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Les Alpes occidentales
Compte rendu de la conférence de Monsieur Pascal. Le Croart
lors du séminaire des formateurs SVT au Teich le 16 janvier 2002
Les zones de collision comme les Alpes occidentales sont des zones actives. L'Afrique se rapproche
de l'Europe: la convergence de ces deux plaques continentales, à la vitesse moyenne de 1 cm/an (cf.
modèle globaux de vitesse des plaques, programme de Première S), provoque la formation d'une
chaîne de montagne.(Tout au long de l'exposé, l'Apulie sera assimilée à l'Afrique)
I. Les Alpes, une chaîne de montagne active
A. Des déplacements et des déformations actuelles dans les Alpes externes
1. Rappel sur la zonéographie des Alpes Occidentales
Le schéma structural simplifié des Alpes franco-italiennes permet de distinguer (Doc. 1) :
- Les Alpes externes constituées (1) des Chaînes Subalpines comportant des roches
sédimentaires du Mésozoïque et du Cénozoïque (Massifs des Bauges, des Bornes, de la
Chartreuse et du Vercors par exemple) et (2) des Massifs Cristallins Externes comportant des
roches du Paléozoïque (Massifs du Mont-Blanc, des Aiguilles Rouges, de Belledone et du
Pelvoux par exemple). L’ensemble de ces roches n'a pas été affecté par le métamorphisme alpin.
- Un grand chevauchement, le front pennique, qui sépare Alpes externes et internes
- Les Alpes internes affectées par le métamorphisme alpin avec la zone briançonnaise (roches du
Carbonifère et du Trias essentiellement) et plus à l'est, la zone piémontaise (schistes lustrés et
ophiolites).
2- La mesure des déplacements actuels (Lemoine, et al., 2000)
Un réseau de nivellement donne l’altitude relative de points cotés à un instant donné. La
comparaison de deux réseaux de nivellement mesurés à plusieurs années d’intervalle permet
d'établir les déplacements verticaux actuels dans les Alpes .
Le document présenté (DOC. 2) montre le déplacement vertical dans le nord des Alpes et le sud du
Jura calculé par comparaison des réseaux de nivellement N.G.F. de 1907 et I.G.N de 1979. Des
zones particulières comme le Jura externe, le Jura interne et les Massif cristallins externes
(Belledonne) sont le siège d'une surrection verticale importante pouvant aller jusqu’à 2 mm / an
témoignant par là même de l’orogenèse alpine (par définition, orogenèse = formation de relief). Ce
sont les mouvements horizontaux des plaques qui expliquent ces mouvements verticaux par
l’intermédiaire du fonctionnement des principaux chevauchements. Ainsi en tenant compte des
mouvements verticaux mesurés et de la position des principaux chevauchements dans ces régions, le
Jura interne présente un taux de raccourcissement de 4 à 5 mm / an; dans le massif des Bornes le
raccourcissement atteint 6 mm / an. Ces valeurs sont du même ordre de grandeur que celles des
modèles globaux (1 cm/an, cf. introduction et programme de Première S). Ce raccourcissement
accommodé par des chevauchements entraîne un épaississement crustal par superposition de
portions de croûte continentale.
B. La sismicité actuelle dans les Alpes
La sismicité actuelle est étudiée grâce au réseau SISMALP et IGG (DOC. 3) et (DOC. 4). La carte
des foyers des séismes entre 1989 et 1997 montre une sismicité importante dans les Alpes internes
au niveau des arcs briançonnais et piémontais. La sismicité des zones externes est concentrée à
l’avant des Massifs Cristallins Externes. A l’échelle de la chaîne, la sismicité reste faible par
rapport à d’autres région affectées par l’orogenèse alpine comme la Turquie. La localisation du pôle
eulérien de la convergence Apulie-Europe se situe au niveau du détroit de Gibraltar ce qui implique
que le déplacement et donc la séismicité est d’autant plus importante que l’on s’éloigne de ce pôle
(Jolivet et Nataf, 1998).
Le document 4 montre que les séismes de la zone externe sont associés au fonctionnement de failles
inverses et de décrochements ce qui est logiquement attendu dans une zone de collision. Par contre,
les arc sismiques briançonnais et piémontais correspondent à des mécanismes au foyer de failles
normales donc extensif. Comment expliquer la présence de failles normales dans les zones
internes ? Les zones internes semblent correspondre à une région de démantèlement de la chaîne à
l’arrière de l’actuel front de collision qui se situe dans le Jura et dans les Alpes externes (cf. DOC.
2).
- Le document 5 des anomalies de Bouguer (Doc. 5) montre l'existence d'une anomalie positive
dans la zone interne ce qui témoigne d'un amincissement de la croûte. Le manteau présente une
forte densité (3,10 kg/m3) par rapport à celle de la croûte continentale (2,60 kg/m3).
L’amincissement crustal entraîne corrélativement la remontée du manteau et produit donc un
excès de masse mesuré sur l’anomalie de Bouguer. On trouve même du manteau à l'affleurement
dans cette zone (zone d’Ivrée en Italie). Le document 6 confirme cette structure à partir de la
mesure sismique de la profondeur du Moho. Cette limite s’établit à 60 km de profondeur dans la
zone externe alors qu'elle n'est qu'à 5 km dans la zone interne. 60 km de croûte continentale
correspond au double de l’épaisseur d’une croûte continentale normale. Le fonctionnement de
chevauchement comme ceux observés dans le DOC 2 rend parfaitement compte de la présence
de cet épaississement crustal à l’échelle de la chaîne.
En conclusion, on peut dire que la chaîne des Alpes occidentales continue à se construire vers
le domaine externe: le rapprochement entre l'Apulie et l'Europe se poursuit dans cette région
et le front de la collision progresse vers l'ouest. Le raccourcissement s’effectue grâce au jeu de
failles inverses chevauchantes permettant la superposition de portion de croûte continentale:
il y a épaississement crustal.
Vers l'est, dans la zone interne, l'orogenèse est terminée, la croûte continentale a tendance
s’étaler et à remonter; la chaîne se démantèle dans un contexte d’une extension synorogénique: la chaîne des Alpes est, à cet endroit, en destruction tectonique.
On va rechercher maintenant les indices de la formation des Alpes dans les roches présentes à
l'affleurement.
II. Présence d'une paléo marge passive dans les Alpes occidentales
A. Mise en évidence de la présence de blocs basculés dans les Alpes externes
A partir de la carte géologique de La Mure au 1/50000 (zone dauphinoise).
-
1- Analyse des roches en présence
Micaschistes hercyniens du massif du Taillefer à l’Ouest et granite hercynien du massif du
Rochail à l’Est
En discordance angulaire sur ces terrains des séries sédimentaires du Trias au Lias :
- Grés, évaporites, marnes et dolomies du trias ainsi que des spillites (roches volcaniques
alcalines)
- Calcaires et marnes liasiques à Ammonites et rostres de Bélemnites
2- Analyse des relations entre les différents ensembles
- Rappel : Programme de Première S : Analyse du profil sismique réflexion au large de la marge
ibérique (DOC. 8 en haut): notion de bloc basculé, faille normale, demi-graben, sédiments syn-rift
en discordance angulaire sur les roches sédimentaires anté-rift.
- Sur l’extrait de la carte de la Mure :
 Présence à l’Ouest de la faille d’Ornon près du massif du Taillefer : ancienne faille
normale conservée presque entièrement. Elle sépare nettement les roches primaires des roches
sédimentaires Jurassique.
 Présence de brèches et d’olistolithes en contrebas de la faille d’Ornon (définition :
olistolithe : littéralement ‘pierres glissées’, éléments rocheux accumulés au fond du bassin en
contre-bas de failles actives et provenant du démantèlement de ses bordures. Les olistolithes de
l’Oisans se déposent en même temps que s’ouvrent les blocs basculés. On parle de dépôts
syntectoniques. Leur présence permet de dater l’extension).
 Présence d’une discordance angulaire du Trias sur le Massif du Rochail à l’Est.
 Variation de l’épaisseur des terrains sédimentaires mésozoïque depuis le Rochail à l’Est
jusque la faille d’Ornon à l’Ouest. Le bassin sédimentaire constitué des terrains du Mésozoïque
présente une structure dissymétrique typique d’un demi-graben. Les roches sédimentaires du Trias
au Jurassique ont valeur de roches sédimentaires syn-rift.
 Présence de spillites : roches volcaniques alcalines datées du Trias supérieur de type
basalte. Volcanisme alcalin typique de celui que l’on rencontre dans les rifts continentaux.
L’ensemble de ces observations permettent de construire une coupe schématique d’un bloc basculé
ayant appartenu à la marge européenne de l’océan alpin (cf. schéma ci-dessous). Une coupe plus
détaillée se trouve représentée sur la carte géologique de La Mure.
W
E
Par endroit, une zone
qui est restée exondée (=île)
Sédiments
mésozoïques
syn-rift (à la base le Trias et
au sommet le Jurassique)
Massif hercynien du Rochail
Faille d'Ornon, ancienne
faille normale bien conservée
Exemple de bloc basculé dans les Alpes externes
B. Les blocs basculés de la marge européenne de l’océan alpin
- L’analyse à l’échelle de la chaîne des Alpes occidentales s’effectue à partir du DOC. 7 (Lemoine,
et al., 2000) : la zone dauphinoise dans la région de l’Oisans offre des conditions exceptionnelles
d’affleurement permettant de reconstituer la paléogéographie de la marge européenne de l’océan
alpin avec ses blocs basculés d’échelle variée : de 100m de large à plus de 250 km.
C. Datation du rifting alpin
Voir document sur le rifting alpin (DOC. 8 en bas).
 début du rifting dès le Trias supérieur (220-225 Ma): subsidence importante,
paléofailles actives, spillites.
 rifting franc dès le début du lias: sédimentation de mer relativement profonde
(Ammonites et Bélemnites)
 rifting saccadé
 sédimentation syn-rift du Trias sup. au Dogger (225-165 Ma)
III. Les traces de l'océan alpin
A. Rappel : modèle classique de croûte océanique (programme de Première S)
Modèle construit notamment à partir de l’étude de l’ophiolite d’OMAN (Juteau et Maury, 1997,
Nicolas, 1990).
- L'ophiolite d'Oman est de type HOT (Harzburgite Ophiolite Type): Elle se caractérise par une
croûte comportant, de bas en haut, une couche de gabbros épaisse de 3 km, un complexe filonien
clairement identifé (1,5 km d’épaisseur) et au sommet une couche de basaltes en coussin (1 km)
recouverte de radiolarites. On trouve sous la base de la croûte océanique la harzburgite mantellique
(d’où le nom de ce type d’ophiolite).
Sous la dorsale océanique, le clinopyroxène du manteau constitue la phase minérale qui entre en
fusion. D’après la classification des roches ultrabasiques (Caron, et al., 1989), une harzburgite est
une péridotite comportant de l’olivine et de l’orthopyroxène mais pas de clinopyroxène. L’absence
de clinopyroxène signifie que celui-ci a entièrement fondu pour donner le magma tholéïtique. Le
manteau a donc subi une fusion importante produisant un volume de liquide magmatique important
qui après solidification, donne une croûte épaisse comportant tous les termes du modèle
ophiolitique classique (Nicolas, 1990). Dans ce modèle, l’accrétion est très active en relation avec
une vitesse d'expansion rapide.
B. Etude d'un témoin du plancher océanique de l'océan alpin
- Matériel pédagogique :
- Carte géologique de Briançon au 1/50000 (B.R.G.M.).
- Vidéo "Chenaillet 2, le retour: modèles et réalités géologiques", Centre Briançonnais de
Géologie Alpine, Briançon.
- Coupe géologique :
Elle peut être faite en classe à partir de la carte géologique de Briançon ou directement à partir de
l’analyse de la vidéo.
La coupe géologique part de la Cabane des Douaniers jusqu’au sommet du Chenaillet. On rencontre
de bas en haut la serpentinite, les gabbros recoupé par endroit de quelques filons de basaltes et enfin
au sommet du Chenaillet se trouvent les basaltes en coussin. Il est important de noter sur la coupe
les altitudes des limites de formation. En utilisant les indications de pendage de la carte, il est alors
possible de calculer les valeurs des épaisseurs de chaque formation : couche de gabbros (400 m),
couche de basaltes en coussins (400 m minimum puisque le sommet de la couche a été érodée)
(DOC. 9). L’analyse de la péridotite montre qu’il s’agit d’une lherzolite comportant encore des
clinopyroxènes.
Par ailleurs, on remarque qu'à une faible distance du Chenaillet, coté italien, les radiolarites sont
directement au contact du manteau.
La coupe ainsi construite ne correspond pas au modèle ophiolitique de type HOT.
C. Caractéristiques de l'océan alpin
- L'ophiolite du Chenaillet montre de réelles différences avec le modèle classique développé en
début de chapitre: des gabbros de faible épaisseur voire absent, pas de complexe filonien, peu de
basalte en coussin et un manteau serpentinisé de composition lherzolitique et non harzburgitique
(lherzolite = olivine + clinopyroxène + orthopyroxène). Cette ophiolite appartient au type LOT
(lherzolite ophiolite type) associé à un faible taux de fusion des péridotites et une vitesse
d'expansion modeste (la fusion n’a pas permis la disparition totale du clinopyroxène, la faible
quantité de liquide magmatique produite donne après refroidissement une croûte peu épaisse et
incomplète).
Les données de terrain traduisent la présence d'une dorsale à fonctionnement lent pendant
l’ouverture de l’océan alpin.
L'océan alpin résulte du fonctionnement d'une dorsale lente comme on peut en trouver dans
plusieurs zones de la dorsale atlantique. (DOC. 9 en bas).
D. Âge de l'accrétion océanique
Les radiolarites les plus anciennes déposées sur la croûte océanique sont datées du Jurassique (-170
Ma) par datation paléontologique à partir des radiolaires. L'accrétion se serait terminée au Crétacé
supérieur ce qui correspond à une centaine de millions d'années d'accrétion océanique.
E. Sédimentation post-rift sur la marge européenne
Pendant l’accrétion océanique, se dépose sur la marge européenne, des sédiments de type marnes et
calcaires plus ou moins pélagiques en fonction de la profondeur de l’océan. Le domaine dauphinois
présente une sédimentation moins profonde que le domaine piémontais avec des sédiments qui
après métamorphisme donneront les schistes lustrés. La zone briançonnaise présente une exception
à cette règle de l’approfondissement croissant vers l’Est puisque l’analyse de sa sédimentation fait
état d’une faible tranche d’eau (colonne stratigraphique condensée). Le briançonnais constituait
donc au Jurassique et au Crétacé un haut-fond (DOC. 10).
Parmi ces faciès sédimentaires, isolons trois ensembles remarquables pour leur importance lors de la
formation des Alpes :
- Au Tithonien (dernier étage du Jurassique autrefois appelé le Portlandien), se forme un calcaire
pélagique très compact qui actuellement dans le paysage constitue une barre calcaire
proéminente : barre calcaire tithonique.
- Au Crétacé moyen, se développe une sédimentation récifal formant un calcaire compacte : le
calcaire Urgonien. Cette barre est également spectaculaire dans l’analyse des paysage des
Chaînes Subalpines Septentrionales (Vercors, Chartreuse par exemple).
- Les flyschs à Helminthoïdes du Crétacé supérieur constituent une succession de dépôts de
turbidites et attestent du début de fermeture du bassin par subduction (dépôts de type prisme
d’accrétion).
Le DOC. 11 présente un modèle conceptuel retraçant l’évolution de la région alpine depuis le Trias
jusqu’au Jurassique.
IV. La disparition de l'océan alpin
A. Par subduction océanique
1. Les marqueurs de la subduction
La carte géologique de Gap au 1/250000 permet l'étude du métamorphisme de la région (un travail
équivalent peut être réalisé à partir de la nouvelle édition de la carte de France au 1/106, B.R.G.M.,
1996). En effet, contrairement au Chenaillet, les gabbros du Queyras et du Mont Viso sont très
métamorphisées (DOC. 12), (ainsi que 13 et 14).
- Métagabbros du Queyras : autour des pyroxènes se trouve une auréole de glaucophane,
amphibole caractéristique du faciès "schistes bleus". Dans ces gabbros, lawsonite et jadéite sont
aussi présentes. Cette paragenèse permet de retrouver les conditions de pression et température à
partir du diagramme présentant les domaines de stabilité de ces minéraux (diagramme P,T ;
DOC. 13): 300°C pour une pression de l'ordre d'un Gpa (environ 35 km de profondeur). Ces
conditions correspondent à un gradient métamorphique de type franciscain BT et HP: le gabbro
a été rapidement amené en profondeur sans augmentation importante de température. C'est un
contexte de subduction.
- Au mont Viso, plus à l'Est, on trouve un métagabbro à omphacite, grenat, zoïsite, jadéite et
glaucophane: le diagramme P,T correspondant (DOC. 14) permet de caractériser cette
paragenèse dans le faciès éclogite (1,5 Gpa ou 50 km et 450°C) donc un enfouissement plus
important de ces gabbros.
Le métamorphisme croissant d'ouest en est indique la polarité de la subduction (DOC. 15).
La découverte de coésite (Massif Cristallin Interne de Dora-Maira), variété polymorphe du quartz,
semble signer la présence de croûte continentale à plus de 100 km de profondeur.
Ceci s'expliquerait par une subduction de la croûte continentale qui, très mince à cet endroit
(bordure de marge), aurait suivi la plaque océanique plongeante.
La remontée très rapide subie par ces roches traduirait un phénomène d'expansion.
La présence d'un magmatisme calco-alcalin de faible extension et daté de - 30 à - 40 Ma, est un
marqueur d'une subduction à faible pente: on pense que l'océan alpin n'était pas très large, environ
un millier de kilomètres.
2. Age de la subduction
La datation des minéraux du métamorphisme correspond à l'apparition des sédiments de type flysch:
la subduction aurait commencé vers - 85-80 Ma. Elle perdure jusqu’à l’Éocène.
B. Par obduction
Au Chenaillet, la croûte océanique n'a pas subi de métamorphisme ce qui s'explique par le
phénomène d'obduction qui reste dans le cas des Alpes Occidentale marginal par rapport à la
subduction.
V. La collision et la formation des Alpes
Les coupes du DOC. 16 montrent les déformations liées à la collision: plis anticlinaux et
synclinaux, failles, chevauchements. Ces déformations compressives attestent d'un raccourcissement
entre l'Europe et l'Apulie.
Les reliefs sont soulignés dans les chaînes subalpines septentrionales, au niveau des synclinaux
perchés par les calcaires durs des barres tithoniques et urgoniennes.
L'utilisation d'un lacet permet d'évaluer le raccourcissement.
Il est ainsi possible de reconstituer les grandes étapes aboutissant à la formation des Alpes depuis le
Trias jusqu'à nos jours.
VI. Synthèse
Reconstitution des différentes étapes de la formation de la chaîne alpine (DOC. 17)
Compte rendu rédigé par Madame Crestey
Madame Grésiller
et Monsieur Montferrand
Liste des documents :
DOC 1 : Schéma structural simplifié des Alpes franco-italiennes (Debelmas, 1974).
DOC. 2 : La surrection actuelle dans les Alpes externes (Lemoine, et al., 2000).
DOC. 3 : Des réseaux sismiques à l’écoute des tremblements de Terre (Sue et al., J.G.R., 1999).
DOC. 4 : La sismicité actuelle des Alpes occidentales (Sue et al., J.G.R., 1999).
DOC. 5 : En haut : Carte des anomalies de Bouguer mesurées dans les Alpes occidentales. En bas,
Profil observé et calculé le long du tracé du profil ECORS (localisation sur la carte du haut, tracé
fléché). Le calcul s’effectue sur la base d’une répartition de densité proposée sur la coupe e dessous
(Dercourt, 1997).
DOC. 6 : La limite manteau – croûte (Moho) dans la partie orientale de la France (Autran et
Dercourt, 1980).
DOC. 7 : La paléomarge passive européenne dans les Alpes (Lemoine, et al., 2000).
DOC. 8 : en haut : un demi-graben actuel au large de l’Ibérie (Boillot et Coulon, 1998). En bas : la
caractérisation du rifting alpin à partir de l’analyse des formations géologiques sur le terrain
(Lemoine, et al., 2000).
DOC. 9 : Les traces de l’océan alpin (Lemoine, et al., 2000).
DOC. 10 : Séries stratigraphiques comparées des différentes zones des Alpes Occidentales
(Debelmas, 1974).
DOC. 11 : modèle conceptuel retraçant l’évolution de la région alpine depuis le Trias jusqu’au
Jurassique (Boillot, 1984).
DOC. 12 : Carte de localisation des affleurements permettant d’étudier le métamorphisme alpin de
haute pression et basse température (Centre Briançonnais de Géologie Alpine, Briançon).
DOC. 13 : Diagramme P,T permettant de replacer la paragenèse des échantillons du Queyras
(Centre Briançonnais de Géologie Alpine, Briançon).
DOC. 14 : Diagramme P,T permettant de replacer la paragenèse des échantillons du Mont-Viso
(Centre Briançonnais de Géologie Alpine, Briançon).
DOC. 15 (non fourni) : Bilan des chemins P,T subis par les roches des Alpes occidentales
(Lemoine, et al., 2000).
DOC. 16 : Exemples de coupes géologiques dans les chaînes subalpines illustrant les déformations
compressives contemporaines de la collision (Debelmas, 1974).
DOC. 17 : Reconstitution des différentes étapes de formation des Alpes Occidentales (Mattauer,
1989).
Bibliographie :
Autran, R. et J. Dercourt, Géologie de la France, colloque C7, 256 p., Mémoire B.R.G.M., 1980.
Boillot, G., Les marges continentales actuelles et fossiles autour de la France, 342 p., Masson, 1984.
Boillot, G. et C. Coulon, La déchirure continentale et l'ouverture océanique, Gordon and Breach Sc.
Pub., 1998.
Caron, J. M., A. Gauthier, A. Schaaf, et al., Comprendre et enseigner la géologie, Ophrys, 1989.
Debelmas, J., Géologie de la France, 554 p., Doin, 1974.
Debelmas, J. et G. Mascle, Les grandes structures géologiques, 300 p., Masson, 1991.
Dercourt, J., Géologie et géodynamique de la France, 320 p., Dunod, 1997.
Jolivet, L. et H. Nataf, Géodynamique, 462 p., Dunod, 1998.
Juteau, T. et R. Maury, Géologie de la croûte océanique, 350 p., Masson, 1997.
Lemoine, M., P.-C. de Graciansky et P. Tricart, De l'océan à la chaîne de montagnes: tectonique des
plaques dans les Alpes, 208, Gordon and Breach Science Publishers, 2000.
Mattauer, M., Monts et merveilles, 267 p., Hermann, 1989.
Nicolas, A., Les montagnes sous la mer, 188 p., B.R.G.M, 1990.