Les Alpes externes septentrionales, bien que réputées simples, ont cependant eu une évolution structurale très pluriphasée. La synthèse des données recueillies sur l'ensemble des massifs subalpins septentrionaux et sur la couverture des massifs cristallins externes, conduit en effet à y distinguer plusieurs étapes de déformation compressive qui s'ajoutent à un nombre au moins égal d'épisodes d'extension.

A/ En ce qui concerne les étapes extensives, on en relève presque à tous les niveaux de l'échelle stratigraphique. D'une façon générale les failles dites "normales" qui ont été générées lors de ces étapes sont à peu près méridiennes et surtout parallèles aux axes des futurs plis. En fait elles semblent, un peu partout, avoir servi de structures d'ancrage qui ont déterminé, plus tard, l'implantation des plis (les synclinaux s'installant à l'emplacement des grabens préexistants).
Les étapes synsédimentaires jurassiques ne peuvent guère être analysées dans les chaînes subalpines septentrionales, soit que les terrains du Lias et du Dogger n'y affleurent pas, soit qu'ils y soient trop déformés par les phases compressives mais il est bien sûr probable qu'elles s'y sont manifestées.
Pour les époques postérieures au Jurassique les activités extensives qui ont été relevées peuvent être réparties de la façon suivante :

1 - La première étape d'activité extensive connue dans les massifs subalpins septentrionaux est celle du milieu du Crétacé (Barrémo-Albien), observée notamment dans les Aravis, en Chartreuse et en Vercors. Peut-être ne doit-elle pas être attribuée à une extension crustale mais à de simples tassements, par "failles de progression", à la marge extérieure du prisme de carbonates qui progradait depuis la plate-forme urgonienne (c'est ce que suggère notamment le fait que, à la Dent de Crolles, la faille de la Gorgette s'amortit au sein des marnes du Valanginien-Berriasien).

2 - Cette explication ne peut cependant plus être retenue pour les failles extensives d'âge Sénonien, qui ont notamment été observées dans les Bornes (chaînon de la Tournette). Le cachetage des cassures se produit soit au cours même du Sénonien soit au Nummulitique. De ce fait il est difficile de savoir si cette étape est vraiment distincte de celle qui se manifeste au cours du Paléogène (Priabonien à Oligocène). Cette dernière crée d'assez nombreuses failles normales conjuguées, d'azimut à peu près N-S, qui sont cachetées selon les régions par les couches marines ou continentales. Elle est bien illustrée dans presque tous les massifs mais particulièrement dans les Bauges et les Bornes, massifs où les couches nummulitiques affleurent de façon particulièrement large.

3 - Une dernière étape, très tardive car postérieure à la phase majeure de plissement (P2) mais antérieure à la phase P3, est celle de la formation de la faille d'Arcalod, dont la surface de cassure est tordue par les déformations de la dernière phase compressive (ce jeu extensif concerne alors sans doute aussi l'accident médian de Belledonne qui est le prolongement probable de cette cassure dans le socle).
On est tenté d'envisager que cette étape coïncide avec la première phase d'érosion (par aplanissement) qui a été mise en évidence dans les massifs subalpins plus méridionaux [Gidon, 1994], d'autant que cette dernière est antérieure aux ultimes chevauchements subalpins.

B/ Le décompte des épisodes compressifs se base sur la superposition des effets des déformations observables (reploiement de failles ou sectionnement de plis). Il en résulte que les étapes élémentaires que l'on distingue ainsi peuvent éventuellement s'être enchaînées et ne pas relever de véritables "phases" distinctes, notamment si elles ne sont pas séparées par des modifications du système de contraintes (ce pourrait être le cas pour les étapes1 et 2 ; c'est le cas pour les sous-étapes de la phase 3 dont la contemporanéité n'est pas étable).
Compte tenu de cette réserve, les étapes compressives objectivement discernables peuvent être inventoriées comme suit :

1 - Phase du premier cisaillement tangentiel de la couverture ("phase P1", [Gidon 1981b]).
Ce cisaillement s'est notamment traduit par la formation de chevauchements par failles inverses dans la barre tithonique des massifs les plus méridionaux. Il est aussi responsable de la formation de chevauchements, par torsion des failles extensives antérieurement formées, dans les Bornes et le massif de Sixt-Platé (coupe de l'Arve). Au front occidental des Bornes, le chevauchement de La Fillière paraît également à rattacher à cette étape tangentielle. Dans les niveaux structuraux les plus profonds (Lias - Dogger, voire même Tithonique, des massifs des Aravis et du Haut Giffre) on lui attribue la formation de plis synschisteux à plan axial très couché.
Cette phase semble remonter à l'Oligocène supérieur puisque le chevauchement de La Filière est cacheté par le Miocène du sillon périalpin. Ceci est en accord avec l'âge de la mise en place des nappes internes qui, par un effet d'entraînement de la couverture prise entre ces nappes et le socle, en est la cause la plus probable.
En fait, que ce soit dans les massifs subalpins septentrionaux ou dans les anciens hémigrabens des massifs cristallins externes, il apparaît que cette phase a mis en jeu deux phénomènes distincts :
a) le plissement synschisteux du contenu sédimentaire des anciens hémigrabens, résultat du rétrecissement de ceux-ci par le rapprochement et l'écrasement des blocs ("hémi-horsts") de socle cristallin intermédiaires ;
b) le rabattement en plis couchés et le cisaillement tangentiel à la surface du géoïde (diffus ou éventuellement concentré sur des surfaces de chevauchement) de la portion de ces plis qui faisait saillie au dessus de la courbe enveloppe du sommet des blocs de socle cristallin.

2 - Phase du plissement généralisé ("phase P2", [M. Gidon 1981b]).
Les plis créés alors sont ceux qui constituent maintenant le trait structural majeur des massifs subalpins septentrionaux et qui en ont guidé la morphogénèse (le plus souvent par le biais de l'inversion de relief).

- a) Ces plis ont maintenant des caractéristiques qui amènent à conclure que nous n'en observons pas maintenant l'aspect initial, mais le résultat d'une déformation lors des étapes postérieures. En effet on relève, au moins dans les chaînons occidentaux du Vercors et de la Chartreuse, des indices indubitables d'une étape de plissement anté-Miocène : le Sénonien n'y est conservé que dans les coeurs de synclinaux et les voûtes anticlinales sont érodées plus ou moins profondément, mais souvent jusqu'à ablation totale de la carapace urgonienne. Mais ce premier plissement semble en fait lié à la formation des plis du Jura dont les extrémités méridionales s'intègrent là aux chaînons subalpins les plus externes : il n'a donc peut-être pas concerné les chaînons subalpins plus internes. D'autre part l'érosion anté-miocène de ces plis semble avoir commencé dès l'épisode karstique éocène, ce qui porterait à les faire remonter à un épisode antérieur à la phase P1 des massifs subalpins (qui serait spécifiquement jurassien).

En fait ces ébauches précoces, devaient avoir un aspect assez différent à plusieurs égards (en particulier ils devaient être plus ouverts et n'avaient sans doute pas tout à fait leur orientation actuelle). Un point important, qui n'a pourtant jamais été souligné, est le style de ces plis, qui se révèle avoir été du type jurassien, avec des plis coffrés à voûte plate plus ou moins large encadrée entre deux flexures monoclinales en "S" déjetées l'une en sens opposé de l'autre. Leur déformation par basculement ultérieur a souvent abouti à des plis affectés de deux charnières dont les inflexions s'additionnent pour former un pli de taille supérieure "à deux charnières". Le plus bel exemple est sans doute, dans Bauges, les synclinaux de l'Arclusaz et du Pécloz. Plus communs sont les longs flancs plats (anciennes voûtes) se terminant par une brève charnière en genou*, tels le synclinal de Villard-de-Lans et l'anticlinal de Sornin, en Vercors, ou, en Chartreuse, le flanc ouest septentrional du synclinal de Proveysieux (Grande Sure) ou le flanc oriental du synclinal du Néron (voir coupe à la page "Relations Vercors - Chartreuse").

- b) Rien ne permet de séparer cette phase de plissement de celle qui, en Suisse, a créé les nappes helvétiques en déformant les surfaces de charriage des nappes internes des klippes préalpines, dont la mise en place est d'âge oligocène tardif. Cette phase 2 est probablement fini-miocène (voire post-miocène), car le plissement a affecté les molasses miocènes des chaînons subalpins les plus externes (Chartreuse et Vercors). Par ailleurs la formation des plis P2 s'est peut-être enchaînée en continu avec l'étape précédente, dans une même phase de raccourcissement de la couverture. C'est ce que suggère le fait que les voûtes anticlinales sur lesquelles le Miocène repose en discordance dans les chaînons les plus occidentaux aient rejoué après le Miocène (d'ailleurs au prix de torsions axiales qui ont été facilitées par des fractures en décrochement et en chevauchement).

c) De nombreux décrochements semblent dater de cette phase P2, car leurs azimuts et le sens de leurs rejets sont compatibles avec la direction de raccourcissement indiquée par l'orientation de l'axe des plis. Ils s'observent plutôt dans la partie occidentale des chaînons subalpins et ils apparaissent maintenant comme des tronçons disjoints, connectés entre eux par des décrochements plus récents qui les reprennent et/ou les recoupent.

d) L' épisode extensif qui s'exprime par le jeu de la faille de l'Arcalod (voir plus haut dans la page) est une étape intermédiaire avant les dernières compressions : en effet cette cassure recoupe les plis P2, tandis qu'elle clairement est tordue par le synclinal de Serraval qui doit donc dater de la phase P3.
De même la création de la virgation des Bornes se situe aussi dans le créneau chronologique séparant les compressions 2 et 3, si l'on admet que c'est elle qui est également responsable de l'incurvation anté P3 de la faille de l'Arcalod, mais ce point reste discutable. L'analyse des chaînes subalpines ne livre pas d'autres indications sur son origine : on peut seulement remarquer qu'elle est vraisemblablement liée à la formation de la virgation du Jura et sans doute à l'incurvation du front pennique, car l'un comme l'autre lui sont concentriques. On peut envisager que ce soit le résultat des coulissements dextres le long des grands accidents longitudinaux à la branche orientale de l'arc alpin (qui viennent aboutir en Valais par la ligne du Simplon). Ce sont là, en tous cas, des indices d'un changement des directions de mouvement des masses rocheuses à l'échelle de la chaîne alpine.

3 - Phase ultime
La dernière étape de déformation compressive ("phase P3" [Gidon 1981b]) est probablement post-miocène et ses derniers mouvements ne datent donc peut-être que d'un Quaternaire pas tellement reculé. En effet on est conduit à lui rapporter plusieurs déformations qui se sont peut-être succédées dans l'ordre adopté ci-après pour les énumérer, mais dont la contemporanéité est toutefois plutôt probable :

- a) plissement à grande longueur d'onde.
Il représente la traduction, dans la couverture, d'une déformation du socle qui s'exprime par la voussure anticlinale des massifs cristallins externes. Ce plissement se manifeste par un certain nombre de plis très ouverts, qui tordent trans-axialement les plis P2 du Vercors au Bornes. Le plus marquant est le synclinal de Serraval des Bornes et des Bauges orientales [Gidon, 1994], dont l'axe, N45, est parallèle à celui de la chaîne de Belledonne. Il est bordé du côté nord-ouest par le large anticlinorium des Bornes occidentales. J'ai proposé de l'appeler synclinal méso-subalpin en raison de sa situation à mi-largeur de ces chaînes subalpines sur toute leur longueur.

Il est vraisemblable que l'essentiel de la surrection de la chaîne de Belledonne et du Mont-Blanc est due à cette déformation, que l'on doit nécessairement considérer comme post-miocène, compte tenu de ses relations avec les plis P2. Toutefois la présence, dans les couches sommitales des molasses miocènes, de galets provenant du socle des massifs cristallins externes montre que la mise à nu de ce socle avait débuté au cours du Miocène (cf J. BOCQUET 1966). Mais si l'origine pelvousienne (ou plus interne) de nombre de ces galets est indubitable, rien ne prouve, par contre qu'il y en ait qui proviennent du socle de Belledonne. Il semble donc que l'érosion syn-miocène n'a affecté que le massif du Pelvoux et les zones plus internes, tandis que le massif de Belledonne était alors encore enfoui sous sa couverture. Il est a noter que cette supposition s'accorde bien avec deux autres considérations : d'une part le massif du Pelvoux avait déjà été fortement soulevé et son socle cristallin mis à nu dès le Nummulitique, de sorte que l'érosion n'avait à y déblayer qu'une moindre épaisseur de couverture ; d'autre part la situation plus externe du massif de Belledonne l'amenait logiquement à subir une surrection plus tardive.

- b) ultimes jeux des décrochements, selon la direction NE-SW.
Ces jeux concernent notamment les fractures de cette orientation dans les Bornes, qui y recoupent nettement les décrochements attribuables à la phase P2 et ne sont pas affectées par l'arcuature qu'y dessinent ces plis. En outre ces fractures recoupent et semblent bien décaler l'axe du synclinal de Serraval. Dans les massifs plus méridionaux les changements de l'orientation des failles de décrochement semble également s'expliquer par l'une interférence entre des branches relativement E-W qui avaient été créés dès la phase P2 et des branches obliques (NE-SW), sans doute plus récentes, qui les connectent et ont ainsi permis leur réactivation dans un système de contraintes de direction différente.

- c) remise en mouvement et/ou formation des chevauchements les plus externes des massifs subalpins septentrionaux (chevauchement du front des Bauges et de la Chartreuse orientale, chevauchement de Voreppe et de Rencurel).
En effet ces accidents ont provoqué la dénivellation entre les tronçons résiduels de la vieille surface d'aplanissement post-miocène. La postériorité de ces chevauchements par rapport aux plis P2 semble également indiquée par le fait qu'ils coupent ces plis à tour de rôle, du fait que le tracé de leur surface de chevauchement est moins méridien que l'axe des plis (ceci est particulièrement net pour le chevauchement de la Chartreuse orientale qui sectionne à tour de rôle tous les plis de la Chartreuse orientale, du sud vers le nord, entre la trouée de l'Isère et celle de Chambéry ; cela n'est pas moins net pour le chevauchement de Voreppe, qui tranche à son tour tous les plis du Vercors au sud de la trouée de l'Isère).
On sait par ailleurs [Gidon 1981b] qu'il y a corrélation entre le jeu de ces chevauchements et l'ultime jeu des décrochements NE-SW. C'est en outre à l'occasion de ces derniers mouvements que les plis P2 ont acquis leur forme actuelle, certainement plus fermée que celle qu'ils avaient lors de leur apparition.
C'est enfin à ce moment qu'a dû vraisemblablement intervenir la déformation rétroverse de divers plis de la marge orientale des massifs subalpins les plus méridionaux (Chartreuse et Vercors). Le cas le plus net et celui de l'anticlinal de Perquelin, dont le basculement vers l'est s'est accompagné d'une rupture en chevauchement. Mais cela concerne aussi la région de Gresse et les chaînons du Conest et du Sénépy. Ces mouvements rétroverses semblent interprétables par des déplacements du socle de Belledonne en "sous-charriage" par rapport à sa couverture, apparemment dans le cadre de coulissement NE-SW dextres qui se poursuivent de nos jours par l'activité sismique de cassures longitudinales à la chaîne.

Quant à l'origine du jeu de ces derniers accidents cassants et notamment de celui des grands chevauchements longitudinaux une interprétation qui consiste à y voir le rejeu en inversion de failles anciennes plus vraisemblablemt extensives donc. Ce jeu a été induit par le serrage (croissant vers le haut) de la pile stratigraphique résultant du rapprochement de des deux flancs du grand synclinal méso-subalpin en cours de creusement. C'est là une manière de voir tout-à-fait nouvelle qui est raisonnablement fondée, bien plus que celle communément envisagée (mais sans bases d'observation) qui les considère comme des imbrications ayant leurs racines dans le socle cristallin.

Le fait que l'étape d'érosion par aplanissement, préalable à l'érosion quaternaire "normale", ne peut guère être antérieure au Pliocène supérieur (Villafranchien) confère à ces ultimes déformations un âge bien tardif, qui ne remonte peut-être, en définitive, qu'à un Quaternaire pas tellement reculé.