La couverture paléogène du Pelvoux (zone externe des Alpes occidentales françaises) a été étudiée du col du Lautaret au Champsaur oriental. Une analyse séquentielle, une étude des micro faciès et des microfaunes ont été réalisées sur 49 coupes complètes levées dans cette région après qu'une cartographie détaillée en ait été dressée. Une analyse structurale fine et une étude géochimique ont complété l'examen de quelques secteurs . .\ :. La trilogie nummulitique (dépôts successifs de sédiments de nature calcaire puis marneuse et enfin gréseuse) est transgressive sur le socle cristallin du Pelvoux ou sur des lambeaux de Mésozoïque conservés malgré les érosions antérieures. La découverte d'une microfaune bartonienne dans le SE du massif (où le plus souvent la base du Paléogène est priabonienne) et les reconstitutions paléogéographiques que nous avons effectuées, permettent de cerner le diachronisme de la transgression qui chemine du S vers le N et d'E .Un détritisme omniprésent se manifeste dans la série,provoqué par deux facteurs : 1- une alimentation en débris fins provenant, d'une part, des affleurements de Cristallin constituant à l'époque un Pelvoux embryonnaire, et d'autre part, des nappes internes qui se mettent en place dans la partie orientale du bassin marin tertiaire. 2- une alimentation en détritiques grossiers,d'origine très locale et liée à l'existence de fractures à jeu synsédimentaire Nl70-l8O. L'héritage structural triasique, liasique, néocrétacé et/ou paléocène, joue un rôle fondamental dans la paléogéographie éocène de cette région, comme d'ailleurs lors de la structuration postnummulitique du Pelvoux. Il consiste plus particulièrement en une fracturation probablement issue du rifting téthysien (N30- 40 et NI70- I8O) et, à l'E, par la reprise en chevauchement avant le Nummulitique, de grands accidents subméridiens tel celui du rocher de l'Vret. La situation géographique de ce dernier au front du poinçon que représente le Pelvoux, a permis son écaillage postérieurement au dépôt des sédiments tertiaires. Au SE, on observe la reprise dextre de fractures N50- 60, le faisceau des Grésourières qui s'engagent dans l'accident d'Ailefroide (N30-40) dont le jeu décrochant permet le chevauchement du Sirac vers l'WSW sur le synclinal de Morges . Ces déformations s'accompagent d'un train de plis dans les Grès du Champsaur, d'une schistosité de flux et d'un étirement des Marnes nummulitiques qui constituent un niveau au décollement privilégié dans la série tertiaire, et enfin de dissolutions importantes dans les calcaires nummulitiques. Tous ces phénomènes sont essentiellement liés à la progression des nappes internes versl'extérieur de l'orogène . Ils sont beaucoup plus discrets au N où l'on note seulement le jeu sénestre du faisceaude failles du Lautaret N110, symétrique de celui de Grésourières, au sud du poinçon du Pelvoux.

Le Lias ardéchois montre d ' importantes variations de faciès et d'épaisseur. De plus la coexistence de faciès détritiques grossiers et de faciès carbonatés marins laisse supposer une activité tectonique synsédimentaire intense. Je me suis donc consacrée à l'étude du Lias inférieur et moyen du bassin de Privas , dans lequel les formations de cette période affleurent relativement bien. Il s'agira ici de rassembler le maximum de données (paléontologiques,stratigraphiques et sédimentolog iques) avec deux objectifs principaux : -la reconstitution paléogéographique du bassin aux divers étages étudiés; -la mise en évidence de l'activité tectonosédimentaire par l'in termédiaire de l'analyse Séquentielle de la série, basée sur des observations détaillées tant sur le terrain qu'en laboratoire.

Ce travail s'inscrit dans le cadre de l'étude de la naissance et de l'évolution de la Tethys mésozoïque et de sa marge continentale européenne. Il concerne les effets de la période pré-océanique (Trias) et ceux de la transition au rifting (Lias inférieur), observables dans les sédiments de la bordure occidentale du Pelvoux. L'analyse des sédiments triasiques et liasiques a permis de distinguer les formations successives suivantes : 1 à 4 Trias : 1) Grès de base peu épais, ils proviennent de l'altération du cris tallin sous-jacent. 2) Formation carbonatée médiane (20 m environ), : bancs dolomitiques (parfois calcaires). La présence de pseudomorphoses de nodules d'anhydrite et de cristaux de gypse, de fentes de dessication, de bioturbations etc. indique un dépôt en milieu lagunaire supratidal, à tendance réductrice et sans courants importants. Elle est datée de la limite Trias moyen - Trias supérieur 3) Formation des schistes noirs (1 à la m) : ce sont des dépôts détritiques fins ne présentant pas de stratifications entrecroisées, associés à de petits bancs dolomitiques dépôt dans des lacs de faible profondeur. 4) Formation argilo-carbonatée supérieure (10 à 60 m , y compris les coulées spilitiques) : alternance d'argilites rouges ou vertes et de bancs dolomitiques et/ou calcaires. On y observe des intercalations de coulées spilitiques, remplaçant même tous les sédiments vers le haut de la formation. La présence de nodules dolomitiques, de couleurs de marmorisation, dans les argilites , de fentes de dessication et de laminations algaires, dans les dolomies ou les calcaires indique un domaine de sédimentation supratidal composé d'une juxtaposition de zones faiblement immergées avec ou sans courant et de zones émergées. 5-6 LIAS 5) Hettangien inférieur (ou Rhétien?) : 0 à 15 m ; alternance de calcaires souvent lumachelliques et de marnes ou d'argilites vertes: milieu de sédimentation variant d'un domaine intertidal marin ouvert à supratidal. Hettangien supérieur : Calcaires bioclastiques en bancs demi-métriques : milieu de sedimentation dans un domaine subtidal marin ouvert. 6) Sinémurien : alternance bien réglée de bancs décimétriques de marnes et de calcaires de type mudstone : ils se sont déposés en milieu marin franc et indiquent un approfondissement du bassin de sédimentation. La cartographie et la mise en évidence de variations lithologiques entre les coupes ont permis de reconstituer l'histoire tectono-sédimentairë suivante : 1) les premiers dépôts triasiques moulent une paléotopographie anté-triasique composée de petits reliefs ne dépassant pas une quinzaine de mètres de dénivelée. 2) la tectonique triasique elle-même se manifeste essentiellement entre le début du dépôt de la formation 4 et l'Hettangien inférieur. C'est une tectonique distensive qui crée un réseau de failles normales*à faibles rejets, d'orientation subméridienne et N 65°-70°. Localement, on observe, centré sur un petit paléograben déterminé par des failles subméridiennes, un olistolithe intratriasique. Ailleurs, on a pu mettre en évidence un léger basculement du substratum. Enfin cette tectonique est immédiatement suivie par la mise en place de coulées volcaniques. Celles-ci cicatrisent, au Norien-Rhétien et à l'Hettangien inférieur, les structures triasiques. 3) Après une période d'érosion peu intense, la mer hettangienne envahit progressivement toute la région étudiée. La tectonique liasique se manifeste dès cette époque. Elle est distensive et est responsable de la subsidence, notamment de l'approfondissement brutal du bassin de sédimentation vers la limite Hettangien-Sinémurien. Elle donne naissance à des failles normales d'orientation grossièrement N-S qui sont associées à des basculements synsédimentaires du substratum et à la mise en place d'olistolithes. L'amplitude des mouvements verticaux est plus importante au Lias qu'au Trias .

Durant le Crétacé inférieur, le paysage paléogéographique de la Tunisie était représenté par les domaines suivants : une plate-forme stable continentale au sud, un bassin marin ouvert sur le sud de la Téthys au nord et une zone de transition entre les deux domaines sud et nord, représentée par une plate-forme carbonatée à mixte et des hauts-fonds. Dans notre étude, nous nous sommes intéressé à cette zone de transition (secteur d'el Kef-Tadjerouine) qui montre une évolution d'un milieu néritique à un milieu plus ouvert. Dans les successions étudiées des secteurs du Slata, Djerissa, Boulahnèche et Hameïma, deux formations lithologiques déjà établies par des travaux antérieurs ont été étudiées, la Formation Hameïma et la Formation Fahdène. Dans ces successions, la découverte d'ammonites contribue à une nouvelle définition régionale des zones et à la découverte d'un Albien inférieur très étendu et plus complet par rapport à d'autres endroits. Avec l'aide de cette biozonation, d'une étude fine de faciès et d'assemblages faunistiques, d'une reconnaissance des environnements de dépôt, d'une hiérarchisation des surfaces et des séquences, des corrélations stratigraphiques sont établies entre les différentes coupes. Ces corrélations permettent de délimiter des séquences et de proposer une reconstitution paléogéographique de la zone d'étude. L'analyse séquentielle a permis de découper l'intervalle étudié en cinq séquences de troisième ordre. Ainsi, dans la plate-forme silico-carbonatée, deux séquences d'ordre trois ont été identifiées (SA1 et SA2). Elles sont séparées par des surfaces d'exposition subaérienne matérialisées par des karsts. Ces deux séquences SA1 et SA2 ont été découpées en séquences d'ordre inférieur qui ont été corrélées entre les différents secteurs. Les trois autres séquences ont été identifiées dans le bassin (SA3, SA4 et SA5) et ont été également corrélées entre les différentes coupes. Le passage entre les séquences de plate-forme et séquences de bassin a été marqué par l'ennoyage de la plate-forme dans le cadre de la transgression albienne. La tectonique locale a joué un rôle primordial dans l'organisation paléogéographique, en effet, les cortèges sédimentaires peuvent présenter des variations en allant d'un secteur à autre. Finalement, l'étude séquentielle a été appuyée par une étude des variations des isotopes stables de l'oxygène 18 et du carbone 13. En effet, les courbes des variations de ces deux isotopes semblent avoir enregistré des anomalies qui coïncident avec les surfaces particulières telles que les limites de séquences, de paraséquences, les surfaces d'inondation et les surfaces de transgression.

Le Permo-Trias de la région de l'Oued-Ourika peut être subdivisé en trois groupes et 6 formations, de haut en bas; * Groupe de Rojdama. Formation 6 : Siltite de Tafilalt * Groupe du Timenkar. Formation 5 : Grès de ['Oukaïmeden Formation 4 : Siltite d'Anouffig F ormatian 3 : Çonglomérat de Timalizène * Groupe de Tanoumri. Formation 2 : Siltite de Cham-el-Houa Formation 1 : Conglomérat d'Anrar Chacun de ces groupes est discordant par rapport aux autres. Deux faciès ont été reconnus .l'un au Nord ou faciès subatlasique, l'autre au Sud ou faciès des Hauts-Plateaux marqué par l'absence du groupe inférieur. Des fossiles ont été découverts : Os et empreintes de vertébrés, lamellibranches, flores et pollens, brachiopodes et échinodermes Des corrélations établies avec les régions voisines ont contribué à préciser l'âge des formations de notre région : Les formations 1 et 2 seraient d'âge permien (Autunien ?). Les formations 4,5,6 seraient du Trias supérieur. La formation 3 représente une série condensée ou une lacune de sédimentation, d'âge indéterminé. La paléogéographie a été précisée : De petits bassins continentaux permiens (formations 1 et 2) ont évolué en un vaste encroûtement (formation 3) balayé par les vents, s'étalant sur toute la région. Sur cette surface très plate s'est installée une sédimentation littorale, deltaïque dont l'influence marine s'accentue depuis la base de la formation 4 jusqu'au sommet de la formation 5. Le rivage, allongé du NE au SW, était parcouru par un fort courant marin venant du NE et séparait le contient (au SE) du domaine marin (au NW). Avec la formation 6, le bassin s'élargit sur l'ensemble du Maroc et se comble; des évaporites apparaissent, une sédimentation continentale s'installe avec des épanchements basaltiques aériens ou lacustres. Cette sédimentation était contrôlée par une tectonique distensive de failles normales N.70 héritées des époques hercyniennes; au Carnien apparaît une composante horizontale sénestre dans le rejet de ces failles, révélée par l'existence d'un système distensif de horsts et grabens, oblique par rapport à la direction N.70 et visible au sommet de la formation 5 sur la zone des hauts-Plateaux. Cette tectonique permo-triasique, contrôlait la subsidence qui a migré du Nord (Permien) vers le Sud (Trias). Au sein de cette série permo-triasique détritique rouge, une minéralisation en cuivre et uranium associée à la matière organique est concentrée dans des lentilles à la base de la formation 5 (type pénéconcordantl et dans un niveau stratiforme au sommet de cette formation 5. L'origine de cette minéralisation, qui semble être endoépigénétique, permet de rejeter l'hypothèse d'une origine primaire de la coloration rouge de cette série.

Une étude structurale et cartographique (1/20000) montre que l'axe Nord-sud tunisien, dans sa partie centrale (chaînons du Sidi Khalif - Faïd - Bou-Zer) est constitué de trois ensembles juxtaposés: la bande frontale orientale, le chapelet des noyaux centraux, et l'enveloppe occidentale. La charpente ante alpine de ces trois unités est constituée de blocs basculés limités par des failles transverses aux chaînons et répartis en trois générations : Les deux premières générations procèdent d'une distension générale subméridienne (Jurassique à Coniacien) relayée ou masquée momentanément (Tithonique à Aptien) et localement par une distension E-W. On attribue la distension subméridienne à l'effondrement de la paléomarge saharienne et la distension E-W à l'activité d'un axe diapirique préfigurant l'actuel axe Nord-Sud. A partir du Santonien, une troisième génération de blocs basculés témoigne d'une distension régionale NE-SW. les blocs basculés et leurs enveloppes successives, ainsi que toutes les failles qui leur sont associées (regroupées en trois grandes familles N 170 et N 20, N 45 et N 120, N 80) ont par la suite enregistré les effets de plusieurs phases compressives: - la première (fin Eocène-Oligocène), de direction globalement E-W, donne naissance à un vase demi anticlinal coffré subméridien, ouvert et chevauchant vers l'Est des séries peu épaisses, elles-mêmes plissées et écaillées. - Plusieurs phases de directions N 115-120 se succèdent ensuite du Miocène au Quaternaire ancien. Elles reprennent les structures préexistantes et les orientent localement dans la direction SW-NE - la dernière, subactuelle, de direction N-S, déforme les plis antérieurs en plis coniques et remobilise tous les accidents cassants. Enfin, à l'extrémité méridionale de ce segment de l'axe Nord-Sud, le diapir du Rhéouis occupe le centre d'un noeud tectonique situé à l'intersection de trois linéaments du socle tunisien.

L'étude sédimentologique, stratigraphique et paléostructurale de la série liasique constituant la couverture des massifs cristallins externes(La Mure Beaumont) a permis de préciser les modalités d'évolution d'un secteur de la paléomarge de la Téthys jurassique. L'étude sédimentologique a entrainé la distinction de plusieurs ensembles de faciés caractérisant trois types de milieux de dépôt : faciés de bassin, bathyaux ou circalittoraux, faciés de talus et faciés de plate-forme. Du matériel issu de la plate-forme peut également se retrouver resédimenté dans des milieux plus profonds (turbidites et coulées boueuses). La sédimentologie des calcaires à entroques a été détaillée. Les déterminations génériques et les variations de taille des organismes ont conduit à la mise en évidence d'oscillations de la profondeur des milieux de dépôt au cours du Lias. L'analyse séquentielle montre l'existence de trois horizons de discontinuité majeurs: deux d'entre eux correspondent à de brusques approfondissements (Hettangien-Sinémurien ; Toarcien moyen-Toarcien supérieur) la signification du dernier, qui est souligné par le passage de séries à turbidites à des séries à coulées boueuses et se situe au Carixien supérieur-Domérien reste conjecturale. L'étude stratigraphique des séries liasiques réduites de La Mure et des séries épaisses du Beaumont a permis de préciser certaines datations,notamment celles de la formation des calcaires de Laffrey. Un découpage en grandes unités lithologiques a été effectué dans les deux types de séries. La confrontation de l'étude sédimentologique et de l'étude stratigraphique permet de proposer des corrélations sur des bases nouvelles entre les deux types de séries. L'étude paléostructurale a permis de mettre en évidence deux phases tectoniques majeures (la première à la limite Hettangien-Sinémurien, la seconde doméro-toarcienne), toujours suivies par un approfondissement brusque des milieux de dépôt, phénoméne d'origine tectonique et/ou eustatique. Des phases de moindre ampleur s'observent également et sont enregistrées dans les sédiments de diverses manières: basculement du substratum, sédiments bioclastiques remaniés gravitairement, présence de galets de matériel crntallophyllien. Paléogéographie et paléotectonique L'évolution de la Téthys jurassique, désormais classique dans les Alpes Occidentales, a donc pu être précisée pour ce secteur de la marge: Au Trias : dépôt de carbonates de plate-forme, à rares invasions marines A l'Hettangien inférieur : apparition de failles à faible rejet suivie d'un approfondissement modéré des milieux de dépôt. De l'Hettangien supérieur au Toarcien inférieur : existence de deux périodes de crise tectonique encadrant une période de calme relatif;qui conduisent à une accentuation du rejet de certaines failles et à l'individualisation de blocs basculés plurikilométriques, limitant des zones hautes à entroques et des milieux plus profonds à micrites et coulées turbides. Au Toarcien moyen : uniformisation des faciés argileux, qui scellent les structures antérieures.

Cette étude essentiellement mégastructurale et stratigraphique s'appuie sur le lever cartographique au 1/1 0 0000 de la chaîne de Rochebrune, au SE de Briançon, où affleurent des unités de la zone piémontaise s.l. Les trois premières parties sont consacrées aux trois séries stratigraphiques en présence (mégastructures, lithostratigraphie, paléogéographie). La quatrième partie est un essai de reconstitution tectogénétique et paléogéographique. Structure : Dans ce secteur, l'Unité prépiémontaise de Rochebrune est rétrocharriée sur les Schistes lustrés ophiolitifères : dans les Schistes lustrés, quatre phases alpines synschisteuses plicatives ont été mises en évidence. Seule, la première a une vergence externe. Dans l'Unité de Rochebrune, les effets des tectoniques alpines (b) se sont superposés à ceux d'une paléotectonique d'âge liasique (a), témoignage du rifting téthy· sien : (a) est responsable d'effondrements et de basculements de blocs le long de paléofailles NW-SE ; (b) montre une évolution inhabituelle du niveau structural : une tectonique cassante distensive s'intercale en effet entre deux tectoniques synschisteuses plicatives. Stratigraphie : Trois séries ont pu être distinguées : (1) La série océanique du lac des Cordes (Schistes lustrés), constituée au-dessus de métabasaltes, d'une succession comparable à la série de Chabrière. Un important détritisme serpentineux est présent vers sa base. (2) Une série de marge continentale, comparable à la partie inférieure de la série prépiémontaise de la Roche des Clots, d'âge Norien à Dogger présumé, (Unité de Rochebrune). L'étude lithostratigraphique détaillée de la formation rhético-hettangienne a révélé plusieurs épisodes de tectonique synsédimentaire, dont le principal se situe vers la limite Hettangien-Sinémurien. (3) La série de Prafauchier, (Dogger supérieur-Malm supposés) qui pourrait constituer la suite stratigraphique de 2. On y note un détritisme mixte, essentiellement serpentineux et sialique, avant ou au début du Malm. Paléogéographie et paléotectonique : Le modèle maintenant classique du début de l'évolution de la Téthys ligure a pu être précisé grâce à la présence d'une série océanique (1 ci· dessus) et d'une série de marge continentale (2 +3) : Série de marge continentale: - Limite Hettanglen,Sinémurien (2) le basculement de blocs hectométriques, puis l'intense ravinement et le brutal enfoncement qui font suite, témoignent d'un événement majeur du rifting.. - Dogger probable (2) . l'arrivée de détritus carbonatés, puis siliceux, résulte d'une érosion de plus en plus profonde de la marge. - Fin du Dogger ou début du Malm (3) : un détritisme carbonaté, siliceux, puis ultrabasique précéderait de peu ou serait contemporain de l'ouverture océanique. Série océanique: - Au Crétacé inférieur présumé, un important détritisme serpentineux est l'écho d'une activité tectonique du substratum océanique.

L'étude porte sur le Paléogène marin externe entre Provence et Suisse et sur quelques flyschs subbriançonnais de l'Embrunnais-Ubaye. La nanno et la micropaléontologie, la palynologie sont utilisées pour dater les formations, le benthos pour caractériser les niveaux écologiques. L'analyse des déformations permet de reconstituer la dynamique du bassin et d'y reconnaître une importante tectonique synsédimentaire remobilisant des accidents hérités. La mise en place d'unités allochtones sur la bordure E de la plaque européenne, le déplacement de ces dernières vers l'W déterminent : - 1, en avant de front, dans l'avant pays, l'apparition d'une douve dont la subsidence provoque la transgression nummulitique ; - 2, sur leur front, l'élaboration d'un prisme d'accrétion en milieu marin profond ; - 3, à l'extrados de la ployure de la plaque européenne, l'apparition du volcanisme calco-alcalin paléogène des Alpes (ponctuel et de plus en plus récent vers l'extérieur de l'orogène). La contraction alpine de l'Oligocène inférieur entraîne une inversion structurale au niveau de la flexure existant au Priabonien terminal dans le bassin marin. Sur la plate-forme continentale éocène s'installe alors un Sillon périalpin subsident, limité à l'W par la zone fracturée des rivages les plus occidentaux de la mer paléogène (Front nummulitique). Cette nouvelle douve, en milieu marin puis occidental, piège à sédiments remaniés, voit dans les Alpes du Sud, se développer sur sa bordure E un véritable prisme d'accrétion en milieu subaérien. Bloquée à l'Oligocène supérieur dans les Alpes du Sud, la progression de la douve vers l'extérieur de l'orogène continue dans les Alpes du Nord. Cette subsidence touche au Chattien supérieur la bordure E du Jura et entraînera plus tard, dans cette région, la transgression marine miocène. En définitive, le bassin paléogène des Alpes est induit par le rejeu d'accidents préexistants déterminé par des évènements précoces qui se déroulent sur la partie E de la plaque européenne, conséquence directe de la collision de plaques en cours. Il se calque sur les limites crustales : dans les Alpes du Sud il est directement superposé au Bloc crustal de la Durance. Ces mêmes lignes structurales, une fois de plus, au cours des mouvements alpins moi-pliocène, lors de l'individualisation de nouvelles unités structurales (par exemple le Poinçon d'Aspres-Rouaine dans les Alpes du Sud).

L'interprétation d'un secteur des -Alpes occidentales externes en terme de paléomarge continentale téthysienne nous a amené à considérer le secteur du haut-Var sous deux angles différents: -d'une part son évolution stratigraphique et structurale locale. -d'autre part son incorporation dans le schéma général du bassin subalpin et du domaine téthysien. L'analyse des variations latérales de faciès permet de reconstituer un schéma du secteur du haut-Var cohérent à condition de placer un accident de direction N 20°-30° à vergence Ouest ayant joué en faille normale au cours du Lias et du Dogger et limitant un domaine de bassin à l'Ouest et une plate-forme à l'Est. Les manifestations tectonosédimentaires observées suggèrent, outre les déformations dues à la tectonique distensive, l'existence d'une halocinèse précoce le long du faisceau de failles N 20°-30°. Ainsi au Jurassique, la région du Dôme de Barrot serait limitée à l'Ouest par cette faille "Ouest-Barrot", et correspondrait au symétrique de la marge cévenole par rapport au bassin subalpin. C'est donc plus à l'E et au SE qu'il faut rechercher les blocs basculés de la marge téthysienne proprement dite. La géophysique: La néotectonique de la région Sud des Alpes Occidentales et de la mer ligure, évaluée grâce au calcul de 20 mécanismes au foyer de séismes récents nous permettent de localiser les zones de concentration de la déformation. Ces résultats, associés à d'autres données géophysiques, nous permettent de constater la présence d'une bande étroite à comportement crustal anormal, orientée N 120°- 130° et qui s'étend depuis le massif du Pelvoux jusqu'à Savone (Ligurie occidentale), en passant au NE du massif de l'Argentera. Cette zone est considérée comme un grand linéament structural issu d'orogénèses antérieures et qui fonctionnerait actuellement en décrochement dextre. La géodynamique: La confrontation des données paléogéographiques mésozoïques d'une part, et des résultats géophysiques et structuraux d'autre part, nous incite à envisager l'existence d'une zone transformante à jeu dextre au Jurassique. Dans ce schéma, le secteur étudié appartiendrait à la bordure orientale du bassin subalpin intramarge tout en ayant un regard sur la marge transformante téthysienne située plus au Nord.