Le granite de Gangotri-Badrinath, localisé au Garhwal (Indes) appartient à la ceinture des granites du Haut Himalaya. C'est un granite à tourmaline-muscovite fait de plusieurs lentilles d'épaisseur séparées par des zones de pincement. Sa structure se caractérise par une filialité plus ou moins marquée et par une linéation à tourmaline, tous deux d'origine magmatique. Les mesures d'anisotropie de susceptibilité magnétique (ASM) donnent des linéations magnétiques orientées globalement E-W, portées par la tourmaline et la biotite. L'ellipsoïde magnétique est de type aplati. Les mesures de déformation finie effectuées sur le quartz ne donnent pas de direction privilégiée d'étirement. L'ellipsoïde est également de type aplati. Ces résultats suggèrent un mécanisme de déformation non rotationnel, pouvant être responsable des zones de pincements et vont à l'encontre d'une structuration SYN-MCT du granite. Cet événement est peut être relié aux structures collapses du sommet de la dalle du Tibet. L'étude pétrographique montre l'absence de restites et l'origine magmatique de la tourmaline et de la muscovite. L'étude géochimique (majeurs, traces et Ree) montre l'existence de trends, interprétés comme le résultat d'un processus de cristallisation fractionnée. L'hétérogénéité en Rb/Sr implique l'existence de plusieurs unités accolées de magma. Par contre l'homogénéité en 180 suppose que la source soit homogène avant la fusion. Ces données vont dans le sens d'une remontée par fracture et d'une faible viscosité du magma au moment de son extraction (absence de restites et hétérogénéité Rb/Sr)

La couverture autochtone des Aiguilles Rouges de Chamonix affleure de part et d'autre du massif cristallin hercynien externe, ainsi que dans la région de Saint-Maurice (Valais), et sous forme de fenêtre ou de boutonnière à Champéry, au Fer à Cheval, et dans le cirque des Fonts. Le but du présent travail est l'étude des terrains autochtones au Nord-Ouest du massif des Aiguilles Rouges, de la région du col du Jorat au Nord jusqu'à celle de Pormenaz-Col d'Anteme au Sud. Dans cette contrée, l'autochtone forme une bande plus ou moins étroite, dont la largeur peut varier d 'une cinquantaine de mètres à trois kilomètres environ, qui passe par le col du Jorat, la plaine de Salanfe, le col d'Emaney et le vallon du même nom, le col et la vallée de Barberine, l'Arevassey, le cirque du Vieux-Emosson et la Pointe de la Terrasse où elle atteint la frontière franco-suisse. De là, eUe se continue dans le vallon de Tre-lesEaux, sur l'arête des Cristaux et le Mont-Oreb, dans la Combe à Bérard, au Col de Salenton, dans la haute vallée de la Diosaz, au Collet d'Ecuelle, dans la région de Moëde-col d'Anteme et finit pal' disparaître dans le vallon du Souay sous l'éboulement du Dérochoir. La distance à vol d'oiseau est d'environ 30 kilomètres. L'altitude varie entre 1600 et 2734 mètres. Tous les levés ont été effectués à l'échelle du 1: 10.000, avec les bases topographiques suivantes: Pour la partie suisse, la carte des Forts au 1: 10.000; pour la partie française les cartes au 1: 20.000 de Pormenaz à la Diosaz et au 1: 50.000 de la Diosaz au Vieux-Emosson, toutes deux agrandies au 1: 10.000. Pour bien délimiter ce travail, il nous faut encore préciser un terme, celui d'autochtone. Par définition l'autochtone est constitué par les terrains qui, dans une région à tectonique de nappes, sont restés plaqués sur le soubassement, cristallin en général, ou ont été plissés sans subir de charriage. Si nous nous étions tenus à cette définition, nous aurions dû limiter notre étude aux premiers mètres de la série triasique. En réalité, nos recherches ont porté sur tous les terrains compris entre le cristallin et le flanc renversé de la nappe de Morcles au nord ou son plan de glissement au sud, lorsque le flanc renversé se lamine. Nous décrirons donc également le parautochtone ainsi que les relations de l'autochtone soit avec le massif cristallin hercynien sous-jacent, soit avec la nappe de Morcles qui le chevauche.

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Le secteur d'étude comprend un ensemble sédimentaire de base (B1), recoupé par un complexe hypo-volcanique et volcanique (B2) puis par un complexe plutonique intrusif. Des sédiments détritiques et un volcanisme tardi- à post-birimien se mettent en place ultérieurement. Ces formations sont affectées par la tectonique éburnéenne comprenant trois phases: (1) D1 compressive affectant les sédiments du Birimien inférieur B1; (2) D2 comprenant trois stades : compression (D2a), transpression senestre (D2b) et chevauchement (D2c); (3) D3 transtensive dextre. La direction de contrainte principale de la déformation évolue en rotation anti-horaire entre les phases de déformation D1 et D3. Les différentes phases compressives sont séparées par des phases extensives avec émissions volcaniques et dépôts sédimentaires. Trois phases de minéralisations aurifères ont été identifiées. La première, ante-D1, souvent diffuse à stratiforme, est localisée dans les sédiments de l'ensemble inférieur. La seconde, en relation avec l'événement tectono-magmatique D2, donne un stockwerk silico-carbonaté et sulfuré localisé dans les fentes de tension, les veines V2 et les "shear zones". La troisième phase serait contrôlée par l'événement tectono-magmatique D3 avec une paragenèse à quartz et pyrite dans les veines V3. Le fait que la minéralisation aurifère intervienne essentiellement dans les veines et les "shear zones" orientées ~N20° suggère qu'une activité tectonomagmatique post-birimienne aurait exercé un rôle important dans la remobilisation de l'or dans ces structures.

Ce travail descit les formations granitiques, gneiss de la vallée du Vénéon . Il en fait aussi une description tectonique ( 1965).

L'étude tectonique et stratigraphique de la région du Vallone den'Arma, conduit d'abord à préciser la définition et la structure des diverses Unités briançonnaises et subbriançonnaiscs. La coordination des différentes unités, notamment sur la base de la comparaison de leurs successions stratigraphiques permet de proposer un schéma d'organisation paléogéographique cohérent. L'analyse du passage quasi continu, entre Briançonnais et Subbriançonnais révèle que la limite entre ces deux domaines est marquée, non par une transition progressive, mais par une zone où les érosions mésozoïques ont été particulièrement importantes. Cette zone se caractérise en outre par l'abondance des indices de paléotectonique.

Notre étude, qui a débuté en juillet 1977, a été tout d'abord principalement dirigée vers le bassin versant du ruisseau du Ternèze et du massif de la Thuile à l'Est de Chambéry. Il s'agissait de préciser les relations hydrogéologiques pouvant exister entre cette petite région et les vallées de l'Isère - Combe de Savoie la limitant au Sud. L'équipement hydrologique et météorologique a été installé dans ce secteur en fonction de ces recherches à effectuer. De cette façon, une liaison était établie entre les différents travaux hydrogéologiques effectués dans le massif par G. Nicoud (Haute Vallée du Chéran) , Y. Lemordant (Plateau du Mont Revard) , M. Lepiller à l'Est (Semnoz) , Benedetti Crouzet (Bassin versant à l'Ouest du Lac d'Annecy au Nord) , et dans la plaine de l'Isère au Sud par J.C. Fourneaux. Mais nous avons rencontré quelques difficultés dans l'installation de l'équipement hydrologique de cette vallée des Aillons,qui n'a pu être réalisée Au cours de cette étude, nous allons examiner successivement la géologie de la région, son hydrogéologie ainsi qu'une étude hydrochimique se rapportant aux principales émergences.

Au cours de ce travail, nous avons étudié, dans les chaînes subalpines méridionales françaises, la structure de quelques diapirs de matériel triasique et de leur encaissant, afin d'interpréter l'histoire et le mécanisme de leur mise en place. Le phénomène diapirique n'a pas fait l'objet, jusqu'à présent,(1975) d'une étude systématique. Les quelques descriptions utilisables sont toujours celles de structures locales . Il est difficile d'en dégager d'autres principes généraux que ceux qui figurent dans les traités classiques de géologie . Sous le terme de diapir, nous désignons, ici, toute masse de Trias plus ou moins riche en évaporites qui s'élève vers la surface et peut venir à l'affleurement, soit dans le coeur d'un anticlinal plus ou moins disloqué, soit à la faveur d'un carrefour de failles, soit même dans un plan de faille travaillant à la distension. Dans le premier cas, on parlera de pli-diapir, dans les autres de diapir tout court. De toute façon, la disposition est très différente de celle des "dômes de sel" que l'on observe dans les grands bassins sédimentaires tranquilles contenant des couches de sel. Dans le cas présent, la mécanique de la mise en place de ces masses diapir pose un problème encore imparfaitement résolu, car elle peut se faire suivant deux façons qu'il n'est pas facile de distinguer. 1) La montée du diapir se fait au moment d'une phase de compression, un peu comme de la pâte dentifrice qui sortirait d'un tube quand on le presse. Il est probable que c'est le cas quand on a à faire à un véritable pli-diapir, c'est-à-dire lorsque la masse triasique affleure au coeur d'un anticlinal. 2) La montée de la masse triasique se fait au moment d'une phase de distension, quand les failles peuvent s'ouvrir, la montée étant due alors à la faible densité des évaporites et à la pression lithostatique des terrains encaissants. La difficulté de démontrer ce dernier mode de mise en place est que de telles masses ont été souvent comprimées dans des phases de resserrement tardives. Nous verrons, dans la conclusion de ce travail, si l'on peut conclure dans un sens ou dans l'autre à propos des divers exemples étudiés . Ont été étudiés ceux de Suzette (Vaucluse), de Propiac-Condorcet (Drôme), du Laus (Hautes-Alpes) et de Gévaudan (Alpes-de-Haute-Provence). Nous nous sommes limités aux cas où le contexte géologique permet grâce à la présence de terrains tertiaires, une certaine analyse du processus de mise en place. Certains diapirs, comme ceux de la région de Laragne, que nous avons cependant visités ne seront pas décrits faute des éléments nécessaires à leur étude chronologique. Les masses triasiques extravasées sont partout faites d'un mélange de gypse et de cargneules, d'argile, de dolomies et d'un matériau calcaire concrétionné que nous appelerons, au moins provisoirement, de la "croûte calcaire". La mise en place de cet ensemble s'est faite en général en plusieurs stades au cours du Tertiaire. Tous ces diapirs différent des dômes de sel classiques évoqués précédemment - Tout d'abord, par leurs dimensions qui sont beaucoup plus petites (par endroit guère plus d'une dizaine de mètres de largeur) ; par leur forme aussi, en général très irrégulière, parfois réduite à une simple lame. - D'autre part, par le fait que leur mise en place est liée à la tectonique alpine et se fait à la faveur de phases de compressions, ou, inversement, dans des plans de failles plus ou moins ouverts à certaines époques. A Suzette, à Propiac-Condorcet, à Gévaudan, ces failles d'extension appartiennent au cortège d'un décrochement ou représentent le plan de décrochement lui-même; et le Trias remonte de la base de la couverture sédimentaire subalpine . Au Laus, au contraire, le Trias évaporitique originel jalonne un grand plan de chevauchement qu'il lubrifie, le chevauchement de Remollon). Cest donc déjà un Trias extravasé. La remontée du diapir lui-même est due à un bombement anticlinal tardif, associé à un système de failles de distension lié au bombement du dôme de Remollon. Dans tous les cas, le matériel triasique est profondément disloqué et il est impossible, non seulement d'en établir la série stratigraphique, mais aussi d'y reconnaître une architecture cohérente. 1975

Cette thése concerne une partie de l'Unité de Moutiers et se place dans un contexte plus vaste de la zone des Brèches de Tarentaise. L'unite du Roignais-Versoyen et une partie de l'unité de Salins sont aussi étudiés.