59). Ces données sont concordantes entre elles et avec un gradient relativement

Il existe également de nombreuses données d'inclusions fluides provenant de veines de la couverture [Poty, 1969; Gratier et al., 1973; Bernard, 1978; Nziengui, 1993]. La microthermobarométrie fournit des courbes de stabilité P-T. Ainsi, [Gratier et al., 1973; Nziengui, 1993] ont documenté de nombreuses courbes de stabilité dans le bassin de Bourg d'Oisans et d'Emparis (Fig.

Pression-Température-déformation:

II-59). Ces données sont concordantes entre elles et avec un gradient relativement chaud compris entre 30°C.km-1 et 60°C.km-1 pour une température comprise entre 300 et 350°C (Fig. II-59).

II-59: Champs P-T des données de la couverture du massif des Ecrins. Pour contraindre une valeur ponctuelle des conditions métamorphiques avec cette méthode, il est nécessaire d'obtenir de manière indépendante une valeur de pression ou de température. Il existe différentes manières d'atteindre ce but. Celles utilisés par les auteurs de la région contraigne la température de

118

formation et sont de trois types: hypothèse sur le gradient géothermique13, température de fusion des cubes de sels inclus14 et thermométrie issue du rapport K/Na15 (pour cette méthode voir [Orville, 1963; Lagache and Weisbrod, 1977]). Les valeurs ainsi obtenues dans le bassin d'Emparis restent néanmoins très incertaines [Bernard, 1978]: autour de 280°C pour un gradient de 50°C/km, 255 à 260°C pour la température de fusion des cubes de sels et 210 à 240°C pour la température issue des rapport K/Na (Fig. II-59).

-

[Ceriani et al., 2003] a contraint le pic métamorphique dans l'unité Priabonienne du Cheval Noir entre 270 et 320°C pour 2.8-4.8 kbar (soit un gradient géothermique proche de 20°C.km-1) en couplant diverses méthodes (index de Kübler, trace de fission et dimension des cellules-b des micas blancs). Ils documentent par ailleurs un gradient vertical de température allant de 320°C à la base à quelques 200°C au toit de cette formation (Fig.

Température-temps:

II-59). Ces auteurs estiment l'âge du pic du métamorphisme de la zone Dauphinoise entre 24 et 27.5Ma.

[Nziengui, 1993] a daté une fraction fine des micas blancs de la couverture par la méthode K/Ar supposée marquer le pic du métamorphisme. Cet auteur à néanmoins du recourir à une forte correction d'40Ar sur la base des teneurs en excès de l'40Ar présent dans les inclusions fluides des veines alpines. Les résultats qu'il obtient sont compris entre 26.6 et 26.3Ma pour le bassin de Bourg d'Oisans et entre 23.4 et 25.8Ma autour de la Grave dans le bassin d'Emparis.

Les données du socle - Pression-Température

Les fentes alpines du socle contiennent des inclusions fluides et des paragenèses qui ont fourni des couples et des champs de stabilité P-T (Fig.

:

II-60). Ainsi, la microthermométrie sur inclusions fluides couplée au rapport K/Na16 à

13 [Poty, 1969] fait l'hypothèse d'un gradient de 50°C.km-1 et obtient ainsi une valeur à 280°C-1.4kbar dans la couverture de La Gardette, dans le bassin de Bourg d'Oisans

14 [Bernard, 1978] obtient ainsi une valeur de 255-260°C - 1.9kbar dans la couverture Mésozoïque sous le Pic des 3 Evéchés.

15 [Bernard, 1978] obtient ainsi une valeur de 210-240°C - 2-2.3kbar dans la couverture Priabonienne du Col de l'Epaisseur.

119

fourni des couples de 335°C-1.7kbar et 360/375°C-2.3/2.5kbar dans les Grandes Rousses [Poty et al., 1973, 1974]. Par ailleurs, la paragenèse à laumonite-prehnite des fentes du massif des Ecrins indique un champs de stabilité inférieure à 370°C-7kbar ou plus probablement inférieure à 345°C-2.5kbar [Saliot, 1973]. La paragenèse à Pumpellyite-Prehnite de ces fentes indique un champ de stabilité compris entre 200 et 400°C pour une pression inférieure à 4kbar [Le Fort, 1973].

II-60: Champs P-T des données du socle du massif des Ecrins. -

Les données de traces de fission sur apatite et zircon sont des indicateurs du chemin T-t subit par les roches. Néanmoins, la signification du couple T-t reste dépendante de plusieurs facteurs (voir [Fügenschuh and Schmid, 2003]). La température de fermeture généralement admise pour l'apatite serait proche de 90°C [Green et al., 1989a,

Température-temps:

II-61: Données traces de fission sur un transect altitudinale au Sud de la Grave d'après [Van Der Beek et al., 2010]

120

1989b] tandis que pour le zircon elle serait proche de 240°C [Yamada et al., 1995]. Il existe néanmoins une gamme de température pour laquelle ces minéraux ne sont que partiellement réinitialisés. La température au-delà de laquelle les zircons sont totalement réinitialisé serait de 320°C [Tagami et al., 1998]. [Fügenschuh and Schmid, 2003] propose une gamme de réouverture partielle du zircon comprise entre 200 et 320°C et une gamme de réouverture partielle de l'apatite comprise entre 60 et 120°C. En considérant ces incertitudes, les âges fournit par ces méthodes sont multiples. [van der Beek et al., 2010] fournit des âges sur apatites compris entre 3.2 et 8Ma et des âges sur zircon compris entre 13 et 27Ma, sur un gradient vertical de 2000m au sein du socle de la Meije au sud de la Grave (Fig. II-61). Cette distribution de l'âge, dépendante de l'altitude, permet de contraindre les vitesses d'exhumations entre 0.15 et 0.6 km/Ma selon la période et la méthode (données brutes ou corrigées) considérées (Fig. II-64) [Fügenschuh et al., 1999; Ceriani et al., 2003; Fügenschuh and Schmid, 2003] ont fournit des âges sur apatite compris entre 3.3 et 4.6Ma dans le massif du Grand-Châtelard et entre 3.6 et 9.2Ma dans les séries Priaboniennes du Cheval Noir ainsi que des âges sur zircon compris entre 10 et 15Ma dans le massif du Grand-Châtelard et entre 20 et 70Ma dans les séries Priaboniennes du Cheval Noir. [Sabil, 1995] fournit des âges sur apatite compris entre 3 et 14 Ma pour les massifs de Belledonne et des Grandes Rousses. [Beucher, 2009; Beucher et al., 2012] fournit des âges sur apatite compris entre 3 et 11Ma dans le socle du Pelvoux le long d'un transect Nord-Sud et entre 9 et 13Ma dans les flysch du Champsaur occidentaux.

-

Les données radiométriques sont peu nombreuses sur le massif des Ecrins. [Demeulemeester, 1982; Demeulemeester et al., 1986] a fournit une cartographie détaillé des âges Rb/Sr et K/Ar des biotites du socle entre les massifs de Belledonne et des Ecrins (Fig.

temps-déformation:

II-62). Ces âges résultent tous d'une réouverture partielle de ce système isotopique et ne sont donc pas significatif. Néanmoins, le degré de réouverture de ces systèmes est différent, et cette différence souligne des zones de réouverture plus importantes des biotites, comme sur la bordure Est des Ecrins, le long de l'accident Meije-Olan ou le long du Synclinal Médian. Ainsi, les systèmes isotopiques de la biotite témoignent de zones où ces systèmes ont été plus réouverts que la normale (Fig. II-62). Le degré de réouverture du système K-Ar est en lien direct avec le degré de chloritisation des biotites et

121

probablement en relation avec l'importance des circulations fluides [Demeulemeester, 1982; Demeulemeester et al., 1986].

II-62: Répartition des âges Rb/Sr et K/Ar des biotites d'après [Demeulemeester et al., 1986]

-

Les seules données P-T-t-d qui existent pour le massif des Ecrins ont été fournies par [Simon-Labric et al., 2009]. Ces auteurs ont analysé des zones de cisaillement décrochant

compatibles avec un

raccourcissement E-W. Les chlorites syn-cinématiques de ces zones de cisaillement ont

fourni des températures comprises entre 200 et 320°C, calculées avec la méthode Pression-Température-temps-déformation:

II-63: Répartition des datations sur phengites réalisé par [Simon-Labric et al., 2009].

122

thermodynamique de [Vidal et al., 2001], avec une moyenne de 280°C. Cette température associée à une teneur en Si des phengites syn-cinématiques de 3.3 atomes par unité de formule est en accord -selon ces auteurs- avec un enfouissement sous 10-15km de roche le long d'un gradient géothermique de 25°C.km-1 (selon les abaques de [Massonne and Schreyer, 1987]). Par ailleurs ces phengites syncinématiques ont fournit des âges 40Ar/39Ar compris entre 26 et 34Ma (Fig. II-63).

Estimation des vitesses d'exhumations

123

Les vitesses d'exhumation ont été estimées de diverses manières à diverses échelles. A l'échelle des Alpes, [Kuhlemann, 2000] a calculé des taux de dénudation17 pour les Alpes Occidentales et Suisses sur la base de la dynamique de remplissage des bassins péri-Alpins (Fig. II-64). A l'échelle du massif des Ecrins, les données de trace de fission ont permit à [Vernon et al., 2008; Beucher, 2009; van der Beek et al., 2010] d'estimer de diverses manières la vitesse de dénudation du massif des Ecrins (Fig. II-64). A partir des données brutes de traces de fission brute (Fig. II-61), [van der Beek et al., 2010] a modélisé une courbe continue des vitesses d'exhumation du massif des Ecrins (Fig. II-64). L'ensemble de ces données permet d'estimer une profondeur d'enfouissement du massif des Ecrins entre 5 et 15km de profondeur vers 25-30Ma, ce qui est en accord avec les estimations de pression.

Signification de ces données

Ces données s'accorde sur un pic du métamorphisme entre 27 et 24Ma. Selon elles, le début du refroidissement aurait eu lieu après les déformations de la zone externe comme le prouve les isothermes qui recoupent les plis [Ménard and Rochette, 1992; Crouzet et al., 1999], ce qui semble confirmé par les datations radiochronologiques qui ont daté les déformations entre 34 et 26Ma [Simon-Labric et al., 2009]. Néanmoins, ces données sont parfois basées sur de grosses incertitudes, avec par exemple les âges de Crouzet et al. (2001) qui se basent sur les données fortement corrigées de Nziengui (1993). De plus, les modélisation de Crouzet et al. (2001) suggèrent que le refroidissement aurait très bien pu s'initier vers 30-31Ma (plutôt que vers 25Ma comme retenu dans leur étude), ce qui serait plus en accord avec l'âge ZFT de Van der Beek et al. (2010) à 27Ma. Il sera donc important de garder un avis critique sur l'âge du pic du métamorphisme.

Par ailleurs, il existe une incertitude sur le gradient géothermique associé à ce pic: il va de 20-25°C.km-1 (thermopaléomagnétisme, couple Chl-Phg) à 30-60°C.km-1 (microthermobarométrie des inclusions fluides), ces deux gammes étant compatible avec le champ de stabilité des paragenèses observées par [Jullien and Goffé, 1993]. Néanmoins, la pression des inclusions fluides peuvent refléter des rééquilibrations de leur densité au cours d'une décompression

124

isothermale [Boullier, 1999], comme cela a été observé en Himalaya par [Pecher, 1981]. Ces données sont donc à prendre avec précautions.

Quoi qu'il en soit, la couverture autochtone ne dépasse guère 2km d'épaisseur (sauf dans les bassins où elle peut atteindre 5km), ce qui implique une surcharge tectonique de 3 à 15km d'épaisseur. Cette surcharge est celle du charriage des unités internes sur la zone externe, dont le début est marqué par les schistes à blocs Rupéliens. L'âge de la fin de ce charriage, incertain, peut-être associé au début du refroidissement ou à la fin des déformations du massif des Ecrins, qui apparaissent d'ailleurs potentiellement synchrone, vers 24-25Ma.

5. Synthèse

Je vais exposer dans cette partie les différentes incertitudes dans les résultats concernant notre zone d'étude ainsi que les moyens que nous allons mettre en œuvre pour y apporter des éléments de réponses.

a) Style de déformation et réactivation versus néoformation

La première incertitude du massif des Ecrins concerne son style de déformation. Deux visions de premier ordre s'opposent:

(A) Le socle n'est pas raccourci, seule la couverture l'est, par l'intermédiaire de décollement dans le Trias où le Lias. On parle de 'thin-skinned tectonics', i.e. d'une déformation de la couverture uniquement.

(B) Le socle (i.e. au moins la croûte supérieure) est raccourci. On parle de 'thick-skinned tectonics'.

Cette distinction à d'importantes implications rhéologiques. Dans le premier cas le socle est trop résistant pour être déformé: il vas s'enfoncer sous la zone interne, la couverture jouant le rôle de couche savon [Watts et al., 1995]. Dans le second cas, le socle -moins résistant- va se raccourcir lors de la collision et la croûte va ainsi s'épaissir. Il existe différents types de raccourcissement, dépendant principalement de la stratification rhéologique de la croûte:

- Si il y a un contraste rhéologique entre croûte inférieure (ductile) et supérieure (fragile), l'interface entre ces niveaux peut jouer le rôle de décollement et la croûte supérieure sera raccourci [Mouthereau and Petit, 2003]. Dans ce cas la résistance des failles est souvent inférieure à la résistance de la croûte

125

supérieure [Butler et al., 2006], et ces failles seront réactivées18 (dans le sens de l'inversion positive de [Williams et al., 1989]19).

- Si toute la croûte est ductile, alors sa résistance sera égale ou inférieure à la résistance des failles et celles-ci ne seront pas (ou alors peu) réactivées: de nouvelles structures seront créées [Bellahsen et al., 2012].

Les mécanismes de raccourcissement et le style des déformations reflètent ainsi les propriétés rhéologiques de la zone de collision, propriétés qui influent inévitablement sur la cinématique de la collision. Cependant, différents mécanismes de raccourcissement et style de déformation ont été invoqués dans le cas du massif des Ecrins:

(A) Le raccourcissement a été accommodé par des décollements de la couverture au dessus d'un socle non déformé (Fig. II-65) [Gillcrist et al., 1987; Gillcrist, 1988; Coward et al., 1991].

(B1) Le raccourcissement a été accommodé par la réactivation des failles Liasiques (Fig. II-40) [Beach, 1981b; Gillcrist et al., 1987; Hayward and Graham, 1989; Coward et al., 1991].

(B2) Le raccourcissement a été accommodé par la réactivation de la foliation Varisque (Fig. V-19) [Dumont et al., 2008].

(B3) Le raccourcissement a été accommodé par la création de nouvelles structures: les zones de cisaillement (Fig. II-54) [Bartoli et al., 1974; Marquer et al., 2006; Bellahsen et al., 2012].

Pour tenter d'éclaircir l'importance de ces différents mécanismes lors du raccourcissement du massif des Ecrins, nous avons mené plusieurs campagnes de terrain d'une durée totale de plus de 100 jours d'observation.

18 dépend aussi de la pression fluide et de l'orientation des failles vis à vis de l'ellipsoïde des contraintes [Ranalli, 2000].

19 le faille, dont la friction est inférieure à celle de la croûte, va être le plan le long duquel les mouvements entre les blocs se produiront

126

II-65: Schéma conceptuel et cas de réactivation dans le massif des Ecrins. (A), (B1) et (B3) sont les styles de raccourcissement (se référer au texte).

127

b) Chronologie de la déformation La seconde incertitude

concerne la chronologie des déformations. Celle-ci réside notamment dans:

(1) les incertitudes concernant la nature

discordante ou chevauchante des séries

Priaboniennes. (2) le manque de données radiochronologiques datant les déformations. (3) la présence de plusieurs phases de déformation (Fig. II-66).

(4) l'hétérogénéité spatiale d'une même phase de déformation.

Dans cette partie, nous allons tâcher d'exposer les incertitudes qui existent sur le massif des Ecrins pour ensuite proposer une méthodologie et des outils pour apporter de nouveaux arguments aux hypothèses qui s'affrontent.