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Glossaire des "domaines" géologiques des Alpes françaises |
Liste des rubriques de cette page :
Massifs
subalpins,
Sillon subalpin,
Préalpes,
Sillon molassique péri-alpin,
Massifs cristallins externes,
Chaînons jurassiens,
Domaine vocontien,
Zones externes et zones internes.
NB : On trouvera des commentaires complémentaires dans l'"Aperçu sur la Géologie des Alpes"
Les massifs
subalpins (voir la carte)
Les massifs subalpins représentent
le domaine le plus "externe" de l'arc que décrit
la chaîne alpine (par opposition avec les massifs "internes",
proches de la frontière franco-italienne). Ils sont situés
immédiatement à l'ouest de l'alignement arqué,
en forme de diadème, que dessinent, du Mont Blanc au Mercantour
en passant par Belledonne, les "massifs
cristallins externes", plus fortement soulevés.
C'est parce que, en abordant les Alpes par l'ouest, on les rencontre avant ces premiers hauts massifs que les massifs subalpins sont qualifiés de Préalpes par les géographes (mais ce terme a une toute autre signification pour les géologues).
Du côté ouest ils sont séparés des régions jurassiennes par le "Sillon molassique périalpin". Ce dernier, qui inclut par exemple, sur la transversale de Grenoble, les collines du Voironnais et la vallée de Saint-Laurent-du-Pont et des Échelles, court depuis la basse vallée du Rhône jusqu'à Genève puis Vienne (en Autriche).
Du côté est les massifs subalpins sont séparés des massifs cristallins externes par le "sillon subalpin". C'est une gouttière d'érosion qui collecte beaucoup des eaux s'écoulant des Alpes plus "internes" et qu'emprunte en particulier la vallée de l'Isère. Le tronçon situé en amont immédiat de Grenoble est le Grésivaudan, qui se prolonge vers le nord par la "Combe de Savoie" et vers le sud-est par la vallée du Drac. On appelle "rebord subalpin" le talus qui constitue la limite entre sillon et massifs subalpins (au point de vue géologique il fait partie de ces derniers).
Plus de détails
sur le sillon et le rebord
subalpin, des Bauges au Vercors
Vue d'ensemble des massifs subalpins septentrionaux Vue pseudo-aérienne extraite de Google-earth version 02.2006. image sensible au survol et au clic |
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Enfin on distingue volontiers les Chaînes subalpines septentrionales (au nord de la latitude du Pelvoux), qui englobent du Vercors au Haut Giffre, des Chaînes subalpines méridionales, qui vont du Diois aux Alpes de Haute Provence (chaînons de Digne etc..) en passant par le Dévoluy et le Gapençais.
1 - Les Chaînes subalpines septentrionales se caractérisent
par une organisation bien réglée aux deux point
de vue des lignes de changements de faciès (lignes "isopiques")
et des lignes tectoniques. Elles se sont essentiellement structurées
par une déformation d'âge miocène (bien que
des déformations antérieures aient joué un
rôle non négligeable mais peu évident au premier
examen).
Les massifs qui les constituent sont séparés par
des trouées d'érosion bien nettes, et se disposent
en un alignement qui est calqué sur l'allongement des lignes
isopiques du Jurassique supérieur et du Crétacé
inférieur. Par contre les lignes tectoniques majeures (plis
et grands chevauchements), si elles sont également bien
réglées, se disposent obliquement par rapport au
lignes de changements de faciès car elles ont des azimuts
plus proches de N-S que ces dernières.
Le prolongement en Suisse des massifs subalpins septentrionaux est qualifié de domaine "helvétique" (il se distingue surtout des massifs de France par sa tectonique en vastes plis couchés appelés "nappes helvétiques). La première tranche de matériel charrié en nappes qui repose sur cet ensemble, encore autochtone, y est qualifié d'ultrahelvétique |
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Schéma cartographique des lignes directrices des chaînes subalpines septentrionales Les lignes rouges symbolisent la direction des axes
des plis et les traits noirs localisent quelques chevauchements
majeurs : Les lignes isopiques (selon lesquelles se font les changements dans la pile stratigraphique) délimitent d'ouest en est, trois zones de transition entre le domaine jurassien et le domaine dauphinois : - dsA (vert) = domaine subalpin tout-à-fait
occidental ("zone présubalpine" de certains
auteurs) avec Berriasien - Valanginien en prédominance
calcaire (épais calcaires du Fontanil, dès le Berriasien). |
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Plus
de précisions sur les rapports
structuraux entre Bauges, Chartreuse et Vercors.
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Coupes très schématiques Le schéma supérieur montre l'organisation finale des faciès (figurés noirs). Le glissement des zones de faciès est essentiellement dû aux alternances de progradation* de la plate-forme jurassienne vers le SE (flèches de couleur) et de rétrogradation (flèches grises). Ces dernières sont en général dues à une remontée rapide du niveau marin, ce qui "noie" la plate-forme. N.B. : le terme "calcaires construits" désigne tous les faciès de la plateforme, y compris ceux de son rebord (parfois récifal). |
en savoir plus :
- aperçu rapide sur la constitution des massifs subalpins
- sur les faciès et leurs variations horizontales dans les massifs subalpins : Voir les pages d'introduction des sections Chartreuse, Bauges, Bornes, Haut-Giffre, Vercors, Dévoluy, Diois, Gapençais, Baronnies orientales, Pays dignois.
- sur l'organisation structurale des massifs subalpins : Voir les pages d'introduction des sections Chartreuse, Bauges, Bornes, Haut-Giffre, Vercors, Dévoluy, Diois, Gapençais, Baronnies orientales, Pays dignois.
- sur la chronologie des déformations dans les massifs subalpins
- sur les rapports tectoniques entre les massifs subalpins septentrionaux et les massifs cristallins externes
Le Sillon et le Rebord subalpin
Sa constitution ne subit que des variations mineures du nord (Bornes) vers le sud (Vercors méridional). On trouvera des données sur ce trait morphologique majeur des zones externes à l'aide des liens ci-après.
Le sillon subalpin de Chartreuse peut être pris comme référence pour les autres tronçons. Il correspond au tronçon de la vallée de l'Isère appelé Grésivaudan.
Il s'agit d'un talus abrupt et haut de plus de 1500 m en moyenne, puisque son sommet culmine aux alentours de 2000 m alors que la plaine alluviale de l'Isère ne dépasse pas l'altitude de 250 m. Il est constitué par la tranche d'un empilement de couches qui va, de bas en haut, du Jurassique supérieur (Terres Noires) au sommet du Crétacé inférieur (Urgonien).
plus
de détails sur le
GrésivaudanEntre Saint-Ismier et Chapareillan deux lignes de falaises presque continues le soulignent, celle de l'Urgonien et celle du Tithonique. La corniche urgonienne se termine à la latitude de Saint-Ismier avec le sommet de la Dent de Crolles. C'est la corniche du Tithonique qui la relaye au sud de Saint-Ismier pour armer la ligne de crête, qui court par le Saint-Eynard jusqu'à la Bastille (Grenoble).
Le
rebord subalpin chartreux 
au nord de Saint-IsmierLe tracé de ce rebord, comme celui du Grésivaudan dans son ensemble, est tout à fait parallèle à l'axe faîtier de la chaîne de Belledonne. Il est par contre oblique aux plis de la Chartreuse orientale, qui viennent successivement, du nord vers le sud, s'y faire trancher en biseau.
Sa formation peut être schématisée comme suit :
  version plus grande de cette image |
(le nord est à gauche et l'allongement du bloc est perpendiculaire à celui de la chaîne de Belledonne)
Dans les deux étapes de gauche on a omis délibérément de représenter les dépôts molassiques miocènes, en cours de dépôt (d'ailleurs on ignore jusqu'où ils s'étaient avancés en direction de l'est). |
En Vercors, au delà de la trouée de l'Isère (qui en rompt la continuité à Grenoble) le rebord subalpin se poursuit avec les mêmes caractères qu'en Chartreuse. Dès le Moucherotte il montre de nouveau deux falaises, comme au nord de Saint-Ismier mais, à la différence de ce qui se passe en Chartreuse, la barre Tithonique est en général décollée du rebord principal par une combe berriasienne assez profonde, dans laquelle la plaine alluviale arrive même à s'engager.
En outre le rebord du Vercors montre quelques complications tectoniques qui aboutissent à redoubler soit la barre urgonienne (à la latitude de Varces) soit la barre tithonique (au sud de Vif).
Le rebord subalpin du Vercors de Grenoble
; au nord
de Gresse ;
à la latitude
de Gresse
; au
sud
de Gresse
Dans les Bauges c'est également la corniche tithonique qui couronne le rebord subalpin jusqu'à Saint-Pierre d'Albigny ; au nord du col du Frêne l'Urgonien ne forme pas une barrière continue et le sommet du rebord est souvent formé par l'Hauterivien, lorsque ce terrain est suffisamment porté en altitude à l'occasion des plis anticlinaux (notamment l'anticlinal du Pécloz). D'une façon générale il y a une liaison beaucoup moins directe qu'en Chartreuse entre le tracé du rebord et celui des différentes barres calcaires.
Le rebord subalpin des Bauges
de Saint-Pierre d'Albigny ; au nord de Saint-Pierre d'Albigny
Les Préalpes
Les massifs subalpins sont qualifiés de Préalpes par les géographes. Pour les géologues le terme de Préalpes a un autre sens, plus restreint : il s'applique à des massifs comme le Chablais, qui sont certes en position externe mais dont une grande partie des roches proviennent des zones les plus internes et ont été transportées (par "charriage") sur des distances de plusieurs dizaines (voire centaines) de kilomètres.
Les Préalpes comportent plusieurs tranches de terrains ("nappes de charriage"*) qui y ont été superposées par les mouvements tectoniques. Ce sont, dans l'ordre de leur superposition actuelle (et dans l'ordre inverse de la distance parcourue) :
1 - Les nappes préalpines supérieures,
comportant elles mêmes plusieurs éléments
superposés (deux seulement existent en France) :
. nappes de flyschs des Gets, provenant du domaine liguro-piémontais
. Nappe de la brèche du Chablais, provenant de la
marge externe du domaine piémontais.
2 - Les nappes médianes, provenant des domaines briançonnais (médianes "rigides", du côté est) et subbriançonnais (médianes "plastiques", du côté ouest)
3 - Les nappes préalpines inférieures,
où les charriages tectoniques se combinent avec la sédimentation.
Le résultat est un ensemble complexe, qualifié globalement
d'ultrahelvétique.
Au sens strict ce terme désigne des terrains originaires
d'un secteur immédiatement plus interne que l'autochtone
helvétique (= subalpin).
figure plus grande (nouvelle fenêtre)
Le sillon molassique périalpin
Le sillon molassique périalpin ceinture l'arc des Alpes, à l'ouest des massifs subalpins, depuis la basse vallée du Rhône jusqu'à Genève, puis Vienne, en Autriche (en passant, à la latitude de la Chartreuse, par Saint-Laurent-du-Pont).
Il s'est formé au Tertiaire récent
(Miocène) par flexion de la croûte terrestre à
l'aplomb de la chaîne en cours de soulèvement,
sous le poids de la surcharge résultante. Cet affaissement
a affecté une zone plus large que celle des reliefs de la chaîne de sorte qu'il s'ensuivit, à leur périphérie, la création d'une dépression bordière qui fut envahie par la mer (c'est l'origine de la "transgression
miocène").
À cette époque, qui est l'étape
principale de l'émersion de la chaîne, les débris
que l'érosion enlevait à ses reliefs s'accumulèrent
dans cette dépression au point qu'ils finirent par la combler (l'érosion a affecté d'abord ses parties
les plus orientales puis, de plus en plus vers l'ouest, les chaînons qui se soulevaient
tour à tour).
Ce sillon est maintenant occupé par les 3000 m d'épaisseur des molasses gréso-conglomératiques du Bas Dauphiné, qui correspondent en grande partie à d'anciens deltas des rivières descendant des Alpes naissantes. La surface sommitale de ce remplissage a depuis été surélevée jusqu'à une altitude d'un millier de mètres, par un mouvement essentiellement vertical car il ne semble pas avoir sensiblement déformé cette surface. Les chaînons les plus méridionaux du Jura s'ennoient du nord vers le sud sous ces sédiments, ces derniers masquant en grande partie (sauf au niveau de la vallée de l'Isère, près de Voreppe) les raccords des plis jurassiens avec les plis les plus occidentaux des chaînes subalpines.
Les glaciers quaternaires ont ensuite emprunté et creusé cette zone où affleuraient des roches plus tendres que celles des régions qui l'encadrent (Jura et massifs subalpins). Ils y ont notamment "surcreusé" des dépressions maintenant garnies de lacs, tels ceux du Bourget, d'Aiguebelette et de Paladru.
plus de détails
sur les molasses
en général et sur les dépôts
miocènes du Bas Dauphiné en particulier.
Les massifs cristallins externes
Les massifs comme celui du Pelvoux au sens large, de Belledonne au sens large, du Beaufortain occidental et du Mont-Blanc, qui courent parallèlement aux massifs subalpins et les bordent du côté oriental sont qualifiés de massifs cristallins externes. Ils correspondent à une zone de soulèvement particulièrement marquée puisque on y voit, porté à des altitudes de plus de 3000 m, le soubassement des sédiments accumulés depuis le début du Secondaire à l'emplacement des futures alpes.
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Les massifs cristallins externes septentrionaux carte de localisation
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Ce soubassement est qualifié de "socle cristallin". Ce dernier qualificatif fait allusion au fait qu'il est formé essentiellement de roches "métamorphisées", c'est à dire indurées par recristallisation. Cette recristallisation s'est produite au Primaire, lors de la formation de la chaîne hercynienne, à la suite de l'enfouissement des sédiments accumulés avant la formation de cette chaîne. Il s'y ajoute des roches "intrusives", c'est à dire montées de la profondeur de la croûte terrestre à l'état pâteux, tels les granites et même des roches volcaniques, toutes roches formées par la cristallisation, à des températures inconnues à la surface du sol, des minéraux qui les constituent.
Concernant la transversale du massif de la Chartreuse, ce socle a été reconnu, par des méthodes géophysiques (échos sismiques), à des profondeurs avoisinant 10 km sous la surface du sol à l'aplomb de ce massif.
Entre la Chartreuse et la chaîne de Belledonne la surface du socle cristallin s'enfonce d'abord vers l'est, sous le Grésivaudan, avant de remonter rapidement vers la surface du sol et apparaître à l'air libre à la marge ouest de la chaîne. Beaucoup de géologues considèrent que ce dessin de la surface du socle vient de ce qu'elle serait brisée par une surface de chevauchement (doubles demi flèches et point d'interrogation sur la coupe Chartreuse-Belledonne) : la partie qui forme le soubassement de la Chartreuse aurait été partiellement entraînée en profondeur sous la chaîne de Belledonne par le jeu de cet accident et la surrection de cette chaîne résulterait de ce chevauchement.
Toutefois, au nord d'Albertville, les coupes sismiques continues ("profil ECORS") montrent au contraire un raccord progressif, par une inflexion continue, de l'interface socle-couverture, entre le Beaufortain (prolongement nord de Belledonne) et le soubassement des Bauges (prolongement nord de la Chartreuse), ce qui ne confirme guère cette hypothèse.
Enfin il n'y a strictement aucun argument, sur le terrain, en quelque point que ce soit du pourtour ouest des massifs cristallins externes, qui justifie ou appuie cette hypothèse d'un chevauchement du socle cristallin sur le sédimentaire situé plus à l'ouest.
La couverture sédimentaire directe (essentiellement jurassique) des massifs cristallins externes est qualifiée de zone dauphinoise. Elle affleure sur les deux flancs de la chaîne cristalline : à l'ouest elle s'enfonce sous les massifs subalpins qui en représentent la suite stratigraphique vers le haut ; à l'est elle s'étend plus largement, avant de disparaître par enfoncement sous les nappes de charriage "internes"
en savoir plus :
- sur la constitution et la tectonique du socle
de la chaîne de Belledonne au sens large
- sur la constitution et la tectonique du socle
de la chaîne des Grandes Rousses
- sur la constitution et la tectonique du socle
du massif des Écrins - Pelvoux
- sur les rapports entre la tectonique alpine du socle et celle
de sa couverture dans les zones externes alpines (voir plus spécialement
le schéma)
- sur les rapports entre la tectonique alpine du socle et celle
de sa couverture en Beaufortain,
en Oisans
et sur le versant occidental de
Belledonne.
- sur la surrection des massifs cristallins externes : Belledonne,
Écrins
- Pelvoux
- sur la question de l'hypothétique chevauchement
profond des massifs cristallins externes.
Les chaînons méridionaux du Jura
Ces chaînons se caractérisent
surtout par l'importance plus faible qu'occupent les niveaux marneux
dans leur succession stratigraphique au Jurassique et au Crétacé.
Il en résulte que l'érosion n'y a guère pu
creuser qu'une seule combe, celle correspondant à l'Hauterivien.
Les plis y sont souvent "coffrés"*, avec des
anticlinaux à large voûte aplatie. Enfin ils atteignent
une altitude en général inférieure à
celle des chaînons subalpins.
Cet ensemble de caractéristiques définit un type
de succession et de style tectonique, dit "jurassien",
qui s'oppose au type subalpin.
Les chaînons de Poliénas,
au sud de Tullins, du Ratz,
au nord-ouest de Voreppe, et du Mont-Grelle,
au nord des Échelles, se rattachent franchement à
cet ensemble, qui se poursuit vers le sud par le Vercors
occidental.
Ces derniers chaînons représentent effectivement
l'extrémité méridionale de plis qui se poursuivent
loin vers le nord dans le Jura et qui viennent vers le sud à
la rencontre des plis subalpins de la Chartreuse et du Vercors,
car la direction axiale de ces derniers est moins méridienne.
Ils tendent alors à s'incorporer à la marge occidentale
de ces massifs subalpins, au prix d'une torsion de leur axe (dans
le sens horaire) et d'un certain nombre de cassures.
Cette disposition est très vraisemblablement due à
ce que les plis jurassiens, déjà fortement ébauchés
dès l'Oligocène, ont été repris et
déformés, aux approches du front des massifs subalpins,
lors des déformations fini et post-miocènes. Il
s'en est suivi une distorsion plus ou moins poussée de
ces plis, en liaison avec le régime de cisaillement dextre
qui a caractérisé (tout spécialement dans
le massif de la Chartreuse) cette seconde étape de plissement.
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Rapports entre les plis du Jura méridional et ceux des massifs subalpins septentrionaux. Schéma cartographique. 1 = plis du Jura ; 2 = Plis jurassiens tordus après le Miocène, par cisaillement dextre mais sans ruptures importantes (simple rotation des axes dans le sens horaire) ; 3 = Plis jurassiens affectés par les chevauchements post-miocènes et incorporés à la marge des massifs subalpins (ils sont rompus par des chevauchements et des décrochements associés) ; 4 = Plis subalpins proprement dits, des Bauges et de la Chartreuse orientale ; 5 = Direction de raccourcissement jurassienne (anté-Miocène) ; 6 = Direction de raccourcissement subalpine (post-Miocène) ; 7 = chevauchements post-Miocènes (a = chevauchement frontal des massifs subalpins septentrionaux ; b = chevauchement accessoires) ; 8 = position originelle des plis jurassiens avant leur torsion ; 9 = coulissement le long de la faille de Voreppe. |
vocontien (faciès, domaine)
Ce qualificatif paléogéographique s'applique au secteur des massifs
subalpins qui s'étend du sud du Vercors au nord de
la montagne de Lure (ancien pays des Voconces).
Ce secteur s'oppose aux deux domaines qui l'encadrent par ses faciès
du Crétacé inférieur : ils se caractérisent
par la prédominance de marnes et de calcaires pélagiques
c'est-à-dire déposés par décantation
dans des eaux marines suffisamment profondes.
Au contraire les domaines
qui l'encadrent, plus septentrional
(dauphinois externe) et plus méridional (provençal), se caractérisent par l'intercalation,
en proportion plus ou moins importante selon les niveaux, de faciès
carbonatés peu profonds alimentés par des apports provenant des plate-formes
voisines (plate-forme jurassienne en ce qui concerne le domaine
dauphinois). Ces faciès sont principalement représentés
au Barrémo-bédoulien par les calcaires massifs de
l'Urgonien.
Cette variation des faciès s'accompagne, dans le domaine
vocontien, d'une diminution générale de l'épaisseur
de la succession du Crétacé inférieur, due
au fait que la sédimentation y était largement privée
des apports en débris calcaires provenant de la plate-forme
jurassienne (au contraire une surépaisseur accusée caractérise le domaine du talus limitant ces deux domaines).
Le terme de "fosse vocontienne" qui a été longtemps employé est à abandonner car il semble que les profondeurs ne devaient guère y excéder quelques centaines de mètres.
Zones externes et zones internes
Les zones externes sont celles qui se situent à la périphérie de l'arc alpin. Elles ont en commun de n'avoir été, relativement, que peu déplacées par les mouvements tectoniques. On y range, de l'extérieur vers l'intérieur, les massifs subalpins, les massifs cristallins externes et leur enveloppe sédimentaire "dauphinoise", enfin les domaines intermédiaires, dits "ultradauphinois" et "valaisan".
Les zones internes se caractérisent avant tout par le fait que tout le matériel qui les constitue a été déplacé (grossièrement d'est en ouest) sur de longues distances (au moins plusieurs dizaines de kilomètres) sous forme de "nappes de charriage"* maintenant empilées.
Originellement ces zones étaient des domaines marins proches des secteurs de la mer alpine dont le fond était constitué par de la croûte océanique (alors que celles dites externes en étaient les plus éloignées). On y distingue les domaines (de plus en plus internes) dits "subbriançonnais", "briançonnais", "piémontais", "liguro-piémontais" et enfin "austro-alpin".
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