillot et al., 2003). 7 Figure 2 : La Corse remise à sa place probable avant le Miocène (Lemoine et al., 2005) Dans la zone occidentale, les phases d'extension (aujourd'hui toujours active) ont affecté le domaine épaissi (mer Tyrrhénienne ou bassin Nord-Tyrrhénien) et avant pays (bassin Liguro-Provençal). L'ouverture de ces bassins a débuté à la fin de l'Oligocène et se poursuit aujourd'hui dans le sud de la mer Tyrrhénienne au nord de la Sicile (Jolivet,

1995).

Dans la zone orientale de la Méditerranée, la mer Egée est en ouverture active depuis le début du Miocène (Aquitanien - 20 Ma) ; elle correspond à l'effondrement d'une portion

de la chaîne qui faisait le lien entre les Hellénides et les Taurides (Méditerranée Orientale).

Et c'est à partir du Tortonien (8 Ma) que se fait l'ouverture des bassins de la Méditerranée

Occidentales dans la partie sud-est de la mer Tyrrhénienne à l'arrière des Apennins

(Jolivet, 1995).Dans un contexte de convergence entre Afrique et Europe, le domaine méditerranéen

occidental est caractérisé par l'ouverture des bassins Liguro-Provençal et Tyrrhénien à

l'arrière de la zone de collision des Apennins et des Maghrébides à l'Aquitanien (20 Ma).Au cours de l'Oligocène et du Miocène, la partie occidentale de la Méditerranée est

marquée par une période de rifting suivie de l'ouverture du bassin Liguro-Provençal interprété classiquement comme un bassin d'arrière-arc s'ouvrant en réponse à la

subduction apulienne sous le bloc Corso-Sarde.La structure crustale du bassin Liguro-Provençal est le résultat de l'extension Oligocène

supérieur et de l'ouverture océanique, dont le pôle est situé dans le golfe de Gènes, au

Miocène inférieur (entre 24 et 19 Ma). L'ouverture s'est faite par rotation anti-horaire du bloc Corso-Sarde. L'ouverture et la rotation suivent le rifting et ne durent qu'un laps de temps très court. L'histoire postérieure au rift est celle de la subsidence thermique de la lithosphère (Jolivet, 1995).8

Figure 3: Les principales structures autour de la mer Tyrrhénienne, compressive dans l'Apennin et extensive

dans le bassin. Les âges d'extension sont reportés sur la carte ainsi que les directions de migration de

l'extension (Jolivet, 1995).La structure crustale de la mer Tyrrhénienne (Figure 3) est celle d'une croûte continentale

amincie située entre les fronts de chevauchement alpin et apennin et formée d'une succession de rides et de bassins nord-sud parallèles à la marge Corso-Sarde. Le domaine océanique correspond à deux bassins profonds situés au centre du domaine le plus aminciquotesdbs_dbs3.pdfusesText_6