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.

Le but de ce mémoire est de donner: - une description pétro-graphique, -chimique et minéralogique détaillée des ophiolites schistes lustrés (tome 1) et leurs relations avec les péridotites de Lanzo . - une interprétation tectonique et poaléogéographique de cet ensemble. (tome 2)

Dans la region comprise entre la chaîne des Aravis, matérialisant le rebord subalpin (massif des Bornes) et la zone des Brèches de Tarentaise, trois ensembles structuraux sont mis en évidence par cette étude: - Les unités dauphinoises : Elles ont pour substratum le massif de Belledonne (rameaux externe et interne). Leur série sédimentaire, décollée du socle, comprend des terrains allant du Trias au Jurassique inférieur. Les termes plus récents de cette série forment, au Nord-Ouest, la chaîne des Aravis. Au Jurassique inférieur, les sédiments correspondants se sont déposés dans un bassin subsident. - L'unité du Mont Blanc : Cette unité comprend le socle du Mont-Blanc et sa couverture sédimentaire autochtone. Dans le secteur étudié, seule cette dernière est présente, désolidarisée de son substratum. Elle comprend du Trias, de l'Hettangien et des grès deltaïques, les Grès Singuliers, datant probablement du Lias moyen. C. Eltchaninoff montre, par l'étude détaillée de cette couverture autochtone, que le massif du Mont-Blanc était un haut fond au Jurassique inférieur. -La nappe de Roselette: Elle comprend des terrains dont l'origine est à rechercher à l'Est du massif du Mont-Blanc. Charriée par dessus celui-ci, elle repose jusque sur le flanc oriental du rameau interne du massif de Belledonne. Cette nappe est constituée par plusieurs unités, qui sont, d'Ouest en Est: l'unité de Roselend, l'unité de Roselette, l'unité du Rocher du Vent et l'unité de la Crête des Gittes. Dans ces unités ont été reconnus des terrains allant du Jurassique inférieur au Nummulitique. Ils forment une sérle peu épaisse, correspondant à une sédimentation pélagique, du moins en ce qui concerne le Jurassique et le Crétacé inférieur . La paléogéographie de cette region au Jurassique inférieur consistait en un bassin occidental subsident, le bassin dauphinois, un haut-fond, représenté par le massif du Mont-Blanc, et un bassin oriental à sédimentation réduite et pélagique correspondant au domaine d'origine de la nappe de Roselette. Du point de vue structural, la région a été soumise à plusieurs phases tectoniques d'inégale importance, toutes post-nummulitiques: - Une phase tangentielle majeure au sein de laquelle ont été distinguées plusieurs étapes (plis, diverticulations, charriages, chevauchements). Elle est responsable de la plupart des grandes structures tangentielles actuellement visibles. - Une phase de rétrodéversement, exprlmée ici très localement le long du flanc oriental du rameau interne du massif de Belledonne . - Une phase compressive tardive aboutissant au bombement à grand rayon de courbure du rameau externe du massif de Belledonne. - Une phase récente distensive exprimée par quelques failles normales

Cette étude intéresse la partie savoyarde de la " zone subbriançonnaise " comprise entre Arc et Isère et correspond globalement aux massifs du Perron des Encombres et de la Grande Moendaz, regroupés sous le nom de " Nappe du Pas du Roc " Cette nappe, faite de 3 écailles tectoniques qui sont, de l'Est à l'Ouest, l'unité de la Croix des Têtes, l'unité de Saint-Martin-de-la-Porte et l'unité de la Grande Moendaz, est limitée : - À l'Est, par l'accident gypseux frontal du Briançonnais externe (Zone Houillère) - À l'Ouest, par un cisaillement redressé qui la fait reposer sur des unités composites à flysch priabonien correspondant anciennement aux " Ecailles externes " subbriançonnaises et à la zone ultradauphinoise ou du flysch des Aiguilles d'Arves et qui appartiennent, en réalité, à des unités avancées à substratum anteflysch d'affinités briançonnaise. La nappe du Pas du Roc ne comprend que des terrains allant du trias supérieur au Malm inférieur ; la série malm supérieur à nummulitique, qui ici a disparu par érosions et/ou diverticulations, est cependant conservée au Sud de l'Arc dans la haute vallée de la Valloirette. Les études stratigraphiques, tectoniques et bibliographiques de ce mémoire permettent la reconstitution géodynamique suivante : - Du Trias supérieur au Lias inférieur, le Subbriançonnais appartient à une plate-forme lagunaire à nérétique se développant du Delphino-hélvétique au Briançonnais. - A partir du Lias moyen, concomitamment à l'ouverture téthysienne par fracturation, le Subbriançonnais apparaît comme une marge faillée entre le sillon delphino-helvétiques à vocontien et le haut-fond briançonnais et provençal en position méridionale. Plus précisément, dans le secteur entre Arc et Isère, il est possible de distinguer du Lias moyen à l'Oxfordien deux domaines, le domaine externe de la Grande Moendaz aux sédiments pélagiques et argileux faisant transition au sillon delphino-helvétique interne et le domaine interne du Perron des Encombres, en position haute et aux sédiments à dominante carbonatée se raccordant au Briançonnais. L'instabilité tectonique de cette marge se manifeste, en particulier au Callovo-Oxfordien, par la présence de brèches sur le domaine interne, d'olistilites sur le talus et de turbidites donnant naissance à un véritable flysch " oxfordien " dont les éléments lithiques se fondent progressivement dans la sédimentation pélagique du sillon externe. - L'histoire postérieure est reconstituée à partir des secteurs environnants (Sud de l'Arc, klippe de Sulens, Chablais,...) Toujours en position de marge, le Subbriançonnais correspond à un domaine de mer ouverte à sédimentation pélagique affectée par des apports détritiques épisodiques internes et se terminant par le " flysch noir " de l'Eocène inférieur à moyen. Au cours du Crétacé supérieur et du Paléogène, cette marge découpée par de grands coulissages sénestres, est dilacérée en blocs qui remontent avec le Briançonnais vers le Nord, mettant donc en place finalement, selon une transversale ouest-est, les zones isopiques apparentes suivantes delphino-helvétique, subbriançonnaise à lignes de faciès cependant en biais (NE-SW), briançonnaise. A ces mouvements transcurrents correspondant à une contrainte compressive générale N-S sont associées des érosions, des structures de transpression et l'individualisation et le fonctionnement d'un bassin de flysch Priabonien-Oligocène inférieur qui cachète définitivement la tectonique décrochante antérieure. De l'Oligocène au Miocène, se mettent en place les nappes à vergence globale ouest. Cette tectonique alpine est polyphasée. Dans le temps, se succèdent, en particulier : - une phase généralisée de charriage des zones isopiques vers l'Ouest, le Briançonnais externe dépassant le Subbriançonnais ; - une phase de cisaillement responsable des écaillages les plus visibles et du pincement des unités briançonnaises avancées, au front de la nappe du Pas du Roc ; - une phase de blocage avec des manifestations de rétrodéversements. Postérieurement à cette technique nappée E-W, une reprise des contraintes N-S, donnerait naissance à des coulissages senestres méridiens. Ceux-ci sont peu exprimés entre Arc et Isère. Enfin, les bombements de Belledonne et de la zone Houillère donnent à la région son cachet structural actuel.

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 .

Le Bloc de Yili est un domaine triangulaire limité par les branches nord et sud du Tianshan<br />Chinois occidental. Il est considéré comme un micro-continent avec un substratum précambrien<br />qui se prolonge vers l'Ouest au Kazakhstan, mais ses limites ne sont pas claires. Le Bloc de Yili<br />est important pour comprendre l'évolution géodynamique du Tianshan Paléozoïque qui résulte de<br />processus de subduction et collision polyphasés. Classiquement, la chaîne du Tianshan est divisée<br />en trois domaines: le Tianshan Nord, le Tianshan Central et le Tianshan Sud. Mais nos travaux<br />structuraux, géochimiques et paléomagnétiques suggèrent que ces domaines et leurs limites<br />doivent être redéfinis.<br />Le bloc de Yili était auparavant considéré comme l'extension vers l'Ouest du Tianshan<br />Central. En fait, il s'agit d'un arc magmatique Dévonien-Carbonifère situé sur un socle continental<br />protérozoïque et une plate-forme sédimentaire du Paléozoïque inférieur. Des roches volcaniques<br />d'âge Carbonifère sont très répandues sur les bordures du bloc de Yili. Leurs caractéristiques<br />pétrologiques et géochimiques montrent 1) qu'il s'agit surtout d'andésites, de rhyolites et plus<br />rarement de basaltes appartenant à la série calco-alcaline, 2) que les importantes anomalies en Nb<br />et Ta s'accordent avec des magmas liés à une subduction, 3) que les dicriminations fondées sur les<br />HFSE placent ces roches dans le champ des arcs continentaux. Les études isotopiques Rb-Sr et<br />Sm-Nd indiquent que ces roches magmatiques sont issues d'un réservoir magmatique situé dans le<br />manteau appauvri. En considérant les formations sédimentaires de faible profondeur associées au<br />magmatisme, on suggère que les roches magmatiques carbonifères se sont formées sur une marge<br />continentale active. Des datations, par ICP-MS ablation laser, de zircons issus de roches<br />volcaniques et granitiques de l'ensemble du bloc de Yili, indiquent des âges compris entre 389 et<br />310 Ma, c'est à dire fini Dévonien moyen à Carbonifère supérieur.<br />La limite Nord du Bloc de Yili est représentée par les turbidites du Carbonifère supérieur et le<br />mélange ophiolitique de Bayingou-Motuogou qui constituent le Tianshan Nord. Les données<br />pétrologiques et géochimiques suggèrent que les turbidites et le mélange ophiolitique représentent<br />un complexe de subduction. Le mélange ophiolitique résulterait d'une tectonique intraocéanique<br />suivie de resédimentation et de déformation pendant la subduction du bassin océanique du<br />Nord-Tianshan qui existait au moins depuis le Dévonien supérieur-Carbonifère inférieur d'après<br />les faunes de radiolaires des cherts ophiolitiques. Les données structurales, pétrologiques,<br />géochimiques et géochronologiques sur le mélange ophiolitique et les turbidites sont en faveur<br />d'une subduction du bassin océanique de Nord-Tianshan vers le Sud, est responsable de la<br />formation de l'arc magmatique de Yili. Comme ce complexe de subduction a été redéformé et<br />charrié vers le Nord sur le bassin Cénozoïque du Junggar, la véritable suture du Nord Tianshan est<br />cachée par les chevauchements cénozoïques. La prolongation orientale du Nord Tianshan se<br />trouve dans l'arc de Bogda qui est composé de sédiments carbonifères, de volcanites et de<br />granitoides. De nouvelles données géochimiques dans la région de Houxia indiquent que les<br />dolérites, andésites et dacites rhyolitiques sont des volcanites d'arc d'affinité calco-alcaline. La<br />cohérence temporelle et la corrélation spatiale entre le complexe de subduction du Tianshan Nord et l'arc de Bogda suggèrent que la suture du Tianshan Nord se prolonge vers l'est, où elle serait<br />cachée sous l'arc de Bogda par le chevauchement tertiaire.<br />La limite sud du bloc de Yili est une zone complexe polydéformée qui contient des roches<br />métamorphiques de haute-pression (HP), des mélanges ophiolitiques, un socle fait de roches<br />métamorphiques crustales et de roches sédimentaires de plate-forme, le tout affecté par des<br />décrochements. L'étude géologique détaillée le long de la rivière Kekesu révèle l'existence d'une<br />déformation ductile à faible pendage et dirigée vers le nord qui affecte des roches océaniques<br />métamorphisées dans des faciès de HP (schistes bleus et éclogite) et des roches continentales<br />interprétées comme la bordure méridionale du bloc de Yili. Des preuves d'une déformation ductile<br />extensive dans le faciès schiste vert sont également rencontrées le long de la Rivière Kekesu. Des<br />datations Ar/Ar par sonde laser de micas blancs dans des métapélites issues de schistes bleus<br />rétromorphosés et de quartzites dans le faciès schiste verts donnent des âges compris entre 330 et<br />315 Ma qui sont interprétés comme l'âge de la fin de l'exhumation des roches de HP. La formation<br />des roches de HP a été interprétée comme associée à une subduction vers le nord de l'océan du<br />Tianshan, également responsable du magmatisme d'arc de la partie sud de Yili. Cependant,<br />comme le magmatisme d'arc du bloc de Yili est significativement plus jeune que le pic du<br />métamorphisme prograde (antérieur à 350 Ma) et même que la rétromorphose, et que l'analyse<br />cinématique indique un mouvement vers le Nord, cette interprétation n'est pas étayée par nos<br />données. Par ailleurs, la structure de la rivière Kekesu est en accord avec les données cinématiques<br />vers le nord observées dans la région de Mishigou et Gangou, plus à l'Est. Cette dernière<br />correspond à la suture entre le Tianshan Nord et Central. Dans le Tianshan Central, au sud du<br />complexe métamorphique de HP, il n'existe pas d'arc magmatique Carbonifère, mais un arc<br />Ordovicien -Silurien et des turbidites du même âge. Des calcaires et des grès du Carbonifère<br />inférieur recouvrent en discordance l'arc d'âge Paléozoïque inférieur. Des roches métamorphiques<br />protérozoïques représentent le substratum de cet arc.<br />Dans les régions de Aheqi, Wushi, Heiyingshan, sur le versant sud du Tianshan, on rencontre<br />un mélange ophiolitique contenant des blocs de gabbros datés à 390 Ma avec une signature<br />géochimique de bassin d'arrière arc. Par ailleurs, l'évolution de la plate-forme carbonatée du<br />Tianshan Central vers des roches siliceuses (cherts rubanés et pélites siliceuses) suggère un<br />approfondissement de cette marge continentale pendant le Dévonien. Ces données s'accordent<br />avec l'existence d'un bassin marginal entre le Tianshan Central et le Tarim. Les observations de<br />terrain suggèrent que le mélange est charrié du Sud vers le Nord sur les séries carbonatées<br />dévoniennes du Tianshan Central. Cette déformation ductile s'est produite avant le dépôt des<br />séries terrigènes et carbonatées du Carbonifère inférieur-moyen qui recouvrent en discordance le<br />mélange ophiolitique et son substratum tectonique. Il faut cependant remarquer que les séries<br />carbonifères sont déformées par des plis, parfois synschisteux, à vergence Sud. Mais l'âge de cette<br />déformation n'est pas établi avec certitude. Il est peut-être Cénozoïque, mais des âges compris<br />entre le Permien et le Paléocène ne peuvent pas être définitivement écartés. Ces observations sont<br />en bon accord avec celles de la région de Kulehu et de Kumux-Yushugou. Ce mélange<br />ophiolitique correspond au Tianshan sud, il a été souvent interprété comme des klippes déplacées<br />du Nord vers le Sud. Dans notre interprétation, il est au contraire issu d'une suture méridionale qui<br />sépare le Tianshan du Tarim.<br />Les deux limites nord et sud du bloc de Yili ont été redéformées par les décrochements<br />permiens. Les turbidites du Tianshan Nord sont affectées par une foliation verticale et une linéation horizontale associée à une cinématique dextre. Nos datations Ar/Ar sur roche totale<br />indiquent un âge de 270 Ma qui correspond au mouvement de la faille du Tianshan Nord. Ceci<br />s'accorde avec les données disponibles sur la Faille Principale du Tianshan (MTSF) où les<br />datations se distribuent entre 280 et 250Ma. Les failles de Nalati et de Qinbulak recoupent la<br />limite entre les blocs de Yili et du Tianshan Central. Nos observations en plusieurs points entre<br />Kekesu, Laerdun, Sanghuyanzi confirment la cinématique dextre. Ces mouvements coulissants<br />sont associés à un magmatisme intraplaque, représenté par des granites alcalins, des basaltes<br />tholéiitiques continentaux, et des roches volcaniques acides. Les décrochements permiens<br />apparaissent comme complètement indépendants de la tectonique de convergence N-S du<br />Paléozoïque pré-permien. Ces coulissements jouent un grand rôle dans l'architecture finale du<br />Tianshan.<br />Afin de mieux contraindre les mouvements coulissants d'âge Permien, des données<br />paléomagnétiques ont été acquises sur des roches d'âge Ordovicien, Carbonifère et Permien dans<br />le bloc de Yili et les régions voisines. Plus de 500 échantillons de roches volcaniques et<br />sédimentaires ont été prélevés sur 61 sites. Les études magnétiques (minéralogie, démagnétisation,<br />etc...) montrent que les porteurs de l'aimantation sont la magnétite et l'hématite. Après une étude<br />soignée des caractéristiques de l'aimantation rémanente dans la région de Zhaosu, Xinyuan et<br />Gongliu, deux pôles pour le Carbonifère supérieur (C2) et Permien supérieur (P2) sont calculés<br />pour le bloc de Yili. La comparaison de ces pôles C2 et P2 avec ceux du même âge disponibles<br />pour le Tarim, le Junggar et la Sibérie indique 1) qu'il n'y a pas de mouvement différentiel<br />significatif entre le Bloc de Yili et le Junggar depuis le Carbonifère terminal ; 2) qu'il n'y a pas de<br />mouvement latitudinal significatif entre ces blocs depuis le Carbonifère supérieur ; 3) qu'il existe<br />des rotations anti-horaires d'environ 46± 15° et 32±15° entre l'ensemble Yili-Junggar par rapport<br />au Tarim et à la Sibérie entre C2 et P2. Ces rotations sont accommodées par les décrochements<br />dextres le long des failles bordières nord et sud du bloc de Yili et par le décrochement senestre de<br />l'Irtish dans l'Altaï. Il en résulte un mouvement relatif d'environ 1000 et 600 km sur ces deux<br />failles.<br />Finalement, en tenant compte des déformations Cénozoïques liées à la collision Inde-Asie, un<br />modèle simple de l'évolution du bloc de Yili et de l'ouest du Tianshan chinois est proposé.<br />Pendant l'Ordovicien et le Silurien inférieur, un bassin océanique appelé l'Océan Tianshan existait<br />entre le Tianshan Central et le Bloc de Yili. Cet océan a commencé à se fermer par subduction vers<br />le Sud pendant l'Ordovicien supérieur et le Silurien inférieur en produisant l'arc du Tianshan<br />Central. Entre le Silurien moyen et le Dévonien moyen, l'Océan Tianshan continue de se fermer.<br />La subduction océanique est suivie par la subduction continentale du Bloc de Yili sous le Tianshan<br />Central qui est responsable de la formation des roches métamorphiques de HP. Simultanément à la<br />fermeture de l'Océan Tianshan, une mer marginale s'ouvre au sud du Tianshan Central pendant le<br />Dévonien inférieur à moyen. Pendant le Paléozoïque inférieur, les dépôts de grès et de calcaires<br />suggèrent que la marge nord du bloc de Yili était une marge passive. Entre le Dévonien moyen et<br />le Carbonifère inférieur, à cause de la fermeture de l'Océan Tianshan, les blocs de Yili et du<br />Tianshan Central sont soudés pour former une seule masse continentale. A ce moment là, les<br />roches de HP sont exhumées. La fermeture du bassin d'arrière arc est associée au charriage du<br />mélange ophiolitique du Tianshan Sud. Simultanément, la subduction vers le sud d'un bassin<br />océanique, appelé océan Nord Tianshan est responsable de la formation de l'arc magmatique de<br />Yili et du complexe de subduction du Tianshan Nord. La subduction de l'Océan Nord Tianshan s'achève au Carbonifère supérieur quand se produit la collision entre le Bloc de Yili et le Junggar.<br />A la fin du Carbonifère, la convergence sub-méridienne (par rapport aux coordonnées actuelles)<br />est achevée. Tous les blocs continentaux sont alors soudés. Au Permien, les décrochements dextres<br />d'ampleur plurikilométrique perturbent la géométrie initiale. Par exemple, la continuité de l'arc du<br />Tianshan Nord-Bogda est détruite.

Ce travail de thèse reconstruit l'histoire des reliefs de la région Mongolie-Sibérie, qui sont les plus septentrionaux d'Asie Centrale associés à la collision Inde-Asie. La formation de ces chaînes (Gobi-Altay, Altay et Sayan) est contrôlée par l'activité de grands décrochements auxquels sont associés des segments de failles inverses. Ces failles réactivent d'anciennes structures crustales. Les reliefs sont caractérisés par la préservation de surfaces plates perchées (plateaux sommitaux et anciens piedmonts) suggérant une surrection récente. À l'aide d'une approche morphotectonique et géochronologique, nous estimons les cinématiques et les vitesses des failles principales ainsi que l'âge du début de la surrection des reliefs qui leur sont associés. Nous décrivons l'évolution morphologique de ces reliefs et analysons les interactions entre les processus tectoniques et climatiques qui les affectent.<br />Pendant le Pléistocène Supérieur – Holocène, la vitesse horizontale des décrochements de Bogd (Gobi-Altay) et de Hovd (Altay) est de ~1 mm/an, tandis que la vitesse verticale des segments inverses est de 0,1-0,2 mm/an. Le début de la surrection des massifs du Gobi-Altay et de l'Altay oriental apparaît synchrone, et se situe entre le Miocène Terminal et le Pléistocène Inférieur. Il s'agit donc des reliefs les plus jeunes d'Asie Centrale, ce qui est cohérent avec une propagation en séquence de la déformation compressive depuis le front himalayen. Ces massifs enregistrent également un événement tectonique jurassique-crétacé, associé à des mouvements verticaux supérieurs à 2 km. L'érosion consécutive à cet épisode aboutit à une vaste pénéplaine, dont les reliques constituent les surfaces sommitales des massifs mongolo-sibériens.

Le besoin de connaître toujours plus finement les réservoirs (pétrole/gaz, stockage du CO2, des déchets...) se heurte au problème de la résolution temporelle (stratigraphique), notamment pour les séries sédimentaires continentales. Leur géométrie dépend essentiellement de trois facteurs: les variations du niveau marin (eustatisme), la tectonique et le climat. Cette étude vise à comprendre leur rôle respectif dans l'architecture des dépôts continentaux miocènes (~13,5-23 Ma) du bassin de Digne, dont la stratigraphie est bien établie. L'analyse séquentielle des dépôts nous a permis de distinguer une zone Nord où sept séquences de 3e ordre sont enregistrées, et une zone Sud où la tectonique locale en a fait disparaître deux. La tectonique régionale a joué sur l'amplitude et l'âge des séquences en regard des correspondances établies avec la charte eustatique. Ses effets traduisent le déplacement des dépôtcentres au cours du remplissage du bassin. L'influence du climat a joué à différentes échelles de temps. A celle de l'Optimum Climatique du Miocène (14,6-16,5 Ma), caractérisé par trois phénomènes globaux (l'excursion isotopique du 13C - Monterey Event; un maximum transgressif; le développement maximal de la mangrove à Avicennia). A celle des cycles de 3e ordre du Langhien-Serravallien, dont l'origine climato-eustatique est attestée par la comparaison du découpage séquentiel avec l'analyse pollinique. A l'échelle des cycles de Milankovitch, dont ceux d'excentricité ont été observés dans les incursions marines, les cycles de précession et d'obliquité ayant été reconnus dans la distribution et le développement des paléosols, par comparaison directe avec le signal d'insolation.

La conception et la préparation de réseaux moléculaires organiques et hybrides à l'état cristallin ont été envisagées par un processus itératif d'auto-assemblage entre des briques de construction moléculaires préprogrammées et complémentaires appelées tectons. Cette approche est basée sur la reconnaissance moléculaire de modules dicationiques, donneurs de liaisons hydrogène, et d'unités anioniques, accepteurs de liaisons hydrogène. Ainsi, la combinaison des tectons moléculaires de la famille des bis-benzimidazoliums, intrinsèquement luminescents, avec des anions polycyanométallates conduit à la formation de réseaux moléculaires hybrides luminescents à l'état cristallin. Il a été procédé à l'étude des propriétés photophysiques de ces réseaux à l'état solide. De même, l'association de bis-amidiniums,briques dicationiques, à des anions de type azodibenzoates mène à des assemblages cristallins possédant la propriété de photo-commutation, c'est-à-dire conduisant à une isomérisation sous stimulus lumineux.

Stratigraphie de la dépression du Dévoluy. Etude hydrogéologique du karst des calcaires sénoniens. Genèse tectonique du karst, développement du réseau karstique, circulation de l'eau dans le karst. Hydrodynamique du système aquifère karstique du sénonien. Hydrochimie des sources exutoires du système aquifère.