accueil section Compléments

Alpes Françaises

---

L'objet de cet exposé est de faire ressortir les succès et les obscurités qui résultent de l'application des nouvelles idées issues de la Tectonique globale, ou des nouvelles techniques récemment mises au point. Ceci en suivant l'évolution de la chaîne, depuis la naissance de l'océan alpin jusqu'au plissement final. On se limitera aux Alpes occidentales.

 Avant même la théorie des plaques, on savait qu'au Secondaire, se produit la dislocation de la Pangée, dans le cadre de laquelle on voit s'ouvrir, entre les continents gondwanien et eurasiatique, l'océan téthysien. Il s'ouvre peu à peu vers l'W, à partir du Pacifique. Les nouvelles idées ont fait comprendre que le domaine océanique passe d'abord par un stade rift, c'est-à-dire un fossé de distension et d'effondrement, à croûte amincie, comparable au fossé alsacien ou à celui de Suez. Ce n'est qu'ultérieurement que ce fond aminci va craquer et laisser place à une croûte océanique comme dans les Afars ou le golfe d'Aden (stade de la fissure crustale)

C'est au Trias supérieur que le phénomène distensif prététhysien commence à affecter le futur domaine alpin en morcelant l'immense plate-forme carbonatée qui l'occupait. Le caractère distensif de la déformation apparaît dans le style des blocs et la présence locale de volcanisme (spilites dauphinois). Mais c'est seulement au Lias que l'on voit apparaître, dans les futures zones internes alpines, le rift lui-même, dit piémontais (fig.1,P). Des sédiments marins d'eau plus profonde, s'y accumulent tandis que les bordures (« épaules » du rift) se soulèvent et émergent pour des raisons thermiques (l'amincissement de la lithosphère fait remonter le manteau : son flux thermique réchauffe et allège les épaules en question). Ainsi apparaît le horst briançonnais (BR) qui restera émergé jusqu'à la fin du Jurassique moyen. Ce horst traduit la dislocation des deux marges du rift en blocs juxtaposés qui, soulevés ou abaissés, vont commander désormais la paléogéographie du futur domaine alpin.

Fig. 1

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

Cette interprétation se base sur une comparaison avec les structures des rifts actuels. On peut la considérer comme l'un des grands succès dans l'application des idées nouvelles.

 La comparaison avec les structures actuelles permet de constater que les failles distensives en question, plus ou  moins redressées en surface, s'approchent de l'horizontale en profondeur (fig. 2). Elles sont donc concaves vers la surface (failles dites listriques). Nous verrons l'importance de cette disposition au moment du plissement alpin. Par ailleurs, vues en plan, ces failles sont généralement parallèles aux bordures du rift.

Fig. 2

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

 Les blocs faillés liasiques ont été très déformés par le plissement alpin sur les bordures immédiates du rift, futures zones internes, mais ils se retrouvent aussi dans l'actuelle zone externe, notamment dans les massifs cristallins externes (fig.3) où, moins déformés, ils permettent de bien visualiser le phénomène à ses débuts, et de connaître l'orientation de l'ancien rift, soit SW-NE (direction parfois dite « cévenole »).

Fig. 3 (d'après Lemoine et al., retouchée) voir sur le même sujet l'interprétation alternative de M.GIDON

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

Certains auteurs (J.Debelmas, M.Lemoine) envisagent en outre l'existence d'accidents transverses au rift, donc NW-SE, dont un bon exemple serait donné par l'accident Pelvoux-Argentera, probablement d'origine hercynienne (les synclinaux permo-houillers de ces deux massifs montrent une direction paléomagnétique identique).

 En effet la paléogéographie liasique du futur domaine alpin est différente de part et d'autre de cette ligne. A l'W, on a un bassin de subsidence triangulaire qui, aux approches de l'accident en question, est affecté de hauts fonds NW-SE. A l'E, au contraire, les blocs se disposent perpendiculairement à l'accident (fig. 4), comme  le horst briançonnais, émergé, et un rift, dit valaisan, encore modeste mais que  nous retrouverons au Crétacé.

Fig. 4

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

La ligne Pelvoux-Argentera est donc une discontinuité majeure qui va continuer à jouer lors de l'ouverture de l'océan téthysien, au Jurassique supérieur, d'où son nom de « transformante des Alpes Occidentales » (on appelle transformante toute faille liée à l'expansion océanique).

 D'autres zones transformantes sont probables plus à l'Est (Alpes centrales, Grisons) (voir fig. 7). Elles séparent en effet des tronçons de zones internes de structure brusquement différente.

A la fin du Jurassique moyen, le sillon océanique téthysien atteint le futur domaine alpin et la  croûte océanique apparaît dans le fond du sillon piémontais  (voir fig. 1), délimitant ainsi deux marges continentales, l'une dite européenne, l'autre apulienne (ou adriatique, sudalpine, insubrienne, suivant les auteurs). La fissure crustale ainsi apparue va connaître une expansion océanique  avec dorsale  pendant le Jurassique supérieur-Crétacé inférieur. L'océan alpin (dit liguro-piémontais) aura alors atteint sa largeur maximum entre ses marges faillées.

L'existence de cet océan est attestée par celle de massifs d'ophiolites dessinant grossièrement l'arc alpin même s'il s'agit de nappes dont l'origine (la « racine ») n'est pas très nette, probablement la zone d'écailles séparant l'ensemble Grand Paradis-Mont Rose de la zone Sesia (fig. 5). Les péridotites de Lanzo restent  discutées : manteau sous-océanique ou  manteau sous-jacent à la marge continentale sud de l'océan (marge sudalpine).

 

Fig. 5

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

Fig. 6 (d'après Lemoine et al.)

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

On parle souvent de « trilogie ophiolitique » (péridotites serpentinisées, gabbro, basaltes). Elle est bien visible au Chenaillet, près du col du Montgenèvre, mais ce massif est un cas exceptionnel (fig. 6). Le plus souvent, les ophiolites alpines sont seulement des péridotites serpentinisées qui n'ont exsudé que très peu de gabbros (sous forme de filons ou de poches locales) et encore moins de basaltes. Ces caractères sont ceux de dorsales à expansion lente (0,5 à 1, parfois 2 cm/an) fréquentes dans l'Atlantique. Dans les dorsales rapides, de type Pacifique, on a 2 à 3 km de basaltes sur 4 à 5 de gabbros, avec une vitesse d'expansion de 10 à 15 cm/an.

Au dessus des ophiolites alpines, viennent des sédiments typiquement océaniques, comme des radiolarites. Les plus anciens de ces sédiments, des radiolarites précisément, ont donné des radiolaires de la limite Jurassique moyen-Jurassique supérieur (-150 Ma).
L'expansion océanique se poursuit jusqu'à la fin du Crétacé inférieur (-100 Ma), époque à laquelle commence la subduction qui va faire disparaître cet océan sous la marge sudalpine. Ce sont les Alpes orientales qui permettent de l'affirmer car les premiers chevauchements de cette marge (nappes austroalpines) débutent au Cénomanien et les sédiments océaniques y montrent un détritisme ophiolitique d'âge crétacé supérieur traduisant la destruction du prisme d'accrétion et de son matériel ophiolitique. L'expansion aura donc duré 50 Ma environ. Avec un taux de 0,5 à 2 cm/an, on obtient un espace océanique de 250 à 1000 km de large. Ce n'est pas un océan mais un golfe océanique, du type du golfe d'Aden, c'est-à-dire une fissure crustale élargie.
L'élargissement du domaine océanique, quelle que soit sa valeur réelle, entraîne que les marges bordières échappent au flux thermique mantellique. Les blocs s'affaissent et sont envahis par la mer, une mer profonde où se déposent des vases calcaires pélagiques fines.

Si l'orientation primitive de l'océan alpin est connue (c'est celle du rift originel, SW-NE), sa forme reste inconnue car il faudrait pouvoir effacer le plissement alpin, c'est-à-dire dérouler les nappes, et tenir compte des décalages causés par le jeu des failles transformantes. Le schéma de la fig. 7 (d'après Lemoine et al. simplifiée) n'est donc qu'une hypothèse parmi bien d'autres.

Fig. 7 (d'après Lemoine et al., simplifiée)

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

Quoi qu'il en soit, la découverte et l'histoire de l'éphémère océan alpin représentent l'une des découvertes majeures de ces vingt dernières années.

Le Crétacé supérieur. C'est une époque très importante de l'histoire alpine car elle va manifester les conséquences d'un événement majeur de la tectonique des plaques, l'ouverture de l'Atlantique.
Celle de l'Atlantique sud déplace l'Afrique vers le N. L'espace océanique téthysien se réduit, ce qui signifie que l'océan liguro-piémontais va peu à peu se refermer par subduction.
Celle de l'Atlantique nord ouvre le golfe de Gascogne en faisant coulisser l'Espagne par rapport au reste de l'Europe, ce qui entraîne une fracturation du SE de la France et la transformation du rift valaisan en golfe océanique.

Autrement dit, le Crétacé supérieur voit la fermeture d'un océan et la naissance d'un autre.

1 - La fin de l'océan liguro-piémontais. Les sédiments néocrétacés de cet océan, tout au moins ceux qui n'ont pas été définitivement engloutis dans la subduction, ont été métamorphisés lors du plissement alpin et ont donné les célèbres Schistes lustrés, très monotones et donc restés longtemps indéchiffrés. Ce n'est plus le cas. La découverte de très rares microorganismes a permis d'en établir la stratigraphie. Le Jurassique supérieur-Crétacé inférieur reste très mince si bien que l'essentiel de la formation est crétacé supérieur. Ce sont des calcaires pélagiques, finement détritiques, qui ont été datés du Cénomanien-Turonien-Sénonien inférieur.
Le Sénonien supérieur n'a pas été caractérisé paléontologiquement sauf sous un faciès détritique et rythmique (alternances calcaires et pélites, voire grès et pélites), le flysch à helminthoïdes (du nom des pistes de reptation d'un animal inconnu). L'origine sudalpine de son matériel détritique montre qu'une bonne partie, sinon la totalité de ce flysch, vient du voisinage de la marge de ce nom.
Ceci n'a rien d'étonnant car, à la fin du Crétacé, cette marge s'était beaucoup rapprochée de la marge européenne et ses produits d'érosion devaient envahir tout l'espace océanique résiduel. En tout cas, la position de ce flysch au sommet du remplissage sédimentaire de l'océan moribond a facilité, peu après, son décollement et son glissement en nappe indépendante.

 La stratigraphie des Schistes lustrés est une des grandes découvertes de la dernière décennie.

La disparition de l'océan liguro-piémontais est classiquement considérée comme due à un phénomène de subduction. Reste à le confirmer par les deux critères du phénomène, le métamorphisme de haute pression-basse température (HP/BT) des termes engloutis (« subduits ») et l'arc volcanique calco-alcalin de la marge chevauchante.

1 - Métamorphisme HP/BT des produits subduits et, notamment, des ophiolites qui sont transformées en éclogites vers 40 à 80 km de profondeur. Cette condition a paru longtemps remplie car les éclogites alpines donnaient des âges crétacé supérieur. Or, à partir de 1996, le développement des méthodes radiométriques montra que ces âges étaient erronés et que ces éclogites étaient toutes éocènes (entre 60 et 40 Ma, éocène inférieur à moyen).
Les éclogites réellement crétacées auraient définitivement disparues en profondeur mais, à l'Eocène, elles auraient pu tirer vers la profondeur, la croûte océanique contiguë à la marge européenne. On peut cependant se demander si leur volume et leur poids étaient suffisants, compte tenu de la modestie de l'océan, pour lui faire atteindre des profondeurs de 40 à 80 km.
Malgré cette réserve, la première condition peut être considérée comme remplie.

2 - Arc volcanique crétacé supérieur, calco-alcalin. Cet arc manque totalement. De nombreuses explications ont été données de cette absence, dont aucune n'est convaincante (fig. 8) car les dispositions A et B ne sont applicables qu 'aux Alpes orientales et les autres n'enfoncent pas la croûte océanique à la profondeur suffisante pour expliquer le métamorphisme de HP.
Ainsi, la subduction alpine, bien qu'admise par tous les auteurs, pose un problème mal résolu mais représente un des acquis les plus précieux des conceptions actuelles.

Fig. 8

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

2 - La naissance de l'océan valaisan
Il n'intéresse que les Alpes suisses, d'où son nom. Il se développe au Crétacé supérieur à partir du petit rift qui marquait, depuis le Lias, la limite des zones internes et externe. On ignore la largeur maximum de ce miniocéan valaisan. En revanche son extension longitudinale est assez grande car ses restes apparaissent dans les fenêtres de l'Engadine et des Tauern, ouvertes par l'érosion à travers les nappes austroalpines. Son caractère océanique est déduit de la présence d'ophiolites, mais celles-ci sont peu abondantes et les péridotites exceptionnelles. Il n'était peut-être pas entièrement océanisé.

Un autre problème le concernant est la nature de ses rapports avec le sillon nord-pyrénéen qui marque bien le coulissage crétacé pyrénéen. Aucune continuité n'existe entre eux, si ce n'est un réseau de failles compliqué au travers du Languedoc et du bassin subalpin.
Pourtant, des géologues suisses ont émis l'hypothèse de cette continuité entre les deux fissures. Ce serait le plissement alpin qui l'aurait refermée, sans en laisser de traces.
Cette hypothèse a une conséquence immédiate, à savoir que, au Crétacé supérieur, la zone briançonnaise, ainsi que l'axe corso-sarde, appartiendraient au bloc ibérique en mouvement, dont ils représenteraient une apophyse nord (fig. 9).

Fig. 9 (en partie d'après Agard et Lemoine)

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

Ce schéma expliquerait que le Briançonnais ait l'air de se terminer en pointe entre les deux hiatus océaniques au niveau des Grisons (voir fig. 7). Mais il se heurte à l'absence totale de traces d'un sillon continu des Pyrénées au
Valais à travers le SE de la France. La fermeture totale de ce sillon par la contraction alpine est difficile à admettre vu le faible raccourcissement de ce domaine intermédiaire, alors que dans les Pyrénées et les Alpes, où le raccourcissement a été considérable, sillon nord-pyrénéen et sillon valaisan ont persisté. Le décrochement des Alpes occidentales, évoqué précédemment, n'est pas non plus pris en compte.
Ces discussions montrent la fragilité de nos reconstitutions paléogéographiques.

Comme l'océan liguropiémontais, le sillon océanisé valaisan disparaît probablement par subduction à la fin du Crétacé ou au tout début du Tertiaire, sans plus de preuves concrètes de ce mécanisme.

Ce schéma expliquerait que le Briançonnais ait l'air de se terminer en pointe entre les deux hiatus océaniques au niveau des Grisons (voir fig. 7). Mais il  se heurte à l'absence totale de traces d'un sillon continu des Pyrénées au Valais à travers le SE de la France, ce qui est difficile à admettre vu le faible raccourcissement de ce domaine intermédiaire, alors que dans les Pyrénées et les Alpes, où le raccourcissement a été considérable, sillon nord-pyrénéen et sillon valaisan sont toujours déchiffrables. Le décrochement des Alpes occidentales, évoqué précédemment, n'est pas non plus pris en compte.

Ces discussions montrent la fragilité de nos reconstitutions paléogéographiques.

Comme l'océan liguropiémontais, le sillon océanisé valaisan disparaît probablement par subduction à la fin du Crétacé ou au tout début du Tertiaire, sans plus de preuves concrètes de ce mécanisme.

La remontée de l'Afrique vers le N, poussant devant elle le microcontinent apulien, provoque la fermeture du domaine océanique et la collision des marges qui vont devenir un empilement d'écailles ou de nappes à matériel océanique(donc à socle ophiolitique) ou appartenant aux deux marges en présence (donc à socle gneissique).
Le rapprochement des deux marges a d'abord provoqué, au Crétacé supérieur, la formation d'un « prisme d'accrétion océanique » constitué de sédiments océaniques raclés par le front de la marge sudalpine et poussés jusqu'au contact de la marge opposée. Des copeaux de croûte océanique raclés (« scalpés » disent certains auteurs) s'ajoutent aux sédiments ainsi transportés.

La suite de l'évolution varie suivant les transversales.
Dans les Alpes occidentales, lors de la collision, la tranche la plus superficielle de ce prisme océanique peut être charriée sur la marge européenne et échapper ainsi au métamorphisme (comme le flysch à helminthoïddes ou l'écaille ophiolitique du Chenaillet). Quant aux parties plus profondes, elles s'écrasent contre cette marge européenne, sont clivées avec elle, l'ensemble formant un « prisme d'accrétion orogénique » où se développera un métamorphisme lié à l'échauffement et à la pression lithostatique (croûte épaissie) ou tectonique.
Dans les Alpes orientales, le processus est différent en ce sens que le prisme orogénique est recouvert par la marge sudalpine chevauchante (nappes austroalpines).

Le but de cet exposé n'est pas de décrire les structures alpine des diverses transversales mais d'attirer l'attention sur quelques aspects de l'évolution de la chaîne, soit qu'ils illustrent bien les idées actuelles, soit qu'ils posent problèmes.

L'inversion tectonique
C'est le rejeu en failles de chevauchement (failles « inverses ») des failles listriques limitant les blocs basculés de la marge.

Dans les zones externes, elle a parfois été invoquée pour les petits blocs des massifs cristallins, peu déformés. Mais M. Gidon (2001, voir notamment le chapitre 3.3) a montré que la compression de ces blocs aboutit à un simple serrage, voire à des cisaillements superficiels (fig. 10) qui n'ont rien à voir avec les anciennes failles listriques.

Fig. 10

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

 Dans les zones internes, l'application de l'inversion à la genèse des nappes paraît plus justifiée car les failles listriques, s'horizontalisant en profondeur, peuvent très bien se terminer dans des niveaux de décollement variés (des niveaux de gypse par ex.) et provoquer ainsi le départ de nappes de constitution différentes. Sur la fig.11, on a pris l'exemple des nappes briançonnaises entre le col du Galibier et la région de Briançon- Cervières.

Fig. 11

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

Malgré son caractère hypothétique, cette notion d'inversion tectonique des failles listriques a été un grand succès et son application aux Alpes s'est révélée particulièrement fructueuse en de nombreux points. Mais il ne faudrait pas en déduire que toutes les failles synsédimentaires anciennes ont automatiquement joué en failles inverses. On a évoqué le cas des massifs cristallins externes mais on connaît aussi de nombreux exemples de structures distensives jurassiques ou crétacées restées intactes après le plissement alpin dans les zones internes.

Les relations tectonique-métamorphisme.

On a dit précédemment que le prisme océanique et les écailles des marges, intriqués l'un dans l'autre lors de la collision, ont été métamorphisés ensemble. Ces actions métamorphiques se sont produites pendant tout l'Eocène, c'est-à-dire qu'elles ont été contemporaines de la fin de la subduction et du début de la collision.
Elles sont complexes car elles se font en deux temps :
1 - d'abord un métamorphisme de haute pression-basse température (HP/BT) donnant des éclogites pour les ophiolites et des schistes à glaucophane, ou schistes bleus pour les anciennes roches sédimentaires contenant du potassium. Il est daté de 60 à 40 Ma et affecte les zones les plus internes (océanique, piémontaise et briançonnaise interne).
2 - puis un métamorphisme de pression moindre et de température un peu plus élevée, donnant un minéral vert, la chlorite (faciès dit « schistes verts »). Cette phase est datée de 38 à 35 Ma et affecte pratiquement toutes les zones internes, y compris celles à schistes bleus dans lesquelles elle efface plus ou moins les minéraux bleus.

Ce sont les premiers faciès, ceux de HP/BT, qui posent problème à cause de la profondeur exigée pour leur métamorphisme. En effet des pressions aussi hautes paraissent incompatibles avec le seul écrasement des écailles impliquées. Elles ne peuvent être expliquées que par l'enfoncement dans la croûte terrestre, impliquant la poursuite du mouvement subductif, c'est-à-dire que les unités correspondantes, bien qu'appartenant à la marge européenne, devaient être tractées elles aussi en profondeur par l'ancienne croûte océanique contiguë, déjà subduite, comme on l'a dit plus haut. Et cet enfoncement est considérable : 40 à 60 km pour le glaucophane ou les éclogites, 100 km quand apparaît une variété de quartz, la coésite.
Est-ce possible mécaniquement : la croûte continentale légère peut-elle s'enfoncer autant dans un milieu de forte densité alors qu'elle est tirée par une croûte océanique modeste en volume ?
Et a-t-on le temps, puisque du matériel métamorphisé en schistes bleus à ­ 40 Ma doit remonter jusque vers -15 à ­20 km pour subir le métamorphisme à schistes verts, 2 ou 3 Ma après, cette remontée rapide étant d'ailleurs nécessaire pour que le glaucophane, ainsi réchauffé, ne soit pas effacé.

L'enfoncement est classiquement expliqué par la poursuite du mouvement subductif. Sa vitesse serait donc celle de l'expansion océanique (0,5 à 2 cm/an) si elle n'est pas perturbée par la pression tectonique liée à la collision.

La remontée est plus difficile à chiffrer. Les courbes de refroidissement des minéraux de métamorphisme de HP donnent des chiffres de l'ordre de 0,5 à 5 cm/an. La remontée peut donc bien être plus rapide que la descente. Ces chiffres appliqués aux chemins parcourus donnent des résultats plausibles car 1cm/an représente 10km/Ma.
Pour expliquer la remontée, on invoque généralement des raisons gravitaires, c'est-à-dire la poussée d'Archimède, car les gneiss et les sédiments associés sont des roches légères qui ont tendance à remonter dès que la traction qui les affecte diminue ou cesse, et ce d'autant plus qu'elles se sont enfoncées dans un milieu très dense et que la pression latérale tend aussi à les chasser vers la surface.

Une explication plus originale est celle de l'underplating, c'est-à-dire la mise en place successive de lames superficielles, froides, issues du front de la chaîne, qui s'enfilent sous les unités plus internes. Elles forment un écran thermique ralentissant la montée des isogéothermes, d'une part, et soulèvent la pile des unités déjà charriées en la rapprochant de la surface où règne l'érosion, d'autre part, deux faits qui favorisent un refroidissement rapide. C'est ce que montre le massif de Dora Maira qui est fait de plusieurs unités superposées,
métamorphisées en faciès de HP, surmontant une nappe d'origine pennique frontale à la base (fenêtre de Pignerol où apparaîtrait la zone briançonnaise, fig. 12). Parmi les unités sus-jacentes, piémontaises ou océaniques, l'une contient de la coésite. Elle serait donc remontée d'une profondeur de l'ordre de 100 km alors que celle de Pignerol n'est jamais allée aussi bas pour la soulever. L'unité à coésite était donc déjà remontée quand l'unité briançonnais s'est glissée sous elle, ce qui confirme que cette remontée a été rapide.

Ces considérations montrent que la genèse du prisme d'accrétion orogénique met en jeu des phénomènes mécaniques complexes et encore discutés. Néanmoins, inspirées des idées de la tectonique globale, elles représentent un grand progrès dans l'interprétation du plissement alpin, ne serait-ce que par les contraintes qu'elles imposent aux schémas proposés.

Fig. 12 (d'après A.Michard et al., Tectonophysics, 1993, simplifiée)

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

 

La structure de la croûte et du manteau sous les Alpes.

C'est l'une des préoccupations actuelles des tectoniciens et géophysiciens alpins. Il est encore un peu tôt pour que s'en dégagent des idées nettes, aussi je me contenterai d'évoquer ce que nous a appris à ce sujet le profil ECORS-ALPES réalisé en 1986-1987 entre Annecy et Turin et réactualisé récemment (fig.13)

Fig. 13 Fig. 13 (plus agrandie)

Nouvelle fenêtre contenant toutes les figures

 

Cette coupe rassemble des informations tirées des études sismiques et gravimétriques. Elle confirme que, sur la transversale des Alpes franco-italiennes, le manteau apulien (=insubrien) se rapproche bien de la surface, provoquant une anomalie gravimétrique, la célèbre anomalie d'Ivrée, ce qui n'a rien d'étonnant puisque ce manteau affleure localement, au N de Turin, dans le massif péridotitique de Lanzo. Mais ce qui est plus intéressant, c'est que la croûte inférieure européenne prend une importance insoupçonnée comme si elle était décollée, raclée et plissée(ou écaillée ?) par la poussée du manteau insubrien, tandis que la croûte supérieure se clive en donnant des structures que l'on a du mal à rattacher aux unités classiques connues en surface. Si l'on ajoute que la structure profonde de Belledonne reste énigmatique faute de réflecteurs (ils sont verticaux et ne reflètent donc rien), on comprendra que les nombreuses interprétations publiées restent très hypothétiques (fig.13D).

Pour ce qui est du front pennique, deux accidents très nets sont diversement interprétés : soit un rejeu tardif des anciens plans de chevauchement SB+Val, soit un affaissement des zones internes glissant sur le bord Est de Belledonne en cours de soulèvement.
Cette orientation des recherches sur le comportement de la croûte et du manteau supérieur est indispensable à la connaissance du phénomène de collision lithosphérique, c'est-à-dire sur une épaisseur de l'ordre de la centaine de km et non plus seulement d'une dizaine comme on le faisait jusqu'alors.

Le soulèvement des Alpes
On peut le mesurer grâce au G.P.S. (Global Positionment System par satellite) qui donne, pour les zones en soulèvement, comme Belledonne et les chaînes subalpines du N, des chiffres de 1 à 2 mm/an au maximum, chiffre si élevé (1 à 2 km par Ma !) qu'ils ne peuvent être que des mouvements temporaires, forcément récents. Mais ces zones en soulèvement apparaissent presque comme une exception. La plus grande partie des zones internes seraient actuellement en cours d'affaissement, mouvement qui, en fait, a commencé dès le début du Miocène dans le bassin du Pô et gagne peu à peu vers l'extérieur de la chaîne. L'association de cet affaissement et de la collision insubrienne, toujours en cours, reste un phénomène encore inexpliqué.
Pour les soulèvements tertiaires, on utilise les courbes de refroidissement des minéraux de métamorphisme, déjà évoquée (0,5 à 5 cm/an). On a pu voir ainsi que les zones internes franco-italiennes, en cours d'affaissement comme on vient de le dire, avaient connu une surrection rapide à l'Oligocène. Il n'existe donc pas, pour les soulèvements, de vitesse uniforme, mais des crises locales et temporaires.

Pour ce qui est du mécanisme du soulèvement, on invoque toujours l'isostasie, c'est à dire la poussée d'Archimède géologique qui joue dès qu'il y a épaississement de la croûte. Mais il s'y ajoute sans doute d'autres processus , notamment le rôle du flux de chaleur mantellique sous-orogénique, qui allège la croûte sus-jacente et provoque la fusion des parties profondes de cette croûte en donnant des magmas granodioritiques, relativement légers, qui remontent parfois jusqu'à la surface (Adamello, val Bregaglia, Traverselle).

Conclusion. Contrairement à ce que pourraient laisser supposer les nombreuse synthèses alpines des deux dernières décennies, il y a encore beaucoup à faire dans les Alpes. Mais on aura remarqué combien les recherches actuelles essaient de se baser sur des chiffres (longueur des déplacements, évaluation des P/T pour les actions crustales profondes, vitesse des phénomènes, etc.) et s'intéressent de plus en plus aux phénomènes profonds. Ce qui signifie que les recherches à venir ne seront plus celles que l'on a poursuivies pendant 150 ans. C'est dans le domaine des nouvelles techniques telles que la géophysique, la géochimie, la géochronologie ou le paléomagnétisme, que l'on peut attendre du nouveau. La géologie de surface, classique, n'est cependant pas morte. Les nouvelles hypothèses à venir obligeront certainement à aller revoir le terrain pour en trouver les conséquences ou les confirmations en surface.

Quelques ouvrages de base :

J. Debelmas 1999. La géologie des Alpes, in Les Alpes (11 co-auteurs), La Bibliothèque du Naturaliste, Delachaux et Niestlé, (p. 9-65).

M. Lemoine, P-Ch. de Graciansky, P. Tricart 2000. De l'océan à la chaîne de montagnes, tectonique de plaques dans les Alpes. Coll. Géosciences, Soc.géol. de France et Gordon & Breach Sc. publ., 207 p.

Ph. Agard et M. Lemoine 2003. Visages des Alpes : structure et évolution géodynamique. Commission de la Carte géologique du Monde, Maison de la Géologie, 77 rue Cl. Bernard, 75005 Paris, 48 p.

Voir aussi le site internet de M. Gidon sur la Géologie des Alpes (mises à jour périodiques) : http://www.geol-alp.com/