(b) Bornes, bassin m olassique et Jura
C. Le massif des Ecrins
1. Introduction
2. Histoire Paléozoïque
3. Marqueurs de la divergence Mésozoïque 4. Marqueurs de la convergence Cénozoïque 5. Problématiques
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1. Introduction
Le massif des Ecrins, de par sa position originale au croisement des deux principales directions des structures de la zone externe qui soulignent l'arc Alpin (SO-NE au nord et SE-NO au sud), est un endroit important pour contraindre la cinématique de l'arc. De plus, les dépôts du Trias de cette région, horizontaux sur une vaste plaine, sont un marqueur privilégié des déformations qui leur sont postérieures.
II-29: Toponymie et formations géologiques de la zone d'étude.
Le massif des Ecrins est composé d'un socle polymétamorphique au sein duquel se trouvent quelques plutons granitiques; il est recouvert par endroit par une couverture mésozoïque à cénozoïque (
Fig.
II-29). Il est bordé à l'est par le front pennique, au sud par les bassins sédimentaires du Champsaur et du Dévoluy, à l'ouest par les massifs du Taillefer, de La Mure et de Belledonne et au nord par le bassin d'Emparis et le massif des Grandes Rousses. Ce que cette étude appelle le massif des Ecrins correspond globalement à l'étendue du parc67 national des Ecrins est comprend: le massif du Combeynot, le massif des
Ecrins-Pelvoux ou Ecrins-Pelvoux, le massif du Sirac et le massif du Rochail. Néanmoins, la présente étude travail dans un cadre limité à l'ouest par Grenoble, à l'est par Briançon, au nord par Saint Jean de Maurienne et au sud par Embrun.
Nous ferons le point dans cette partie sur les connaissances déjà acquises de l'histoire pré-collisionnelle du massif, depuis le Paléozoïque au Mésozoïque, dans le but de contraindre la structure de la région avant qu'elle ne subisse ses déformations résultantes de la convergence. Nous allons ensuite détailler les témoins de cette convergence et leur(s) implication(s) géodynamique(s). Enfin, nous allons détailler les incertitudes concernant l'ensemble de cette histoire, et les problématiques de recherche qui en découlent.
2. Histoire Paléozoïque
a) Introduction b) Anté-Dévonien e) Dévono-Dinantien f) Carbonifère supérieure g) Permien a) Int roduct i onQuelques travaux de référence sur l'histoire pré-Triasique des Alpes, et de notre zone d'étude en particulier, ont été fournit par [Raumer and Neubauer, 1993; Debon and Lemmet, 1999; Guillot et al., 2009]. La structuration pré-Mésosoique des massifs cristallins externes résulte d'une succession d'évènements géodynamiques marqués notamment par des unités poly-métamorphiques [Von Raumer et al., 1999]. Nous allons donc décrire les différentes unités reconnues d'ouest en est.
Le massif de Belledonne est divisé en deux branches limitées par un accident nommé Synclinal Médian. La branche Ouest, qui se poursuit au Sud par le massif de la Mure, est composé d'une série de flysch dit "satiné", non daté mais probablement néo-protérozoïque à cambrien inférieure [Barféty et al., 1984]. Cette série est recouverte par des dépôts Permo-Carbonifères (Fig. II-30).
La branche Est peut être séparé en deux domaines séparés par un contact tectonique nommé faille de Belle étoile [Vivier et al., 1987; Ménot, 1988]: un domaine au nord, composé d'intrusions plutoniques et de séries de haut grade
68 métamorphique, et d'un domaine au sud, composé d'un empilement de nappes
daté à 324±12Ma comprenant la série ophiolitique de Chamrousse, un complexe magmatique et sédimentaire Dévono-Dinantien et des séries volcano-sédimentaires Viséennes [Ménot et al., 1987; Guillot and Menot, 1999]. Ce dernier domaine se prolonge au Sud du massif des Ecrins (Fig. II-30).
On distingue classiquement dans les Ecrins un cortex, composé par ces séries Dévono-Dinantiennes dont la paragenèse minéralogique est à staurotide-cyanite (Fig. V-13) et un noyau migmatitique associé à des intrusions granitiques et chapeauté par un niveau d'amphibolite (Fig. II-30) dont la paragenèse est à sillimanite et cordiérite (Fig. V-13) [Barféty and Pêcher, 1984].
Le massif des Grandes Rousses a été associé au cortex du massif de l'Oisans et au domaine Sud-Est du massif de Belledonne [Barféty and Pêcher, 1984; Guillot et al., 2009]. En effet, ce massif est composé d'une importante série Carbonifère et d'unités micaschisteuses parfois conglomératiques (dit chloritoschistes feldspathique) et d'unités leyptinitiques qui ont été associées aux séries volcano-sédimentaires Viséennes [Guillot et al., 2009]. Néanmoins, elle comporte également des gneiss migmatitiques et une intrusion granitique qui la rapproche plus du domaine NE de Belledonne (Fig. II-30). Il pourrait en fait s'agir d'un domaine structural correspondant à la transition entre les deux domaines de la branche Est de Belledonne.
Cette structuration de premier ordre témoigne donc d'une histoire polyphasée que je vais maintenant décrire plus en détail, partant des plus anciennes reliques pour en arriver à l'histoire Permienne, basant mon discours sur les cartes établies par [Guillot et al., 2009].
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II-30: Carte lithologique des formations pré-Triasique d'après les cartes géologiques au 1/50 000ème du BRGM.
Les par ti es sui vant es sont di sponi bl es en Annexe 4 :
b) Ant é-Dévoni en c) Dévono-Dinant i en d) Car bonifèr e supéri eure e) Permien
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3. Marqueurs de la divergence Mésozoïque
a) Dépôts anté-rift
(a) Grès et conglomérats de base (b) Dolomies et calcaires
(c) Cas des Gypses, cas des Cargneules (d) Schistes dolomitiques
(e) Formation du toit du Trias
b) Initiation du rifting
c) Le rifting: failles normales et dépôts syn-rift
(a) Les failles normales
(b) Sur l'âge des dépôts syn-rift
d) Distribution cartographique des failles Liasiques: une revue
(a) A l'échelle du Sud-Est de la France (b) A l'échelle du massif des Ecrins
e) Quel pendage pour ces failles normales ?
f) Répartition de l'épaisseur des sédiments syn-rift g) Les dépôts post-rift
a) Dépôts ant é-r i ft
En discordance sur l'ensemble des séries précédentes, le Trias, avec à sa base un niveau détritique continental de grès et conglomérats. Ce niveau, facilement identifiable sur le terrain, reste solidaire du socle tout au long de l'histoire Alpine (Fig. II-31), ce qui en fait un bon marqueur des déformations. Au dessus, des séries marines carbonatées (avec des intercalations évaporitiques) servent parfois de niveaux de décollement. Le faciès de ce Trias est dit Germanique.