Le bassin d'Emparis (Fig. II-29) peut-être subdivisé en deux entités limitées par un niveau de décollement majeur: le chevauchement de Roselend (Fig. II-41)
[Ceriani et al., 2001]. A l'Ouest de ce chevauchement les unités sont plissées et autochtones, tandis qu'à l'Est de celui-ci, les unités forment un empilement de nappes décollées dans le Trias (Fig. II-40). Les unités mésozoïques allochtones à parautochtones transportés par ce chevauchement sont dites Ultradauphinoises
90 Nos propres observations dans ce bassin nous ont conduit à de nouvelles
interprétations décrites en partie III.
II-41: Extension du Chevauchement de Roselend d'après [Ceriani et al. 2001].
Le chevauchement de Roselend se poursuit au Nord (jusqu'à Cormet de Roselend au moins) et au Sud (deux chevauchements possibles, voir plus loin), ce qui en fait une structure majeure de la zone externe et des Alpes Occidentales
[Ceriani et al., 2001]. Ce chevauchement, qui transporte les unités vers l'Ouest-Nord-Ouest (Fig. II-41), recouvre les séries Priaboniennes à l'Est du
Grand-91 Châtelard. Il recouvre également un tout petit lambeau de ces séries dans le
bassin d'Emparis, au nord de Foncouverte [Barféty and Barbier, 1977], ce qui suggère qu'une bonne partie du bassin d'Emparis devait être recouvert de ces séries avant les déformations. Ce chevauchement est donc postérieur au Priabonien-Rupélien. La poursuite de ce chevauchement au Sud de la Grave pose problème. En effet, il pourrait tout à fait venir s'enraciner dans le chevauchement de socle de la Meije-Olan [Debelmas et al., 2002] ou bien se poursuivre par les chevauchements présents dans la vallée d'Arsine, comme le propose [Ceriani et al., 2001] (Fig. II-41).
(c) Dans les flyschs Priaboniens des A. d'Arves et du Cheval Noir
Je vais décrire ici ces formations depuis le Niélard au Nord jusqu'à Vallouise au Sud. Ces formations sont de première importance, car elles sont le seul critère de chronologie relative de la région pour contraindre l'histoire du raccourcissement. Nous allons d'abord voir leur composition, puis la nature de leur base (tectonique ou transgressive) et enfin nous détaillerons leurs déformations internes.
Nat ure des fl yschs:
Ces formations de flysch se composent de quatre termes [Barbier, 1948]: des conglomérats de base (dont l'épaisseur est maximale aux Aiguilles d'Arves où ils forment les dites Aiguilles), d'un flysch calcaire, d'un flysch schisteux et d'un flysch gréseux, succession typique de ces formations [Sinclair, 1997b]. Néanmoins, ce flysch a été subdivisé en deux unités provenant de deux parties distinctes (Ouest et Est) d'un même bassin [Serre et al., 1985] (Fig. II-40; II-41): le flysch des Aiguilles d'Arves, reposant sur la marge Dauphinoise et alimenté par elle, et le flysch du Cheval Noir, reposant initialement sur la marge Briançonnaise (et alimenté par elle), qui chevauche actuellement le flysch des Aiguilles d'Arves (Fig. II-41).
Nat ure du contact basal :
Lorsque l'on regarde le substratum de cette formation au Sud de Niélard, il est composé d'une écaille composée d'unités Carbonifères à Jurassiques (et peut être Tertiaires ?) d'un faciès typique du Subbriançonnais [Barbier, 1956; Barféty et al., 1984]. Ainsi, cette unité du Cheval Noir et son substratum sont
92 chevauchantssur les unités sous jacentes. Hors, ce substratum Subbriançonnais
disparait plus au Sud et les flyschs reposent sur le mésozoïque Dauphinois le long d'un contact tectonique (Fig. II-41), là où les auteurs précédant [Barbier, 1948, 1956] décrivait un contact transgressif. Ainsi, le contact transgressif des flyschs des Aiguilles d'Arves sur leur couverture Dauphinoise n'est plus documenté que du Col d'Albane (au Sud d'Albiez-Montrond) aux Aiguilles d'Arves. En effet, au sud des Aiguilles d'Arves le contact entre flysch et série mésozoïque est fortement tectonisé, comme le montrent les nombreuses petites écailles qui jalonnent le contact [Barbier et al., 1973] ainsi que les décrochements sénestres qui affectent la zone du Col du Lautaret [Bravard and Gidon, 1979]. Il semble néanmoins que les flyschs soient effectivement transgressif sur le socle du Combeynot [Bravard and Gidon, 1979], ce qui a par ailleurs conduit ces auteurs à interpréter une première phase de mise en place de nappes de socle vers le NO anté-nummulitique. Dès que l'on redescend un peu plus au Sud, le contact est à nouveau tectonique [Barféty et al., 1995], comme cela a été démontré au niveau du Rocher de l'Yret (à l'Est de l'Eychauda) où une importante tectonique de nappes affectant ces séries a été observée
[Butler, 1992]. Il est à noter que certains auteurs pensent que le socle du Pelvoux a été principalement structuré avant la transgression nummulitique [Bravard and Gidon, 1979; Lami, 1988]. Quoi qu'il en soit, tout ces auteurs s'accordent à dire que le socle était affleurant lors du dépôt des séries Priaboniennes, ce qui est confirmé par les nombreux galets de socle qui existent dans les séries conglomératiques des Aiguilles d'Arves [Barbier, 1956; Bravard and Gidon, 1979].
Défor mat i on i nterne:
Près de l'Eychauda, la déformation interne des séries Priaboniennes indiquent un mouvement cisaillant vers l'ONO, en accord avec les structures observées dans le socle sous jacent au niveau du Rochet de l'Yret [Butler, 1992].
En remontant au nord du col du Lautaret, les flysch présentent une schistosité orientée NO-SE à N-S. Les axes de plis sont principalement orientés NO-SE. Les linéations d'étirements y sont peu développées mais celles que l'on peut trouver sont horizontales et parallèles aux axes de plis. Cette extension parallèle aux axes de plis est confirmée par les directions d'étirement associées à des fentes carbonatées néoformées. Autour du Lac du Goléon s'observent des
93 déformations superposées [Bravard, 1982]: des axes de plis NE-SO avec un
déversement vers le NO qui semblent repris par un plissement NO-SE avec un déversement vers le SO (
Fig.
II-42). Le tout est recoupé par des décrochements sénestres NO-SE tardif [Bravard and Gidon, 1979]. La première direction serait associé à la mise en place d'une nappe vers le NO décollé depuis la base des flyschs [Bravard, 1982]. Ces deux directions de plissement sont à l'origine de deux schistosités que l'on retrouve un peu partout dans cette zone (cf. III.A
). Elles ont d'ailleurs données naissances à des "frites", bâtonnets de flysch relativement allongés8. Sur la base de mes observations dans le Lias (décrites enpartie III), où une schistosité NE-SO recoupe clairement la schistosité NO-SE, je mets un doute sur la chronologie établie par [Bravard, 1982]. Par ailleurs, il est frappant de remarquer que l'axe des anticlinaux et synclinaux sont N-S au sud et qu'ils tournent progressivement jusqu'à être orienté NO-SE au Nord, et que c'est associé à cette dernière direction qu'apparait l'axe anticlinal NE-SO (
Fig.
II-42).II-42: Carte structurale des flyschs des Aiguilles d'Arves autour du Lac du Goléon d'après [Bravard, 1982].
8 les randonneurs les utilisent pour marquer leur passage en inscrivant leur prénom où des symboles au nord du Lac du Goléon
94 Quoi qu'il en soit, des schistosités N-S à NE-SO sont visibles dans les
flyschs du Cheval Noir, au sud de Niélard [Ceriani et al., 2001; Ceriani and Schmid, 2004]. Les axes de plis sont d'orientation dispersée mais globalement N-S, de même que la linéation d'étirement. Une schistosité frustre orienté NE-SO, avec un pendage de 30 à 60° vers le SE affecte la schistosité précédente [Ceriani and Schmid, 2004]. Le tout est ensuite affecté par des failles normales à pendage Est.
On retrouve donc au nord des critères similaires aux déformations observées plus au sud, avec une orientation légèrement différente. [Ceriani et al., 2001; Ceriani and Schmid, 2004] interprètent ces déformations comme résultant d'une tectonique transpressive sénestre associée à des chevauchements vers le nord ou nord-ouest, postérieur au dépôt des flyschs et antérieur aux chevauchements vers l'ONO de Roselend.