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Alpes - formation : du rifting à la collision



    L’histoire de la chaîne des Alpes est avant tout, comme celle de la majorité des chaînes de montagnes, celle d’un océan, la Téthys Alpine. Cet océan, de part son ouverture au Mésozoïque puis sa fermeture au Tertiaire, est à l’origine de la formation de l’orogène alpine, par les processus de la tectonique des plaques consécutifs de rifting, d’ouverture océanique, puis de subduction et de collision. Sans rentrer dans tous les détails et les incertitudes de reconstitutions de chacune de ces étapes (e.g. Dercourt et al., 1986; Rosenbaum et al., 2002b; Stampfli & Borel, 2004), voici les traits principaux aboutissant à l’architecture actuelle.


    1- du rifting à l’ouverture océanique

    Contrairement à ce que certains auteurs ont pu longtemps penser, la Téthys Alpine ne constitue pas une branche de la Téthys (ni Paléotéthys, ni Néotéthys), mais est considérée comme une branche de l’Atlantique qui, dans la progression de son ouverture vers le nord, a effectuer une tentative d’incursion sur la Pangée, formant l’océan alpin (Téthys Alpine) au Jurassique moyen. Cette tentative rapidement avortée, l’ouverture Atlantique poursuivit sa progression vers le nord jusqu’à atteindre sa position actuelle, après avoir effectuer une autre incursion de courte durée au niveau du Bassin Aquitain au Crétacé inférieur. Cette autre tentative avortée est d’ailleurs à l’origine d’une distension, dans un contexte globalement transtensif, au niveau des futures Pyrénées, aboutissant à la dénudation du manteau (et/ou à l’ouverture de domaines océaniques ?). Selon certains auteurs (Rosenbaum & Lister, 2002; Stampfli et al., 2002; Stampfli & Borel, 2004), ce domaine distensif pourrait se poursuivre jusqu’au domaine alpin dans une deuxième branche océanique, l’océan valaisan, juxtaposée à la Téthys Alpine (dénommée aussi océan liguro-piémontais) et isolant ainsi un bloc continental séparant les 2 domaines océaniques, le micro-continent Briançonnais.
    L’ouverture de la Téthys Alpine à proprement parler débute par un épisode de rifting, s’opérant sur un méga-continent, la Pangée, commençant au Trias.
Ce continent, alors aplani de son relief hérité de l’orogène hercynienne, dont les épisodes post-orogéniques ont aboutis aux répandus granites Carbonifères (aujourd’hui dénudés dans les massifs cristallins alpins), formait alors une zone ‘plane’ sur laquelle l’océan alpin a commencé à s’édifier.
Le début du rifting est alors caractérisé par une tectonique encore peu active, et une sédimentation de très faible profondeur, dans une mer épicontinentale, aboutissant au dépôt de séries de carbonates de plate-forme, d’évaporites et de grès. Les niveaux évaporitiques triasiques revêtent une importance particulière dans la tectonique alpine, servant de niveau de décollement préférentiel aidant à la structuration des nappes de charriage et des chaînons de chevauchement/plissement.
    L’ensemble de l’épisode de divergence, du rifting à partir du Trias jusqu’au Dogger inférieur (pic au Lias-Dogger inférieur) jusqu’à l’ouverture océanique au Dogger supérieur à 165Ma (d’une largeur maximale estimée à quelques centaines de kilomètres tout au plus), aboutit à la différenciation de la marge en grands domaines paléogéographiques, reconnaissables aujourd’hui dans l’édifice tectonisé et utilisés dans la classification des principaux domaines structuraux de la chaîne alpine.

    Depuis la marge vers le bassin, on distingue les domaines suivants :

    - Helvétique/Dauphinois : domaine caractérisant les zones externes de la chaîne alpine actuelle, constitué de séries calcaréo-marneuses se déposant dans des structures de blocs basculés s’approfondissant en direction du bassin. La présence de récifs coralliens aboutit à la formation de plateformes carbonatées (particulièrement développées au Tithonien et à l’Hauterivien) qui laissent place à une sédimentation de plus en plus pélagique lors de l’approfondissement accompagnant l’ouverture progressive du bassin,

    - Valaisan : domaine aujourd’hui très restreint, jalonnant la bordure des zones internes à leur limite avec les zones externes, constituant une zone basse dans la marge, interprétée comme une branche océanique (partiellement au moins) d’âge Crétacé inférieur ou Jurassique selon certains auteurs (Bousquet et al., 2002; Stampfli & Borel, 2004), comme l’atteste la présence de rares lambeaux ophiolitiques (absents dans les Alpes occidentales, où il s’agirait plutôt d’un rift intracontinental). Cette branche océanique est juxtaposée au nord/nord-ouest de l’océan liguropiémontais par l’intermédiaire du bloc Briançonnais,

    - Briançonnais : domaine constituant aujourd’hui la partie nord-occidentale des zones internes, formant une zone haute dans la marge (‘mega-horst’ émergée partiellement au cours du Jurassique inférieur/moyen et au Crétacé inférieur), considéré comme un micro-continent à substratum continental séparant les domaines océaniques valaisan et liguro-piémontais.
Ce domaine présente une sédimentation Triasique de type ‘adriatique’ (conglomérats/quartzites/carbonates), le distinguant des zones dauphinoises/helvétiques, et d’une sédimentation pélagique au Jurassique supérieur et Crétacé supérieur, contrastant avec les périodes d’émersions et montrant les variations rapides de topographie associées à la structuration tectonique de cette partie de la marge,


    - Piémontais : domaine constituant à l’heure actuelle la partie sud-orientale des zones internes, constitué de l’unité piemontaise s.s., à croûte continentale et de l’unité liguropiémontaise, à substratum océanique (ophiolites), recouverts tous deux d’un complexe métasédimentaire de schistes et calcschistes déposés au Jurassique-Crétacé (Schistes Lustrés).



    L’océan alpin ainsi constitué va rapidement, sous l’effet de l’abandon de l’ouverture Atlantique à l’emplacement de la Téthys alpine, commencer à se refermer à partir du Crétacé supérieur. En effet, la poursuite de l’ouverture de l’Atlantique vers le nord (à l’ouest du bloc Ibérique), mais aussi vers le sud dans sa branche méridionale, va entraîner une rotation antihoraire de la plaque Africaine, entraînant le développement d’un contexte de convergence au niveau de la Téthys Alpine et aboutissant à sa subduction.


    2- de la subduction océanique à la subduction continentale
   
    L’histoire de la formation des Alpes en tant que chaîne de montagne débute par l’installation, au cours du Crétacé supérieur, d’un contexte de convergence entre la plaque Européenne d’une part, et la plaque Apulienne, considérée comme un promontoire de la plaque Africaine, d’autre part. Ce contexte de convergence aboutit à la subduction du domaine océanique téthysien (alpin puis valaisan) ainsi qu’à son obduction partielle, permettant sa préservation dans le prisme orogénique. Cette subduction océanique, entraînant par la suite la subduction d’une partie de la marge continentale européenne, aboutie à l’enfouissement des unités de la plaque plongeante à de grandes profondeurs, entraînant la formation d’un métamorphisme de haute pression (HP) à ultra haute pression (UHP), daté du Crétacé supérieur/Eocène (e.g. Goffé & Choppin, 1986; Droop et al., 1990; Pognante, 1991; Spalla et al., 1996; Duchêne et al., 1997).
L’ensemble du prisme orogénique s’édifie alors avec une structuration en nappes de charriage, présentant un métamorphisme prograde d’ouest en est (dû à l’enfouissement plus important des unités proches du domaine océanique) depuis un faciès schistes verts, jusqu’à un faciès schistes bleus et même éclogitique, définissant ainsi le domaine ‘interne’ (dénommé aussi ‘pennique’) de la chaîne.
La reconnaissance de coésites (e.g. Gillet et al., 1984; Compagnoni & Hirajima, 2001; Compagnoni, 2003) montre que certaines unités ont été enfouies à plus 100 km de profondeur. Ce domaine interne, comprenant les unités paléogéographiques Briançonnaises et Piémontaises sera, lors de sa mise en place dans le prisme orogénique, charrié sur les domaines externes helvétiques et dauphinois (de très faible métamorphisme) à la faveur d’une discontinuité chevauchante majeure, le Front Pennique, fonctionnant majoritairement à l’Oligocène.



    3- la collision : développement de l’architecture actuelle de la chaîne

    De manière continue et progressive dans l’édification de la chaîne, l’épisode de subduction, lorsqu’il aboutit au contact de plaques continentales, définit le commencement de la phase de collision.
Ainsi, après avoir chevauché le domaine océanique téthysien, les unités de la plaque Apulienne sont charriées sur les unités de la plaque européenne, édifiant la structure des nappes Austro-Alpines, rencontrées principalement dans les Alpes orientales, et dont les derniers témoins à l’ouest sont retrouvés dans la nappe de la Dent Blanche.

    La collision aboutit, de part la faible densité des unités continentales en affrontement, à l’épaississement du prisme orogénique et, par conséquent, à son développement progressif vers les zones externes.
En effet, lorsque l’épaississement du prisme atteint une valeur critique, pour laquelle les forces de convergence ne peuvent plus lutter contre les forces gravitaires, la déformation compressive se propage alors progressivement vers des zones de plus en plus externes.
Ainsi se développe, à partir l’Oligocène, l’architecture actuelle de la chaîne, dans un système tectonique affectant des unités de plus en plus superficielles dans la croûte :

    - à l’Oligocène, la déformation est caractérisée par une tectonique de nappes de charriage, affectant à la fois les zones internes, mais aussi des zones plus externes, aboutissant au décollement des nappes helvétiques (nappes de Morcles, des Diablerets et du Wildhorn),

    - de l’Oligocène au Miocène, le front compressif atteint les Massifs Cristallins Externes (Aar, Mont-Blanc/Aiguilles Rouges, Belledonne/Pelvoux, Argentera) ainsi que les zones subalpines (Helvétique, Dauphinois), aboutissant au plissement de la couverture dans une tectonique de socle dont les chevauchements profonds permettent le soulèvement des Massifs Cristallins Externes,
   
    - du Miocène moyen au Pliocène, le front se propage progressivement vers l’externe, atteignant le Jura et la nappe de Digne dans un style tectonique de décollement de couverture (le niveau de décollement principal étant situé dans les évaporites du Trias).
Au niveau des zones internes, de manière simultanée à la propagation du front de déformation vers l’externe, la déformation revêt alors un mode complexe et particulier, due à la compétition des forces tectoniques compressives, tendant à épaissir le prisme orogénique en équilibre critique ; et des forces gravitaires, aidant à la dénudation des unités en épaississement. C’est alors que se forme des structures en dômes, mettant en jeu une compression profonde (à l’origine de leur formation) et, par un découplage crustal, une extension superficielle permettant leur exhumation. Ainsi ont été édifié les Massifs Cristallins Internes de Dora-Maira, de la Vanoise et du Mont Rose (e.g. Ballèvre et al., 1990; Rolland et al., 2000; Schwartz et al., 2004). De la même manière, mais en position plus externe, ce type de déformation aboutit à la formation du dôme Lepontin (formé de nappes cristallines), dont la bordure occidentale marque une zone d’extension majeure parallèle à l’axe d’allongement de la chaîne, au niveau de la faille du Simplon (Mancktelow, 1990; Mancktelow, 1992).


    Durant la formation de l’orogène alpine (subduction puis collision), des bassins de flyschs (Crétacé-Eocène) et des bassins molassiques (Oligo-Miocène) se forment au front de la chaîne sous l’effet de flexure de la lithosphère du au poids des unités alpines en épaississement.
Ces différents bassins sont, lors de la propagation du front de déformation vers les zones externes, progressivement intégrés (‘canibalisés’) à la chaîne et plus ou moins tectonisés suivant leur emplacement (intégration dans la structure de nappes de charriage dans les nappes helvétiques et les nappes de l’Embrunnais, peu déformés dans le plateau molassique Suisse).




   

   
Si le moteur des déformations aboutissant à la formation de la chaîne alpine semble, de manière unanimement admise, être la convergence des plaques européenne et apulienne, le mécanisme à l’origine de cette convergence reste encore à approfondir. Au premier ordre, en considérant la plaque apulienne comme un promontoire solidaire de la plaque Africaine, la convergence Afrique/Europe, orientée globalement N-S durant le Tertiaire, semble être un facteur majeur contrôlant la convergence aux limites de la chaîne. Cependant, en considérant l’évolution de la géométrie 3D de l’édifice alpin, d’autres mécanismes semblent pouvoir rentrer en compte dans les moteurs de la convergence. La subduction, par exemple, de part sa dynamique propre, pourrait influencer la cinématique des plaques observée en surface. En particulier, les transformations métamorphiques UHP s’opérant dans la plaque subductante (slab) aboutissent à la formation de faciès éclogitiques qui présentent alors des densités supérieures au manteau environnant. La subduction, par traction du slab (plaque plongeante) vers le bas, permet alors un rapprochement des plaques en surface, d’autant plus efficace que la traction est forte. De manière inverse, une rupture du slab (causée par une trop grande traction ou un déséquilibre thermique), même si ses effets sur la tectonique de surface restent à élucider, doit avoir un rôle dans la tectonique des plaques en surface, la traction du slab ne s’opérant plus et le déséquilibre thermique/isostatique (dû au remplacement du slab par du matériel mantellique) entraînant des réajustements d’échelle lithosphérique.
    On voit donc que la tectonique des plaques, à l’origine même de la formation de la chaîne des Alpes, est contrôlée d’une part par les forces externes (tectonique des plaques Europe/Afrique) et d’autre part par les forces internes (structure 3D propre à l’orogène), dans un équilibre qui reste à quantifié.


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