Géologie des Alpes

Dans les années 1980 et 1990, un certain nombre d'équipes ont établi la cartographie des structures de la croûte continentale par le biais de la tomographie sismique notamment. Ces coupes géologiques ont permis l'amélioration de notre connaissance de la structuration de la racine crustale des Alpes, par exemple en mettant en évidence des lambeaux de plaques en profondeur, et donc non visible par une simple étude en surface.

Fossiles d'ammonites de la fin de Jurassique inférieur (Toarcien inférieur). Nord de la Lombardie.

La chaîne hercynienne se forme du Carbonifère au Permien, le cycle varisque étant marqué par un épisode extensif d'amincissement crustal tectonique caractérisé par de grandes failles (normales et décrochantes), des bassins sédimentaires et des intrusions granitiques. Ces structures sont recouvertes par les sédiments triasiques. La direction nord-est/sud-ouest, actuellement très bien exprimée dans les Alpes par la foliation métamorphique et les failles d'âge hercynien (dans les massifs cristallins externes du mont Blanc et de Belledonne en particulier) est l’une des directions hercyniennes principales. Ces directions constituent un prédécoupage du continent pangéen qui a permis de localiser les déformations lors de l’extension jurassique et de la compression alpine.

Ainsi le rifting (Jurassique inférieur), qui aboutit pendant le Jurassique moyen à l’ouverture de la Téthys alpine (océan liguro-piémontais), réutilise ces directions. Une autre ouverture océanique, pendant le Crétacé, reprend les sédiments post-rift et conduit plus au nord à la formation de l’océan Valaisan. Ce bassin océanique étroit délimite le microcontinent briançonnais, également intégré au prisme alpin. Ces ouvertures océaniques font partie d’un contexte global d’extension qui voit l’éclatement de la Pangée et la formation de l’océan Atlantique au cours du Jurassique moyen. Elles s’expriment par un rifting créant des bassins en demi-graben de dimension décakilométrique séparés par de grandes failles normales crustales, puis par la création de marges passives subsidentes. Les séries sédimentaires des marges continentales sont issues de blocs de socle basculés et de sédiments déposés sur ces blocs[4], parfois dans un contexte de transpression le long de la marge nord-briançonnaise, à l'origine de la mise en place de blocs éjectés (au callovo-oxfordien), générant d'importantes brèches tectono-sédimentaires, des lacunes et paléokarsts (Préalpes, brèche du Télégraphe, etc.)[5] - [6]. Les séries sédimentaires océaniques, quant à elles, sont issues du plancher océanique (roches basiques et ultrabasiques) et des sédiments sus-jacents.

Du continent à l’océan, on retrouve les domaines paléogéographiques suivants[7] :

• le domaine dauphinois (ou helvétique) est constitué de séries marno-calcaires jurassique épaisses et souligné par de grosses barres de calcaire massif du Crétacé, le tout surmontant le socle paléozoïque (massifs cristallins externes, MCE) ;
• les domaines ultradauphinois (ou ultrahelvéthique) et valaisans sont essentiellement constitués de flyschs paléocènes à éocènes produits par l’émersion de la chaîne éoalpine ;
• le domaine briançonnais est formé d'un socle paléozoïque composant les massifs cristallins internes (MCI) recouvert d’une épaisse pile sédimentaire (Trias à Crétacé principalement) ; on y observe également d'importantes lacunes, des formations bréchiques et des paléokarsts, témoignant d'intenses érosions liées aux mouvements de l'épaulement du rift téthysien au Jurassique (Briançonnais s. str.[N 1] ; voir les fig. ci-contre) ;

Modèles palinspastiques et paléogéographiques, au Jurassique, à travers la nappe des Préalpes médianes (Briançonnais auct.) en forme de blocs-diagrammes. Paléotectonique transpressive, qui remet en cause le modèle de blocs basculés des auteurs.

Profil palinspastiques à travers les Préalpes médianes (domaine briançonnais au sens large) suisses et françaises (Chablais) sous le Crét. inf. pris comme référence horizontale. Paléotectonique compressive au Dogger-Malm.

Discordances successives angulaires et en éventails sur la marge nord-briançonnaise, affectant 650 m de couches durant 50 Ma. Époque du Jurassique des Préalpes du Chablais, face ouest du massif de Saint-Laurent.

• les domaines liguro-piémontais correspondent au plancher océanique recouvert de sédiments profonds (les futurs schistes lustrés) ;
• les unités austro-alpines proviennent du socle et de la couverture de la marge africaine. Ces unités sont particulièrement exprimées dans les Alpes orientales mais ne constituent que la nappe de la Dent Blanche et de la zone Sésia dans les Alpes occidentales.

Au cours de l’orogénèse alpine, ces différentes unités paléogéographiques vont constituer la base des zonations métamorphiques et tectoniques. À une échelle locale, des distinctions importantes sont à faire, et des unités juxtaposées peuvent avoir eu des histoires métamorphiques différentes.

Au Crétacé supérieur, l’ouverture de l’Atlantique Nord provoque l’arrêt de l’ouverture de la Téthys alpine, le rapprochement entre l'Afrique et l’Europe et l'initiation d'une subduction à vergence sud-ouest. La marge européenne subducte sous la micro-plaque adriatique. Cette micro-plaque, en relation avec la plaque africaine, a joué un rôle déterminant dans l’histoire alpine.

La subduction (Crétacé à Éocène) transporte à grande profondeur certaines parties de la marge européenne (nappes lépontines, ou nappes penniques inférieures), du micro-continent briançonnais (mont Rose, Grand Paradis et Dora Maira) et les planchers océaniques Ligure (schistes lustrés) et Valaisan (Flyschs métamorphiques). Le métamorphisme éoalpin[N 2], de haute pression, indique des profondeurs d’enfouissement de 50 à 100 km suivant les unités affectées[8]. Certaines parties du plancher océanique ne sont pas subductées, et on observe dans les Alpes une suture — vestige de l'océan alpin — caractérisée par des roches basiques d’affinité océanique, obductées et intégrées au prisme pennique (ophiolites du mont Chenaillet).

La subduction est suivie dès l’Oligocène par une collision continentale s.str. entre les marges européenne et apulienne (« africaine »). Cette collision provoque de grands charriages, des plis, des chevauchements, des schistosités, et, d’une manière générale, une importante déformation ductile compressive à vergence pro- (vers le nord et l’ouest) puis rétro- (vers le sud et l’est)[N 3]. Cette déformation ductile est complexe et polyphasée. La juxtaposition des unités austro-alpines (klippe de la Dent-Blanche), penniques (zones internes métamorphiques) et externe (marge européenne peu métamorphique) est directement issue des stades précoces de cette collision.

Au Miocène, la déformation s’exprime principalement en domaine plus cassant, avec des chevauchements qui se propagent des unités internes vers les unités plus externes (vers le nord et l’ouest) et qui affectent principalement la marge européenne. Les nappes de couverture (nappes dauphinoises / helvétiques) mises en place au cours de l’Oligocène sont déformées par le soulèvement des massifs cristallins externes. Les massifs subalpins plus externes (Dauphinois) continuent à se déformer pendant le Miocène, en avant des massifs cristallins externes qui se soulèvent. La formation, au Miocène supérieur, des chaînes d’avant-pays (« fold and thrust belt ») du Jura et de la nappe de Digne, signe les derniers épisodes compressifs de l’orogène alpin.

Au cours de cette longue histoire compressive, un important bassin d’avant-pays (le bassin molassique) subside par flexure, en avant de la chaîne alpine de l’Oligocène au Miocène moyen. Les sédiments qui s’y déposent sont progressivement déformés et intégrés aux structures alpines. Le transfert de la déformation en avant du bassin molassique, au front du Jura, provoque le soulèvement de celui-ci et l’arrêt de la sédimentation de molasse[9].

L’histoire alpine est également marquée par une importante déformation décrochante qui affecte toutes les unités tectoniques. Le rôle de ces mouvements décrochants, liés à des rotations, est considéré comme majeur par certains auteurs. L’origine géodynamique de ces décrochements reste discutée, mais ils sont en grande partie liés aux mouvements et à la rotation anti-horaire de la micro-plaque apulienne.

Failles normales conjuguées en Vanoise, accommodant une extension nord-sud.

L’histoire la plus récente des Alpes occidentales internes s’exprime par une déformation principalement extensive et décrochante, alors que l’évolution précoce se caractérisait dans des déformations principalement compressives. Des déformations extensives des zones internes sont décrites dès l’Oligocène, en condition ductile[10].

Des déformations extensives cassantes ont été observées dans l'ensemble des zones internes, et reflètent un mécanisme prépondérant dans la partie interne de l’arc alpin occidental[11] ; elle se place nécessairement pendant le Néogène, pendant que les zones externes sont soumises à un régime compressif. La déformation active, caractérisée par la sismotectonique, est principalement extensive dans les zones internes, alors que le régime tectonique de la zone externe est décrochant et compressif[12]. La comparaison avec d’autres orogenèses (Himalaya, Andes, Apennins, Basin and Range, chaîne hercynienne…) montre que l'évolution tardive d'une chaîne de montagne passe par des processus extensifs. Les origines géodynamiques de ces processus extensifs sont nombreuses, et dépendent de l'équilibre entre les forces internes (forces de volumes) et externes à la chaîne (forces aux limites).

On peut trouver divers types de roches dans les Alpes[13] :

• des sédiments marins (calcaires, dolomies, brèches) datant du Trias, de l'Eocène et de l'Oligocène, provenant de l'Apulie ou de l'Europe, observables au niveau des unités tectoniques austro- et sud-Alpin (exemple : la nappe de la Dent Blanche), du Pennique moyen, de l'Helvétique, du Jura ;
• des roches de la croûte continentale (granite, gneiss) du Paléozoïque, provenant de l'océan Piémontais ou de l'Europe, et observables au niveau des unités tectoniques austro- et sud-alpines (ex. : la nappe de la Dent Blanche), du Pennique moyen, de l'Helvétique et des massifs externes, de l'Europe ;
• des ophiolites du Jurassique et du Crétacé (plus rarement de l’Éocène) provenant de l'océan Piémontais et Valaisain ;
• des sédiments métamorphisés océaniques ;
• des flyschs ;
• des sédiments plus récents et des granites tertiaires post-orogéniques.

Gneiss migmatitique.

Gneiss œillé.

Les gneiss sont des roches métamorphiques dérivant de roches pauvres en calcium et en magnésium, de type marne ou grès par exemple. Ce sont des roches assez proches des granites du point de vue de leur composition minéralogique. Elles sont très fortement cristallisées et donc très cohérentes, ce qui leur confère une grande résistance à l'érosion[14]. On peut distinguer :

• les gneiss migmatitiques, ou migmatites ;
• les anatexites ;
• les gneiss œillés.

C'est une formation sédimentaire détritique épaisse, généralement en discordance avec les couches sous-jacentes, déposée dans une zone en fin d'orogénisation.

C'est une formation sédimentaire épaisse composée d'un empilement de turbidites, généralement en concordance avec les couches sous-jacentes et déposée dans une zone orogénique aujourd'hui tectonisée.

Un glacier type.

Schéma d'un glacier.

Les cinq âges glaciaires successifs ont remodelé la région en profondeur. La chronologie alpine, si elle a le mérite d'être la première établie, est basée sur les traces morphologiques laissées par les moraines. Seules sont donc correctement enregistrées les glaciations particulièrement fortes ou les plus récentes (la poussée du glacier détruisant à chaque cycle les traces les plus anciennes). Ainsi, seuls quatre grands cycles sont enregistrés, difficilement corrélables (à l'exception du dernier âge glaciaire) avec les autres enregistrements continentaux.

Les glaciers remodèlent tout le paysage de façon bien précise, en laissant un paysage de cirques, de moraines. Ce remodelage est aujourd'hui très visible puisque peu ancien (seulement 10 000 ans).