L'étude réalisée en Haute Maurienne détaille le passage de la zone briançonnaise interne (Vanoise) à la zone piémontaise externe (schistes lustres) et au Massif cristallin du Grand Paradis. Le Grand Paradis est complètement allochtone vis-à-vis de la Vanoise. Le rapprochement de ces deux socles est tardif. Le charriage au Crétacé supérieur d'unités océaniques sur la marge orientale de la plaque européenne est définitivement démontré

Cette thèse a pour objet l'étude de la structure , de la déformgtion et de l'histoire P-T alpines de l'unité pennique du Grand Paradis (Alpes occidentales), qui représente sur la transversale du Val d'Aoste la partie distale de la paléomarge européenne. La premlere pgrtie est consacrée à l'analyse de la structure et de la déformation des unités penniques de la région de Cogne (Val d'Aoste, Italie). La structure générale des zones internes des Alpes N-occidentales est rappelée et réexaminée. Cette discussion montre l'existence de deux unités indépendantes au sein de la "Nappe de la Dent-Blanche" et permet de préciser l'empilement initial des nappes (de bas en haut : Nappe du Grand Paradis-Mont Rose, unités océaniques de la Zone de Zermatt, Nappe de l ' Emil i us) . ' La str uc tu r e et l a dé form ati on des de ux uni t és basal es de ce t empi l ement sont ens uite détaillées. Après avoir décrit la constitution lithologique et l a structure antéalpine de ces unités, la géométrie de l'empilement de nappes est r appelée : les unités océaniques chevauchent l'unité du Grand Paradis , e lle - me~e c harriée sur l'Unité du Money, à affinité brançonnaise. La déformation est caractérisée, en particulier dans l'unité du Gra nd Paradis , par son hétérogénéité. Dans les deux unités, la déformation majeure , intense et non-coaxiale a lieu en conditions rétromorphiques (faciès dmphibolite à albite-épidote soit environ 500°C, 6-8 kbar) : elle est associée à l a construction de l'empilement de nappes, c'est-à-dire à un déplacement de ces un i t és d'E en W selon une direction N 90-100. L'histoire P-T de l'Unité du Grand Paradis est établie dans la deu xi ème partie où sont décrites les métabasites éclogitiques . protolithes des la distinction gl obale, les Après avoir rappelé le contexte structural et la nature des éclogites, les observations texturales et minéralogiques permettent de trois types d'éclogites : celles-ci diffèrent par leur composition paragenèses récentes et leur histoire réactionnelle. Sur ces bases, il est possible d'établir l'évolution des conditions P- T à laquelle ces roches ont été soumises: cette histoire P-T est e ssentiellement caractérisée par une décompression isotherme, les assemblages éclogit iques ayant cristallisé aux environs de 500°C, 12-16 kbar. Une approche du comportement de la phase fluide lors des processus réactionnels est enfin tentée : la préservation des paragenèses éclogitiques au coeur des lentilles basiques s'explique par la répartition spatiale et temporelle des processus de tamponnage/infiltr ation. Ces données structurales et pétrologiques permettent en conclusi 8n une discussion de l'histoire de la collision dans les Alpes oc~identales (3ème partie); Cette discussion est menée sous la forme d'une comparaison des histoires tectonomét amorphiques des parties distales des aeux paléomarges européenne (Nappe du Grand Paradis) et austroalpine (Nappe ~e l'Emilius : micaschistes éclogitiques en Zone Sesia Lanzo). La confrontation de l'histoire tectonométamorphique de ces deux unités avec les données géochronologiques et les modèles thermiques montre que la collision alpine a eu lieu en deux étapes majeures la première, éoalpine, au Crétacé et la ' deuxième, alpine s.s., à la limite Eocène-Oligocène .

Pour le géologue, l'application de la méthode des traces de fission permet d'obtenir des renseignements précieux sur l'histoire thermique des roches. Dans ce travail, cette méthode est appliquée à l'étude des Alpes franco-italiennes, sur une transversale d'Ivrée au Mont Blanc, recoupant le massif du Grand Paradis et les ophiolites de la zone Piémontaise. La comparaison des résultats obtenus dans ces différentes unités, nous apporte des contraintes thermiques et temporelles pour les phases de métamorphisme Haute Pression et Schiste Vert. Nous proposons un modèle géodynamique de l'orogenèse alpine dans ce secteur des Alpes internes .

L'analyse quantitative de la déformation des roches apparaît indispensable si l'on veut pouvoir comprendre et discuter les mécanismes de la déformation à différentes échelles d'observation. Dans ce mémoire, l'étude de la déformation finie à l'échelle microscopique, a été réalisée à partir de la forme et de l'orientation de cristaux constituant les populations de marqueurs. A cette fin, nous avons développé un outil permettant d'avoir facilement accès, aux paramètres de forme et d'orientation, sur lesquels reposent les différentes méthodes d'estimation du taux de déformation (Lapique 1987, Lapique et al. 1988). Nous avons opté pour une analyse interactive, où le manipulateur choisit et extrait lui même de l'image vidéo, les objets qui l'intéressent. L'analyseur vidéographique interactif permet l'observation et le traitement à partir d'une image couleur, ce qui met le géologue dans les conditions normales d'observation, lui permet la reconnaissance des phases minérales et lui facilite la saisie de la forme des objets (digitalisation de leur contour au moyen d'une tablette à numériser). Différentes méthodes de quantification de la déformation finie ont été testées (Panozzo 1983, 1984, Shimamoto et Ikeda 1976, RflF de Dunnet 1969, Fry 1979, diamètres de Féret) à partir de fabriques naturelles déformées artificiellement. Il ressort que la méthode des diamètres de Féret (Lapique 1987) donne les résultats les plus fiables en rapport axial de l'ellipse de déformation finie et en orientation de son grand axe quelque soit l'état initial, surtout dans le cas de faibles intensités. L'application des ces méthodes d'estimation du taux de déformation à la zone de cisaillement d'Abeibara-Rahrous (Adrar des Iforas, Mali) a permis de souligner l'importance de l'échelle d'observation. La combinaison de ce type de méthodes et d'autres englobant les phénomènes de rotation des marqueurs (Fernandez 1984, 1987) permet de cerner d'une manière plus précise, même à l'échelle microscopique, l'intensité de la déformation subie par cette zone. En considérant les phénomènes de déformation ductile (étirement des marqueurs tels que les quartz ou les opaques), et la rotation de marqueurs que l'on peut considérer comme essentiellement "rigides" comme les feldspaths, nous obtenons des estimations de l'ordre de Y = 6 qui se rapprochent des estimations réalisées à des échelles différentes (Boullier 1982, 1986). La digitalisation de la forme des marqueurs donne accès également à l'étude de l'orientation des fabriques et des dissymétries traduisant le sens de cisaillement, ainsi qu'à la distribution des rapports axiaux, des tailles et des indices d'ellipticité des populations de marqueurs. Ces paramètres permettent de comparer le comportement de marqueurs de différente nature et de situer les phénomènes de granulation ou de recristallisation en fonction de la quantité de déformation enregistrée par le minéral (dès les valeurs de rapport axial de 3.5 pour le quartz et de 6 pour les opaques). Ils permettent également de tester les hypothèses sur les formes théoriques des marqueurs. Une deuxième application concerne la détermination du régime de la déformation subie par les orthogneiss du Grand Paradis (Alpes occidentales, Italie). Les techniques et méthodes d'estimation de la déformation finie ont été appliquées, parallèlement à une étude des orientations préférentielles de réseau des quartz. Ces études ont permis de conclure que lors de la phase éocène, le régime de déformation était en cisaillement simple. Cette déformation s'est traduite par le jeu ou le rejeu de zones de cisaillement très localisées, avec des mouvements vers l'Est ou vers l'Ouest, qui limitent des compartiments ,où l'aplatissement est dominant (fabriques symétriques dans le plan XZ).

Les Massifs du Grand Paradis, de Dora-Maira et du Mont Rose représentent le socle continental le plus interne des Alpes occidentales, et sont situés en fenêtre sous les unités éclogitiques d'origine océanique (Océan Liguro-Piémontais). Ce socle continental est associé à la partie la plus distale de la paléomarge européenne. Cette étude structurale et métamorphique est basée sur une nouvelle carte géologique au 1/25000ème levée dans la partie Nord du massif du Grand Paradis, dans la vallée de Cogne. La vallée de Cogne présente 3 vallées approximativement perpendiculaires à la direction principale des différentes structures et limites lithologiques, avec un dénivelé d'environ 2300 mètres qui permet de belles observations et la réalisation de coupes géologiques de grande qualité. Cette partie Nord du massif du Grand Paradis est un objet idéal pour étudier la géométrie et la cinématique de la déformation Alpine.<br />On distingue deux principales unités au sein du massif du Grand Paradis:<br />L'unité du Money est essentiellement constituée d'un orthogneiss (Erfaulet), intrusif dans une épaisse séquence de métasédiments (métaconglomérats et micaschistes graphiteux d'âge Permo-Carbonifère). Deux stades de déformation sont identifiés au sein de l'unité du Money, (i) La première déformation est préservée au sein de microlithons, il s'agit d'une schistosité (SA1) microplissée (ii) la deuxième est représentée par un pli isoclinal d'échelle kilométrique associé au développement d'une nouvelle schistosité (SA2). La première schistosité (SA1) est définie par le développement de paragenèses de haute pression (grenat-chloritoïde), alors que la seconde schistosité se développe dans le faciès des amphibolites à albite-épidote-chlorite. Ces deux phases de déformation sont associées à la phase alpine, aucune relique pre-Alpine n'a été identifiée au sein de cette unité. Une zone mylonitique (EE') présentant des bandes de cisaillement indiquant un sens de cisaillement top vers l'ouest marque le contact entre l'unité du Money et l'unité du Grand Paradis.<br />L'unité du Grand Paradis est essentiellement constituée d'orthogneiss dérivant de granitoïdes porphyriques d'age tardi-varisque et de métasédiments présentant des reliques pré-Alpines de métamorphisme de haute température. Certains volumes ne présentent aucune déformation. Les paragenèses éclogitiques sont seulement préservées au sein de rares lentilles de métabasites et au sein de certains micaschistes. Les estimations des conditions P-T donnent 620°C, 6 kbar pour l'événement pré-Alpin et de 490°C, 18-20 kbar pour le pic en pression du stade Alpin. Certaines éclogites présentent des linéations indiquant une déformation ductile de haute pression de direction N-S. Mais le principal épisode de deformation a lieu à des pressions plus faibles (albite-épidote amphibolite facies). Une zone de cisaillement d'échelle régionale (DD') permet de diviser l'unité du Grand Paradis en deux sous-unités. Les nombreux contacts tectoniques identifiés au sein du massif du Grand Paradis (DD' EE') permettent de dupliquer le socle continental en plusieurs sous-unités aux histoires métamorphiques contrastées. Les critères cinématiques indiquent que ces différents contacts tectoniques sont des chevauchements à vergence ouest. Le dôme du Grand Paradis est donc un grand antiforme de nappe se mettant en place dans le facies des amphibolites à albite-épidote.

Ce travail concerne la géologie de de la région de Bonneval sur Arc replacée dans l'ensemble du massif du Grand Paradis. Les éléments structuraux, la pétrographie, le métamorphisme , la tectonique sont abordés.

Il est question de l'étude stratigraphique, métamorphique et tectonique d'une partie de la zone piémontaise des Alpes franco-italiennes, située dans la haute vallée de l'Arc , entre Bessans et la frontière franco-italienne. Deux grands ensembles structuraux ont été distingués : - un autochtone relatif, le massif du Grand Paradis qui comprend : un socle ante-viséen constitué par des orthogneiss dans lesquels sont enchassés des niveaux prasinitiques (Série du Carro) et des niveaux de gneiss fins (Série des Evettes). Cet ensemble cristallin dérive d'un complexe volcano-sédimentaire qui fut en partie granitisé lors du cycle hercynien ; une couverture stéphano- permienne représentée par les gneiss de Bonneval. Ces derniers, totalement désolidarisés du socle, correspondent à une série détritique ou volcano-détritique ; une couverture triasique, adhérente ou décollée de son substratum, constituée par une vingtaine de mètres au maximum de dépôts carbonatés à cachet Briançonnais . - un ensemble allochtone, la nappe des "Schistes Lustrés" qui repose tectoniquement sur l'ensemble précédent par l'intermédiaire d'un coussin cargneulique. Nous y avons distingué deux unités tectoniques principales (unités inférieure et supérieure) qui montrent en réalité des successions stratigraphiques semblables, assez minces , probablement de milieu océanique et, dans lesquelles on a reconnu : des serpentinites et un complexe à blocs (200 mètres) que nous interprétons comme une formation tectono-sédimentaire, d'âge probable Jurassique supérieur - Crétacé inférieur, résultant vers l'Ouest de la croûte océanique; des prasinites et des micaschistes albitiques (50 à 100 mètres) respectivement les équivalents métamorphiques de coulées volcaniques (basalte calco-alcalin ?) et de dépôts détritiques (avec des radiolarites ?) . Ces deux termes sont étroitement associés et caractérisent une formation volcano-sédimentaire; des calcschistes (300 mètres) qui dérivent de sédiments calcaires, gréso-calcaires, marneux et argileux. Du point de vue du métamorphisme, nous avons reconnu trois épisodes successifs dans le métamorphisme alpin : - une phase éclogitique ; - une phase faciès Schistes bleus ; - une phase faciès Schistes verts. Ce métamorphisme triphasé affecte nos deux grands ensembles structuraux. Quant à l'étude des différents événements tectoniques, nous avons reconstitué l'histoire suivante: -Une phase paléo-tectonique comprise entre le Jurassique supérieur et le Crétacé inférieur : matérialisée par le complexe tectono-sédimentaire, elle correspond à l'écaillage puis à l'abduction vers l'Ouest de la croûte océanique mésogéenne lors d'un phénomène de serrage dû au rapprochement des cratons africain et européen. Ces lambeaux de croûte océanique sont dilacérés à leur front et donnent naissance au complexe tectono-sédimentaire. - Le chevauchement vers l'Ouest ou le Nord-Ouest de la nappe des "Schistes Lustrés" sur le massif du Grand Paradis (priabonien). - Une première phase de déformation donnant des plis à style isoclinal, d'axe est-ouest, déversés vers le Nord et accompagnés par de grands accidents tangentiels. - Une deuxième phase de déformation caractérisée par des plis ouverts d'axe NE-SW , à déversement vers l e SE ; dans la partie septentrionale , ces plis sont accompagnés par des accidents tangentiels importants .