A l'aide de deux exemples, l'un actuel (l'éventail du Cap-Ferret), l'autre ancien (la série des Grés d'Annot) et par des méthodes d'approche complémentaires (analyse morphologique, sédirnentologique, interprétation sismique) sont caractérisés les facteurs et les processus dynamiques qui conditionnent l'édification des appareils turbiditiques. Le cadre morphostructural de la marge continentale, le climat et les variations du niveau marin déterminent le volume et la nature de l'alimentation terrigène, la dynamique des écoulements gravitaires et par conséquence les modalités de construction et d'évolution des appareils turbiditiques. L'éventail du Cap-Ferret, éloigné des sources terrigènes grossières se caractérise par l'importance des dépôts turbiditiques silto-argileux de débordement, fortement influencés par l'accélération complémentaire de Coriolis. Inversement les Grés d'Annot se mettent en place à pro* ximité des sources terrigènes grossières et forment, dans des dépressions/des remplissages en "onlap", constitués de lobes gréseux très aplatis.

La modélisation analogique effectuée consiste à déformer une couverture stratifiée (représentée par des feuillets de paraffine calibrés : niveaux compétents, séparés par un enduit degraisse aux silicones = niveaux incompétents) qui peut glisser sur son socle rigide, par un poinçon simulant une écaille (représentée par un bloc indéformable) et agissant soit par son déplacement dans le plan des couches, soit par son poids, perpendiculairement à celles-ci. Par nécessité de schématisation le rôle tangentiel du poinçon est séparé de son rôle gravitaire en deux expériences distinctes. Des règles de répartition des structures obtenues sont déduites de ces modèles contrôlés. Les résultats de la modélisation sont ensuite testés sur deux exemples de terrain. L'arc du front pennique valaisan, qui parait, cartographiquement, dû à un ecoulement entre les deux poinçons passifs du Mont Blanc et de l'Aar, ne peut pas en fait être interprété en termes de poinçonnement horizontal. C'est la surrection tardive des massifs bordiers qui provoque la forme arquée du front des nappes. L'arc du Jura correspond mieux aux résultats expérimentaux. Les structures analysées dans cette région semblent tout à fait compatibles avec un glissement et une déformation contrastée en zones concentriques, de la couverture sédimentaire sur son socle. La mise en mouvement serait due à la poussée vers le NW du Bassin molassique suisse, lui-même indéformé et déplacé sous l'influence des schevauchement crustaux alpins plus méridionaux. La confrontation des données expérimentales et de terrain permet de donner les règles utilisables pour déterminer si un ensemble de structures est bien le résultat du déplacement d'une écaille chevauchante agissant par poinçonnement de son avant pays. Les deux tests effectués sur le terrain montrent que ces règles sont réellement pratiques et discriminantes. Il en ressort qu'il est surtout important de distinguer entre les déformations situées au front du poinçon (forte amplitude des plis, déversements et chevauchements, structures imbriquées, extension perpendiculaire aux directions structurales axiales) et celles qui sont situées à son flanc (moindre amplitude des plis, extension parallèle aux axes, décrochement...) .

Dans le bassin versant du Pô les modifications vers l'aval de la signature géochronologique permettent d'établir les contributions relatives des zones orogéniques sources, afin d'apprécier l'érosion à court terme (100 à 10000 ans) dans les Alpes et l'Apennin. Des sables ont été échantillonnés dans divers affluents du Pô, choisis selon les unités tectoniques qu'ils drainent, et le long du cours principal du Pô jusqu'à son delta. Les concentrés de zircon ont été extraits suivant des procédures définies, couplées à des analyses granulométriques et densimétriques de façon à évaluer la teneur en zircon des sources, les effets du tri hydraulique, comme les variabilités intra-échantillon et inter-échantillons. Cette approche méthodologique permet de réaliser des budgets sédimentaires et d'évaluer le contenu minéralogique des diverses sources (fertilité minéralogique). Les calculs de budgets ont été réalisés par la détermination du signal géochronologique à l'amont et à l'aval des confluents majeurs. Nous avons utilisé la géochronologie U-Pb par sonde à ablation laser couplée à un spectromètre de masse (LA-ICPMS) sur zircons détritiques, parce que cette technique permet un contrôle complet des populations de zircon pendant les procédures de séparation et autorise l'analyse des données; nous avons pu constater que la datation par traces de fission du zircon détritique, trop affectée par les pertes sélectives de grains, n'est pas adaptée à ce contrôle. Les résultats d'analyses U-Pb sur grains individuels montrent des distributions d'âges similaires pour tous les sables du delta du Po. Les pics majeurs de ces distributions, observés vers 30 Ma, 280 Ma et 400-500 Ma, peuvent être suivis vers l'amont jusqu'à leurs sources. L'essentiel de cette signature géochronologique existe déjà à l'amont de la confluence avec les rivières drainant l'Apennin septentrional. Ceci montre que l'érosion à court terme a été bien moindre dans l'Apennin que dans les Alpes occidentales et centrales. Les pics d'âges typiques de l'Est du dôme lépontin se retrouvent en outre dans les affluents issus de l'Apennin, reflétant un transfert sédimentaire ancien, à l'Oligo-Miocène, des Alpes centrales vers la paléo-fosse adriatique, suivi de l'accrétion de ces prismes turbiditiques à la chaîne de l'Apennin. Outre les analyses U-Pb, la typologie morphologique des zircons a été estimée grâce à des observations par microscopie électronique à balayage. Des groupes morphologiques peuvent être suivis depuis leur point d'entrée dans la plaine du Pô jusqu'au delta. Les zircons automorphes proviennent principalement du Mont Blanc, de l'Argentera (massifs cristallins externes) et des plutons périadriatiques. Des zircons portant des traces de corrosion chimique, peut-être acquises lors du métamorphisme de haute température, ont été trouvés dans les affluents issus du domaine lépontin.

Ce travail contribue à la connaissance du Carbonifère briançonnais/zone houillère et a été poursuivi dans les années 1950. Il a été mené avec les moyens suivants : levées de cartes, relevées des galeries hydroélectriques, et analyse de lames minces. La zone étudiée couvre la vallée de l'Arc, le bassin du Doron de Bozel, et la vallée de l'Isère (pour partie)

La minéralisation cuprifère de Saint-Véran (Hautes-Alpes, France) est située dans la zone piémontaise. Elle consiste en un horizon sulfuré à bornite. digénite, chalcocite et blende, associée à un niveau de silicates sodiques. Ces matériaux se localisent à l'interface du substratum océanique et des métasédiments. L'assise ophiolitique est une ophicalcite particulière très hématisée. Les métasédiments subjacents sont des métaradiolarites présentant ici un faciès très siliceux. Ils composent la base de la série stratigraphique de la mine , analogue à la série de Chabrière. L'ensemble est affecté de 3 phases plicatives synschisteuses et dessine une synforme d'axe N-S. La présence d'aegyrine et de riébeckite dans le minerai et en niveaux condensés, serait l'expression d' un hydrotnermalisme océanique particulier ; en effet, la localisation de radiolaires en enduits dans les fissures de I'horizon sodique, indique la diagenèse précoce de ces matériaux et leur emplacement proche ou situé sur le fond marin. Les ensembles éruptifs tholéiitiques voisins suggèrent l'emplacement de la minéralisation dans un contexte distensif, à proximité d'une ride océanique active.

Les roches leucocrates du massif UB-B de Chamrousse - Tabor sont intrusives au sommet de la séquence ophiolitique et y sont associées à des gabbros cumulats, des ferrogabbros, des basaltes et des dolérites. Ces roches correspondent à des cumulats plagioclastiques (albitites et anorthosites), des diorites quartziques, des tonalltes et des leucotonalites. . Des diorites quartziques, tonalites et leucotonalites sont également présentes dans le groupe de Séchilienne. Elles y sont accompagnées par des leptynites fines alternant avec des amphi· bolites. La géochimie des éléments majeurs de ces matériaux leucocrates les apparente aux plagiogranites ophiolitiques. L'étude des éléments en traces révèle l'existence de deux lignées de différenciation pour ces plagiogranites. La première regroupe essentiellement les leptynites fines qui sont caractérisées par une teneur faible en titane et des teneurs fortes en Zr, Y,Nb. Dans la seconde lignée, ces mêmes éléments montrent une décroissance des teneurs, depuis les diorites quartziques, jusqu'aux leucotonalites. L'examen des spectres de terres rares permet de supposer (1) une filiation avec les E·M .O.R.B. présents dans le groupe de Séchillenne ; (2) une différenciation de la seconde lignée par filtre presse à partir des cumulats plagiocla stiques. Ces plagiogranites présentent des caractéristiques de gisement, de pétrographie et de chimisme qui permettent d'envisager leur différenciation dans le cadre de l'ouverture d'un bassin marginal, et de son extension. Une datation (U/Pb sur zircons;) d'un de ces plagiogranites établit un âge cambro-ordovicien pour l'ophiolite (496 MA). Dans le groupe de Rioupéroux-Livet, les granites sodiques se présentent en filons, sills et petit massif. Ils sont accompagnés de roches basiques subordonnées (gabbros cumulats et basaltes, amphibolites) ainsi que de termes paradérivés (grauwackes et micaschistes). Ces granites sodiques ont un chimisme qui les apparente aux plagiogranites ophiolitiques (éléments majeurs). Cependant, leur gisement, leur association à une série calco·alcaline les rapprochent plus de granites d'arc insulaire. L'étude des teneurs en éléments-traces, ainsi que des terres rares confirme cette hypothèse. Une datation des zircons du granite de Livet permet d'établir un âge dévono·dinantien (352 MA) de ce groupe.

La mesure systématique dans les plans striés et leur traitement statistique par la méthode des dièdres droits ont permis de mettre en évidence, dans la région de Bourg-d'Oisans, 3 épisodes d'extension, antérieurs aux phénomènes alpins. Des critères stratigraphiques permettent de préciser leur âge, soit : • au Trias, direction d'extension N-S, • au Lias inférieur p.p., direction d'extension NE-SW, • au Lias supérieur, direction d'extension W.NW-E.SE. Ces faits sont à relier à la structuration de la marge européenne de la Téthys ligure, le bassin de Bourg d'Oisans étant considéré comme la couverture sédimentaire d'un bloc basculé décakilométrique. Le paléochamp de contraintes au Lias inférieur peut-être considéré comme le résultat d'une déviation de la contrainte générale en régime décrochant, du fait de l'existence d'accidents antérieurs hérités des phases tardi-hercyniennes. Les émissions de basaltes subalcalins (spilites) du sommet du Trias ont déjà été contrôlées par cette tectonique décrochante. Selon cette interprétation, le changement tectonique entre le sommet du Trias-Lias inférieur et le Lias supérieur s'est effectué par une simple permutation des contraintes D1 et D2 ; la contrainte minimale D3 étant restée constante en direction durant ces 2 épisodes. Ceci nous conduit à considérer que la réorganisation tectonique principale se situe au sommet du Trias et correspond donc au début du rifting dans cette région. L'évolution géodynamique de la région de Bourg-d'Oisans durant le Mésozoïque est similaire à celle d'autres systèmes de rift, comme le fossé rhénan et le Golfe de Suez. Les phases compressives alpines ont aussi été caractérisées. Leurs effets ont été fortement influencés par les structures héritées des épisodes distensifs mésozoïques. L'étude des structures syn-ophiolitiques dans le massif du Troodos à Chypre a permis d'individualiser une phase d'extension syn-ophiolitique dirigée W.NW-E.SE et des épisodes de déformation post-ophiolitiques (compression N160 et extensions récentes) fortement influencés par les structures antérieures.

Les filons basiques du Massif des Ecrins-Pelvoux (massif cristallin externe des Alpes françaises) se rattachent à 2 principaux cortèges marqueurs de l'évolution géodynamique du domaine dauphinois entre Carbonifère et Lias : -un cortège basaltique associé à la distension du début du cycle alpin, -un cortège lamprophyrique, d'affinité subalcaline à magnésio-potassique, Carbonifère supérieur. I- Le cortège Carbonifère est formé par des lamprophyres micacès déjà connus (minettes) et également par des lamprophyres calco-alcalins à amphibole (vosgésites, quartz-monzodiorites). Ces 2 groupes présentent des compositions semblables en SiO2 (46 à 56%), et en Fe, Ti, Na, Ca à SiO2 constant. En revanche, toutes les transitions existent pour Al, Mg, K et les éléments incompatibles entre un pôle alumineux, calco-alcalin potassique (vogésites) et un pôle métalumineux, magnésio-potassique (minettes). Ils sont engendrés par un manteau source commun, dont l'hétérogénéité serait à l'origine de leurs écarts de composition, à SiO2 constant. Ce cortège est génétiquement associé aux laves stéphaniennes des Grandes Rousses et postérieur à la dernière phase de structuration du cycle hercynien (324 +- 12 Ma, Ménot, 1987). II- Le cortège basaltique comprend d'une part, la lignée alcaline proprement dite, et d'autre part une lignée tholéiitique continentale composée de dolérites non spilitiques, riches en titane (TiO2 = 2,6-4%), Th, La, Ce, K, très fractionnées (Mg/Mg+Fe = 0,31 à 0,4, SiO2= 48-54%)) et sursaturées en silice, comparable aux tholéiites de plateaux (Columbia River, Ecosse). Les dolérites tholéiitiques affleurent en filons plurikilométriques E-W, dont un grand filon ancien, qui recoupait probablement tout le socle du M.E.P. leur âges ne sont clairement établis mais ils sont contemporains du régime distensif éoalpin.

L'amortissement des déplacements et des déformations de l'avant-pays d'une chal ne de collision est étudié grâce à l'utilisation conjointe de plusieurs méthodes. Les déformations à l'échelle de l'affleurement sont analysées par des mesures microstructurales. Les déplacements horizontaux et les déformations à l'échelle des méga-structures sont quantifiés par l'analyse des bilans géométriques d'une coupe. Les déplacements verticaux du socle sont étudiés grâce à un modèle de flex ion d'une plaque Iithosphérique. La zonation des déformations de la couverture est reliée, grâce à des modèles mécaniques à l'influence respective des forces de surface et des forces de volume. Chacune de ces méthodes est d'abord présentée, puis détaillée de manière à faire partie d'une méthode d'aide à la conception de coupes géologiques, basées sur l'utilisation d'un micro-ordinateur. Le problème des relations entre la formation du Jura et celle des Alpes est ensuite étudié. Différentes hypothèses sur la genèse du Jura sont analysées grâce aux méthodes présentées précédemment. Ce travail conduit à exclure certaines d'entreelles, et à proposer un schéma cinématique et dynamique compatible avec les observations structurales et stratigraphiques, les données géophysiques disponibles, et les résultats de modèles. mécaniques. Si la déformation du Jura interne peut correspondre à un chevauchement Alpin propagé jusqu'à cette région périphérique par le décollement généralisé de la couverture du bassin molassique, la déformation du Jura Externe ne peut être reliée de la même manière à la formation des Alpes, et doit être expli- . quée par une tectonique du socle, liée aux régimes successifs d'extention (formation des fossés Bressan et Rhénan) et de corn· pression (formation des Alpes) qui se produisent régionalement.

Le barrage du Chambon, situé sur la Romanche, dans les Alpes françaises, a été mis en eau en 1935. Depuis cette date, des sédiments s'accumulent dans la retenue. Au bout de 45 ans, ceux-ci ont atteint 18 mètres d'épaisseur au pied de l'ouvrage. La vidange totale, réalisée en 1981, a fourni l'occasion d'étudier ces dépôts, avec les objectifs suivants: - expliquer leur mode de mise en place par l'observation des figures sédimentaires, des analyses granulométriques et minéralogiques; - évaluer les volumes déposés dans la retenue ainsi que le taux d'érosion dans le bassin versant; - étudier l'efficacité des vidanges comme moyen de lutte contre l'envasement de la retenue; - caractériser les propriétés géotechniques des sédi· ments, particulièrement leur aptitude aux tassements.