Les volcanites spilitiques du massif des Ecrins-Pelvoux, qui comprennent un réseau filonien traversant le socle anté-triasique et des coulées subaériennes interstratifiées dans les dolomies du Trias supérieur, marquent la période prérift de la plate-forme alpine occidentale. Dans quelques rares cas les coulées les plus tardives se prolongent jusque dans les sédiments argilo-calcaires de la marge téthysienne, active ici à partir de l'Hettangien. Toutes les variantes de la structure doléritique sont présentes dans le réseau filonien et dans les coulées les plus épaisses. Les roches effusives, habituellement plus microlitiques que les filons sont aussi plus sévèrement remplacées par une paragenèse minérale de chlorite, albite (ou feldspath potassique) et carbonate. Les dykes , en général moins altérés, montrent cependant quelques bordures et diverticules intensément recristallisés et parfois disloqués au point de prendre le faciès de véritables brèches à ciment carbonaté.

Le travail présenté consiste, fondamentalement, en une analyse tectonique aux différentes échelles, d'une transversale E-W à l'arc alpin occidental. L'inventaire des structures et les reconstitutions tectogénétiques locales sont suivis d'une discussion sur les modalités essentielles de la tectogenèse alpine dans le contexte d'une collision intercontinentale. La coupe, localisée au S du massif du Pelvoux, intéresse la zone dauphinoise orientale et sa couverture de nappes penniques (flysch à Helminthoides et flysch subbriançonnais), la zone subbriançonnaise ,la zone briançonnaise et ses lambeaux charriés de flysch à Helminthoides et enfin la zone piémontaise occidentale. Les régions traversées sont l'Oisans, l'Embrunais, le Briançonnais et l e Queyras. Ces régions étaient déjà connues,pour l'essentiel,sous les aspects stratigraphique, cartographique et pétrographique, tandis que le nombre , la géométrie et la signification des structures superposées n ' y avaient pas encore été déchiffrés. Leur étude permet de faire la liaison entre les chaînes subalpines, mieux connues de ce point de vue, et les Schistes lustrés piémontais récemment étudiés par CARON (1977) sur cette transversale. Première partie les structures dauphinoises orientales au Sud du Pelvoux : La couverture nummulitique des contreforts méridionaux du Pelvoux et la couverture mésozoïque de la demi-fenêtre d'Embrun présentent la même structuration, caractérisée par la superposition de deux plissements synschisteux. Le premier, à vergence externe, est responsable de la schistosité ardoisière régionale; il est globalement plus serré vers l'E . Il est associé au décollement,au toit du socle, et au départ, en chevauchement vers l'W, de la couverture. Le second, à vergence interne, est globalement plus serré vers le S et vers l'E . Il représente l'amorce, côté externe,des rétrodéversements qui vont en s'accentuant dans les zones internes. On étudie plus particulièrement les figures de superposition de schistosité dans la couverture et les relations de celle-ci avec le socle. Deuxième partie :les structures de la partie médiane de la zone briançonnaise au Sud de Briançon : La zone briançonnaise présente trois générations de structures superposées . - Les structures synschisteuses primitives (structures 1) sont liées à la mise en place des nappes. Le style tectonique évolue transversalement dans le sens d'une accentuation vers l'E du cisaillement régional : d'un style particulier, "en dalle", à l'W, on évolue vers un écaillage avec plissement disharmonique généralisé à l'E. On propose un modèle interprétatif pour la déformation dans une telle tectonique de charriage . - Les structures 2 sont liées à un rejeu cisaillant, vers la zone externe , de la pile des nappes. C'est l'origine des digitations de nappes (précédemment attribuées aux charriages primitifs) . On examine les particularités géométriques des structures dites "de rejeux ". - Au S, les structures 3 sont liées à un plissement majeur-mineur, à vergence interne, de la pile des nappes et digitations . Il s'ensuit un rétrodéversement des structures, croissant vers l'E . Au N, les plis s'amenuisent longitudinalement et l'on passe à une tectonique de rejeux,semblable à la précédente, mais de vergence interne. On développe l'intérêt thématique des figures de superposition correspondantes. Troisième partie structures comparées des unités briançonnaises frontales et subbriançonnaises et de la nappe de flysch à Helminthoides . On identifie , au front de la zone briançonnaise, un accident synschisteux majeur qui correspond au chevauchement vers l' W de cette zone , déjà structurée , sur le domaine dauphinois (non encore plissé) et sur sa superstructure de nappes antéschisteuses. Ce chevauchement est contemporain des structures 1 dauphinoises et 2 briançonnaises . Il représente la cicatrice du domaine subbriançonnais et celle de l'ancien front de schistosité , contemporain des charriages briançonnais (structures 1 briançonnaises). Contrairement aux schémas classiques, la nappe du flysch à Helminthofdes, charriée par-dessus la zone briançonnaise, est arrivée non structurée en domaine dauphinois . Redécollée et chevauchante vers l'W au front de la zone briançonnaise, cette nappe a acquis sa structuration en même temps que son autochtone relatif dauphinois . Les structures 2 dauphinoises et 3 briançonnaises apparaissent contemporaines . Il leur est associé le basculement vers l'E de l'accident majeur ci-dessus, qui perd alors toute mobilité tectonique. Ces unités sont riches en structures distensives précoces. On examine les modalités de leur reprise dans les tectoniques compressives successives . Quatrième partie structures comparées des unités aux confins piémontais - briançonnais. La chronologie tectonique briançonnaise (IIème partie) est reconnue vers l ' E, en Briançonnais oriental et en zone piémontaise occidentale , Une génération supplémentaire de structures, la plus ancienne de toutes, apparaît plus ou moins loin vers l 'E, en zone piémontaise. La limite de structuration correspondante occupe, vis-à-vis du découpage paléogéographique ,une position variable d'une transversale à l'autre . Les structures 1 briançonnaises et les structures 1 piémontaises occidentales (unités piémontaises à structuration briançonnaise) accompagnent le chevauchement de la zone piémontaise sur le domaine briançonnais . La zone piémontaise est déjà partiellement structurée tandis que le domaine briançonnais ne l'est pas encore, Les structures 2 qui, plus à l'W, présentent une vergence externe, prennent une vergence interne à proximité du contact piémontais et accompagnent son basculement vers l'E . C' est la première manifestation des mouvements de rétrodéversements et de rétrocharriages qui se généralisent avec les structures 3 . On détaille les structures de toutes dimensions issues de la superposition de plusieurs plissements généralisés de vergences différentes. Cinquième partie synthèse et discussions, La comparaison des chronologies tectoniques locales conduit à identifier, pour l ' ensemble de la transversale , quatre générations distinctes de structures synschisteuses, d'extensions inégales dans la chaine. Elles recouvrent quatre stades principaux de contraction de l'édifice ("phase tectonique") que l 'on numérote l à IV. 1) On envisage au chapitre XVI les modalités de la tectogenèse suivant une coupe transversale synthétique . Les phases l, II et III voient la tectonisation et l'incorporation à l'édifice, de domaines paléogéographiques de plus en plus externes. Le front de schistosité migre alors d ' E en W par bonds successifs. Chacune des phases II, I I I et IV est à double déversement; l'axe des éventails de structures correspondants migre lui aussi d ' E enW au cours de la tectogenèse. On examine la participation de chacun de ces éventails à la disposition générale de la chaîne actuelle (éventail briançonnais classique) . Les deux bordures du domaine briançonnais (domaines subbriançonnais et ultrabriançonnais) sont interprétés comme des couloirs de failles anté-alpines , siège d 'une relative mobilité du socle durant la sédimentation mésozoique de même qu'aux stades successifs de la contraction synschisteuse , Ces deux zones de faiblesse crustale, longitudinales à la chaîne, se relayent dans le temps et dans l'espace pour représenter successivement : le front externe provisoire de l'orogène synschisteux, une cicatrice dans un chevauchement crustal majeur ( l' orogène synschisteux s 'élargit alors en gagnant vers l'W) et enfin un couloir de failles , siège d 'une tectonique verticale postschisteuse . Ce fonctionnement en relais explique que la segmentation tectonique actuelle de la chaine coïncide pratiquement avec le découpage paléogéographique . 2) Les schémas structuraux: présentés au ohapitre XVII , conduisent à envisager l'existence d'accidents anté-alpins,transverses à la chaine, ayant eux-aussi guidé l'agencement paléogéographique puis ayant fortement influencé la géométrie des structures polyphasées de couverture .Ces accidents sont le siège de mouvements verticaux, dans le contexte d ' une tendance à la surrection du Pelvoux, qui dure depuis le Mésozoique . Les gradins correspondants freinent ou dévient les nappes en cours de progression (synschisteuses ou superficielles) et déterminent ainsi le lieu de leur charriage et leur géométrie finale . Ces mêmes accidents fonctionnent en coulissage, induisant, dans la couverture, des structures arquées ou coniques caractéristiques. Enfin,ces accidents guident la fracturation tardive et post-schisteuse. L' intervention des accidents du socle , longitudinaux et transverses, dans les modalités de la tectogenèse de couverture, tangentielle et polyphasée, explique pour une large part la complexité architecturale de la chaine actuelle . Dans ce même chapitre XVII, on analyse la position des lambeaux de flysch à Helminthoides par rapport aux structures briançonnaises . La surface de charriage du flysch recoupe l'édifice II mais est déformée lors de la phase III ; on l ' interprête comme une surface d'érosion prolongeant celle, connue plus à l'W en domaine externe. 3) Au chapitre XVIII , on discute de l'âge possible des évènements tectogénétiques. Une bonne concordance entre les éléments chronostratigraphiques de datation (essentiellement dauphinois) et les données radiométriques disponibles sur les minéraux de métamorphisme (essentiellement piémontais) conduit à proposer les âges suivants - phase l Crétacé supérieur (cf. CARON 1977) - phase II Près de la limite Eocène- Oligocène - phase III Oligocène supérieur - phase IV Miocène Des charriages sans schistosité précèdent les phases synschisteuses l, II et III . 4) Enfin,au chapitre XIX , on situe les évènements tectogénétiques reconstitués, dans le contexte d ' un poinçonnement de la paléo-marge européenne de la Tethys par le bloc continental ("microplaque" ) Italie . Cette collision intercontinentale prend place dans l'histoire des déplacements relatifs entre les plaques lithosphériques Eurasie et Afrique, qui accompagnent l'ouverture de l'Océan Atlantique. On envisage ,pour la microplaque Italie,une trajectoire induite , complexe vis-à-vis de celle des plaques majeures . On peut admettre un mouvement de l'Italie moins saccadé que ne le laisse supposer l'existence de phases tectoniques brèves et distinctes dans la zone de collision. Le processus fondamental du raccourcissement crustal serait un écaillage en grand vers l'extérieur de l'arc alpin; il induit, dans la couverture les tectoniques de charriages et chevauchements à vergence externe. La tectonique en retour serait un épiphénomène superficiel , induit par la tectonique verticale de réajustement qui résulte de l'épaississement progressif et inégal de la croûte.

Ce travail comporte une étude radiométrique sur minéraux, principalement sur biotites (méthodes Rb/Sr et K/Ar) et amphiboles (méthode K/Ar) , et l 'étude de quelques granites par la mé thode Rb-Sr . La distribution cartographique des âges obtenus sur les formations cristallophylliennes et granitiques des massifs cristallins externes (Belledonne ,Grandes Rousses et Pelvoux) de la zone delphino-helvétique (Alpes Françaises) permet de mettre en évidence : - un comportement hétérogène des roches et des différents massifs cristallins vis à vis de l'o rogenèse alpine ; - une chloritisation de biotites qui est d'âge soit tardi-hercynien , soit crétacé supérieur . Les chlorites de néoformation sont différentes et certainement méso-alpines ; - l 'importance du rôle et de l'influence des accidents majeurs du socle . L'accident médian de Belledonne , ceux de la Meije et de la bordure orientale du Pelvoux ont une zone d 'influence bien mise en évidence par les cartes de discordance entre les méthodes Rb/Sr et K/ Ar sur biotites. Une chronologie des évènements hercyniens et alpins est aussi précisée : - une granitisation ancienne probable : Saint Colomban (à 500 Ma ?) ; - un métamorphisme ancien, fini calédonien ou hercynien précoce à 373 ± 30 Ma K/ Ar sur les amphiboles des séries gneissiques des Grandes Rousses , mais il est peu marqué dans le massif de Belledonne ; - un métamorphisme hercynien tardif à 323 - 18 Ma (/K -Ar sur les amphiboles , avec des excès d 'Ar40 fréquents). Il est surtout bien marqué dans le massif de Belledonne; - une granitisation fini hercynienne importante produisant le granite du Rochail (NW du Pelvoux) .à 331 ± 31 Ma , et celui des Sept -Laux (Belledonne) à 322 ± 43 Ma . Le granite de la Lauzière est le plus tardif, mais s'il est vraisemblablement repris par des évènements tardi -hercyniens à permiens (254 ± 17 Ma); - ces derniers sont très importants dans l 'ensemble des massifs cristallins : 288 ± 10 Ma (K -Ar sur amphiboles du SE de Belledonne , Rb-Sr des biotites du SW des Grandes Rousses ) ; - une phase alpine précoce (126 à 81 Ma dans le massif de Belledonne 130 à 52 Ma dans celui du Pelvoux) soit éo- alpine (crétacé sup-paléocène) . Elle est bien marquée , en particulier par le rejeu important des accidents majeurs du socle ( "synclinal" médian, chevauchements de la Meije et de la bordure orientale du Pelvoux); - une phase méso -alpine (Eocène-Oligocène ) 39± 7 Ma (Belledonne sud ) fin à 27 ± 5 Ma (Belledonne nord) ; - une phase néo-alpine (Miocène moyen ) à 15,4 ± 1, 2 Ma (phengite de fent e alpine ) correspond à la surrection du massif de Belledonne .

Le massif du Pelvoux (MCE, Alpes occidentales) fait partie de la paléo-marge passive téthysienne. C'est un site privilégié d'étude de structures superposées. On y trouve trace d'événements extensifs téthysiens, puis compressifs alpins. Les massifs de Morges, des Pourroys et du Vallon sont des pincées de couverture mésozoïque dans le socle cristallin. Ils permettent une étude des relations entre le socle et sa couverture. Cet interface est un marqueur de la déformation finie à l'échelle orogénique. Géométrie et cinématique montrent l'existence de deux phases de déformation dans l'histoire alpine. Un calage dans le temps est proposé par comparaison avec les régions environnantes: la phase DI serait du Crétacé supérieur - Eocène inférieur (pyrénéo-provencale). La D2 est au plus vieux oligocène supérieur. Elle s'intègre au modèle géodynamique par rotation-expulsion si l'on abaisse la pointe de l'indenteur d'environ 10 km vers le Sud. Le socle accommode le raccourcissement DI vers le SW par des plis kilométriques, alors que la couverture développe des plis PI de toute échelle. Ce découplage mécanique est en partie contrôlé par la distribution des fluides. ils sont diffus dans la couverture, mais chenalisés dans le socle dans les grands accidents mylonitiques. La déformation est alors concentrée le long de ces zones de faiblesse. Cette tectonique est contemporaine de conditions de température de 300 à 400°C et de profondeur de 5 à 12 km. Le raccourcissement Dl structure le massif. Cette hypothèse sur la géométrie 3D du massif de Morges a été illustrée par un modèle surfacique construit avec le modeleur STRIM. Il a été ensuite exploité pour un dépliage. Une autre méthode de reconstruction des surfaces a fourni des résultats corroborant ceux obtenus avec STRIM. Un apport de cette étude est de montrer dans le Sud-Pelvoux une absence de cisaillement plat au profit d'accidents verticaux. Cette géométrie s'intègre à celle déduite du profIl sismique ECORS pour la zone externe des Alpes.

Cette étude porte sur les structures qui affectent, dans la zone dauphinoise des Alpes externes, le massif cristallin du Pelvoux et sa couverture sédimentaire. A plus large échelle, l 'évolution géodynamique de la marge Européene de la Tethys, et certains aspects des structures chevauchantes du Vercors et du Devoluy sont discutés.

Cette étude de terrain du massif des Ecrins (Alpes Occidentales, zone externe) montre que le raccourcissement Alpin est essentiellement accommodé dans le socle par des zones de cisaillement inverse top-vers-l'ouest ductile-fragile (probablement localisé par la présence de demi-graben) ainsi que par les nappes de charriage de la Meije et du Combeynot à l'Est du massif. Les failles normales N-S ne semblent pas avoir été réactivées. Ces zones de cisaillement sont caractérisées par une phengitisation des feldspaths le long de bandes anastomosées dont la géométrie traduit un gradient de déformation qui permet d'expliquer la formation des "plis de socle" soulignée par la géométrie des téguments de Trias. Les températures maximum d'enfouissement liées au charriage des unités internes sont proches de l'isotherme 335°C pour un gradient géothermique compris entre 20 et 25°C.km-1 depuis Bourg d'Oisans au Front Pennique. Les zones de cisaillement ont été datées entre 33 et 25 Ma (40Ar/39Ar sur phengites syn-cinématiques), ce qui suggère qu'elles ont été initiées très tôt après l'enfouissement de la zone externe qui débute vers 34Ma. Les phyllonites présentent des âges plus jeunes que les mylonites, ce qui traduit une localisation de la déformation le long de ces bandes anastomosées de faible résistance entre 30 et 25Ma. Le raccourcissement NO-SE observé le long du Front Pennique semble synchrone des déformations E-O à NESO du massif des Ecrins. La présence d'une zone de cisaillement transpressive senestre diffuse entre le massif des Ecrins et les Alpes Ligures, issu de la réactivation d'une zone de transfert Liasique, permettrait d'expliquer en partie la cinématique d'édification Oligocène des Alpes Occidentales. Au Miocène, la déformation se localise le long d'un plan de chevauchement sous le massif de Belledonne, donnant naissance au Vercors, ainsi que le long du Front Pennique réactivé en faille normale. / This field-based study of the Ecrins massif (Western Alps, external zone) show that the Alpine shortening is accomodated within the basement by brittle-ductile top-to-the-west reverse shear zones (probably localized by half-graben) as well as by the thrust sheets of La Meije and Combeynot to the east of the massif. The N-S normal fault do not seems to be reactivated. These shear zones are characterized by a phengitisation of feldspars along anastomosing planes whose geometry reflect a strain gradient which explain the "basement folds" formation underlined by the geometry of Triassic teguments. The maximum temperatures reach by the cover, due to the burial under the internal nappes are close to the isotherms 335°C for a geothermal gradient close to 20-25°C.km-1 from Bourg d'Oisans to the Penninic Frontal Thrust (PFT). The shear zones were dated between 33 to 25 Ma (40Ar/39Ar on syn-kinematics phengites), suggesting that they were initiated slightly after the burial which start close to 34 Ma. The phyllonites show younger ages than mylonite; that argue a localization of the deformation along these anastomosing planes between 30 to 25Ma and traduce a weak crust. The NW-Se shortening observed alonf the PFT seems to be coeval with the E-W to NE-SW shortening of the Ecrins massif. A sinistrial transpressive diffuse shear zones between the Ecrins massif and the Ligurian Alps, which is probably a reactivated Liassic transfer zone, can explaina part of the Oligocene building kinematics of the Western Alps. During Miocence, the deformation is localized along a crustal thrust under the Belledonne massif, which has given the Vercors massif, and along the PFT, reactivated as a normal fault.

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.

Cette étude concerne les structures géologiques entre l'Ubaye et l'Embrunais. Il trouve sa place dans les études importantes menéees alors sur les Alpes françaises au niveau : stratigraphique, tectonique, régionale et théorique.