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Géologie des Alpes
Les Alpes font partie des chaînes alpines péri-téthysiennes, formées pendant le Mésozoïque et le Cénozoïque, qui s’étendent du Maghreb (par exemple le Haut Atlas marocain) à l’Extrême-Orient (Himalaya). Une partie des ces chaînes de montagnes (les chaînes péri-méditerranéennes) 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. Les Alpes proprement dites s’étendent sur un millier de kilomètres, entre Gênes et Vienne, avec une largeur comprise entre 100 et 400 kilomètres. On peut les subdiviser sur des critères géographiques, géologiques et topologiques, en trois parties distinctes : les Alpes occidentales, qui forment un arc entre la mer Méditerranée et le Valais, les Alpes centrales, entre le Valais et les Grisons (Suisse orientale), et les Alpes orientales et méridionales, qui s’ensellent dans la plaine de Pannonie à l’ouest des Carpates.
L’arc des Alpes occidentales est classiquement subdivisé en deux parties, séparées par le chevauchement pennique crustal : la zone externe et les zones internes[1]. Ce chevauchement majeur juxtapose des unités paléogéographiques distinctes, ayant eu des histoires tectoniques et métamorphiques différentes : globalement, les unités de la zone externe correspondent aux parties proximales de la marge européenne, qui ont été peu raccourcies et peu métamorphisées lors de l’histoire alpine, alors que les unités internes correspondent aux parties plus distales et au plancher océanique, qui ont subi un métamorphisme et un raccourcissement plus fort. Les déformations dans les Alpes (observables grâce aux séismes et à la géodésie) sont actuellement faibles à très faibles[2]. Cependant, des taux de soulèvement de l'ordre de 1 mm/an sont observables en Suisse[3]; des données comparables ne sont pas disponibles en France ou en Italie, mais il est probable que les vitesses verticales soient comparables. L'origine d'un tel soulèvement reste aujourd'hui largement débattu, le raccourcissement dans les Alpes occidentales étant faible à nul.
Sommaire
De la chaîne hercynienne à l'océan alpin (Téthys alpine)
La chaîne Hercynienne se forme du Carbonifère au Permien et disparaît à la fin du Paléozoïque par un amincissement crustal tectonique caractérisé par de grandes failles (normales et décrochantes), des bassins sédimentaires et des intrusions granitiques. Ces structures sont recouvertes par les sédiments triasiques. La direction Nord-Est-Sud-Ouest, actuellement très bien exprimée dans les Alpes par la foliation métamorphique et les failles d'âge hercynien (dans les massifs cristallins externes du mont Blanc et de Belledonne en particulier) est l’une des directions hercyniennes principales. Ces directions constituent un prédécoupage du continent pangéen qui a permis de localiser les déformations lors de l’extension jurassique et de la compression alpine.
Ainsi, le rifting (Jurassique inférieur) qui abouti au Jurassique moyen à l’ouverture de la Téthys alpine (océan liguro-piémontais) réutilise ces directions. Une autre ouverture océanique, au Crétacé reprend les sédiments post-rift et conduit plus au Nord à la formation de l’océan Valaisan. Ce bassin océanique étroit délimite le micro-continent briançonnais, également intégré au prisme alpin. Ces ouvertures océaniques font partie d’un contexte global d’extension qui voit l’éclatement de la Pangée et la formation de l’océan Atlantique au cours du Jurassique moyen. Elles s’expriment par un rifting créant des bassins en demi-graben de dimension décakilométrique séparés par de grandes failles normales crustales, puis la création de marges passives subsidentes. Les séries sédimentaires des marges continentales sont issues de blocs de socle basculés et de sédiments déposés sur ces blocs[4]. Les séries sédimentaires océaniques, quant à elles, sont issues du plancher océanique (roches basiques et ultrabasiques) et des sédiments sus-jacents.
Du continent à l’océan, on retrouve les domaines paléogéographiques suivants [5]:
- Le domaine Dauphinois (ou Helvétique) est constitué de séries marno-calcaires jurassique épaisses et souligné par de grosses barres de calcaire massif du Crétacé, qui surmonte le socle paléozoïque (massifs cristallins externes, MCE).
- Les domaines Ultradauphinois (ou Ultrahelvéthique) et Valaisans sont essentiellement constitués de flyschs paléocènes à éocènes produits par l’émersion de la chaîne éoalpine.
- Le domaine Briançonnais est formé de socle paléozoïque composant les massifs cristallins internes (MCI) recouvert d’une épaisse pile sédimentaire (Trias à Crétacé principalement).
- Les domaines Liguro-Piémontais correspondent au plancher océanique recouvert de sédiments profonds (les futurs schistes lustrés).
- Les unités austro-alpines proviennent du socle et de la couverture de la marge africaine. Ces unités sont particulièrement exprimées dans les Alpes orientales mais ne constituent que la nappe de la Dent Blanche et de la zone Sésia dans les Alpes occidentales.
Au cours de l’orogénèse alpine, ces différentes unités paléogéographiques vont constituer la base des zonations métamorphiques et tectoniques. À une échelle locale, des distinctions importantes sont à faire, et des unités juxtaposées peuvent avoir eu des histoires métamorphiques différentes.
Subduction puis collision (histoire compressive)
Au Crétacé supérieur, l’ouverture de l’Atlantique Nord provoque l’arrêt de l’ouverture de la Thétys alpine, le rapprochement entre l'Afrique et l’Europe et l'initiation d'une subduction à vergence Sud-Ouest. La marge européenne subducte sous la micro-plaque adriatique. Cette micro-plaque, en relation avec la plaque africaine, a joué un rôle déterminant dans l’histoire alpine. La subduction (crétacé à éocène) transporte à grande profondeur certaines parties de la marge européenne (nappes Lépontines, ou nappes Penniques Inférieures), du micro-continent Briançonnais (mont Rose, Grand Paradis et Dora Maira) et les planchers océaniques Ligure (Schistes lustrés) et Valaisan (Flyschs métamorphiques). Le métamorphisme éoalpin, de haute pression indique des profondeurs d’enfouissement de 50 à 100 km suivant les unités affectées[6]. Certaines parties du plancher océanique ne sont pas subductées, et on observe dans les Alpes une suture, caractérisée par des roches basiques, d’affinité océanique, obductées et intégrée au prisme pennique (ophiolites du mont Chenaillet).
La subduction est suivie dès l’Oligocène par une collision continentale s.s. entre les marges européenne et apulienne (« africaine »). Cette collision provoque de grands charriages, des plis, des chevauchements, des schistosités, et, d’une manière générale, une importante déformation ductile compressive à vergence pro- (vers le Nord et l’Ouest) puis rétro- (vers le Sud et l’Est). Cette déformation ductile est complexe et polyphasée. La juxtaposition des unités Austro-Alpines (klippe de la Dent-Blanche), penniques (zones internes métamorphiques) et externe (marge européenne peu métamorphique) est directement issue des stades précoces de cette collision. Au Miocène, la déformation s’exprime principalement en domaine plus cassant, avec des chevauchements qui se propagent des domaines internes vers les domaines plus externes (vers le Nord et l’Ouest) et qui affectent principalement la marge européenne. Les nappes de couverture (nappes dauphinoises / helvétiques) mises en place au cours de l’Oligocène sont déformées par le soulèvement des massifs cristallins externes. Les massifs subalpins plus externes (Dauphinois) continuent à se déformer pendant le Miocène, en avant des massifs cristallins externes qui se soulèvent. La formation, au Miocène supérieur des chaînes d’avant-pays (« fold and thrust belt ») du Jura et de la nappe de Digne signe les derniers épisodes compressifs de l’orogène alpin.
Au cours de cette longue histoire compressive, un important bassin d’avant-pays (le bassin molassique) subside par flexure, en avant de la chaîne alpine de l’Oligocène au Miocène moyen. Les sédiments qui s’y déposent sont progressivement déformés et intégrés aux structures alpines. Le transfert de la déformation en avant du bassin molassique, au front du Jura, provoque le soulèvement de celui-ci et l’arrêt de la sédimentation de molasse[7]. L’histoire alpine est également marquée par une importante déformation décrochante qui affecte toutes les unités tectoniques. Le rôle de ces mouvements décrochants liés à des rotations est considéré comme majeur par certains auteurs. L’origine géodynamique de ces décrochements reste discutée, mais ils sont pour une grande partie liés aux mouvements et à la rotation anti-horaire de la micro-plaque apulienne.
L'évolution extensive tardive
Failles normales conjuguées en Vanoise, accommodant une extension Nord-Sud
L’histoire la plus récente des Alpes occidentales internes s’exprime par une déformation principalement extensive et décrochante, alors que l’évolution précoce se caractérisait dans des déformations principalement compressives. Des déformations extensives des zones internes sont décrites dès l’Oligocène, en condition ductile[8]. Des déformations extensives cassantes ont été observées dans l'ensemble des zones internes, et reflètent un mécanisme prépondérant dans la partie interne de l’arc alpin occidental[9]; elle se place nécessairement pendant le Néogène, pendant que les zones externes sont soumises à un régime compressif. La déformation active, caractérisée par la sismotectonique, est principalement extensive dans les zones internes, alors que le régime tectonique de la zone externe est décrochant et compressif[10]. La comparaison avec d’autres orogenèses (Himalaya, Andes, Apennins, Basin and Range, chaîne hercynienne…) montre que l'évolution tardive d'une chaîne de montagne passe par des processus extensifs. Les origines géodynamiques de ces processus extensifs sont nombreuses, et dépendent de l'équilibre entre les forces internes (forces de volumes) et externes à la chaîne (forces aux limites).
Références
- ↑ Argand, E., 1911, Sur les plissements en retour et la structure en éventail dans les Alpes occidentales : Bulletin de la Société vaudoise de sciences naturelles, v. 47, p. 33-36.
- ↑ Calais, E., Nocquet, J.M., Jouanne, F., and Tardy, M., 2002, Current strain regime in the Western Alps from continuous Global Positioning System measurements, 1996-2001, Geology, v. 30, p. 651-654.
- ↑ Kahle, H.G., Geiger, A., Buerki, B., Gubler, E., Marti, U., Wirth, B., Rothacher, M., Gurtner, W., Beutler, G., Bauersima, I., and Pfiffner, O.A., 1997, Recent crustal movements, geoid and density distribution; contribution from integrated satellite and terrestrial measurements., in Pfiffner, O.A., Lehner, P., Heitzman, P., Mueller, S., and Steck, A., eds., Results of NRP 20; deep structure of the Swiss Alps.: Basel, Boston, Berlin, Birkhaüser Verlag, p. 251-259.
- ↑ Lemoine, M., Bas, T., Arnaud-Vanneau, A., Arnaud, A., Dumont, T., Gidon, M., Bourbon, M., Graciansky, P.-C., Rudkiewicz, J.-L., Mégard-Galli, J., and Tricart, P., 1986, The continental margin of the Mesozoic Tethys in the Western Alps: Marine and Petroleum Geology, v. 3, p. 179-199.
- ↑ Tricart, P., 1984, From passive margin to continental collision: A tectonic scenario for the western Alps: American Journal of Science, v. 284, p. 97-120.
- ↑ Goffé, B., and Choppin, C., 1986, High pressure metamorphism in the Western Alps: zoneography of metapelites, chronology and consequences.: Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, Zürich, v. 66, p. 41-52.
- ↑ Burkhard, M., and Sommaruga, A., 1998, Evolution of the western Swiss Molasse basin: structural relations with the Alps and the Jura belt., in Mascles, A., Puigdefàbregas, C., Luterbacher, H.P., and Fernàndez, M., eds., Cenozoic Foreland Basins of Western Europe, Volume 134, Geological Society Special Publication, London.
- ↑ Ballèvre, M., Lagabrielle, Y., and Merle, O., 1990, Tertiary ductile normal faulting as a consequence of lithospheric stacking in the Western Alps: Mémoire de la société Géologique de France, v. 156, p. 27-236.
- ↑ Champagnac, J.D., Sue, C., Delacou, B., Tricart, P., Allanic, C., and Burkhard, M., 2006, Miocene orogen-parallel extension in the inner Western Alps revealed by dynamical fault analyses: Tectonics, v. 25, p. doi:10.1029/2004TC001779.
- ↑ Delacou, B., Sue, C., Champagnac, J.D., and Burkhard, M., 2004, Present-day geodynamics in the bend of the western and central Alps as constrained by earthquake analysis: Geophysical Journal International, v. 158, p. 753-774.
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