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The aim of this work was to establish a method processing quantitative structural data in order to provide more constraints on field-based kinematic models. We choose finite strain data because algorithms and hardware equipments to do the measurements already exist since Champenois (1989) and Lapique's (1987) works. The "Zone Houillère Briançonnaise" (Fig. 1-1 et 1-2) has been chosen as application field of the method because (1) it is composed of microconglomerates and arkoses from which finite strain measurements are possible and reliable and (2) it is located just upon the Briançonnais Front (BF) which is one ofthe major structures of the French Alps related to the Pennine Front (separating internaI from external domains). Moreover, literature on the geometry and stratigraphy already exist and would have given us a good idea on the structure and kinematics of the ZHB. ln fact, previous works are attempts to "model" stratigraphical evolution of the ZHB only based on stratigraphical observations. Moreover, beneath the "Zone Houillère Briançonnaise" (ZHB), seismic reflectors imaged by the ECORS-CROP profile show a singular crossed pattern. Reflectors form two narrow East-dipping bands in the westernmost part of the ZHB or scattered reflectors dip gently to the West beneath the ZHB and Vanoise further East (Bayer et al., 1987). Such a seismic image confirms at first glance the fan structure of the ZHB previously described by Favre (1861), Ellenberger (1958) and Caby (1963; 1992). New structural observations from the "Vallée des Belleville" (department of Savoie, France), north of the Maurienne valley (Fig. 1-1 and 1-2) lead to a kinematic model which differ significantly from previous interpretations (Debelmas et al., 1988; Caby, 1992) but integrate the sei smic image (Fig.1-3 and 1-4). According to Mugnier et al. (1993), the two bands of East-dipping reflectors (Fig. 1-5) are related to the "Pennine Front" (PF) for the more external band and to the "Briançonnais Front" (BF) for the more internai one. The PF corresponds tothe tectonic contact separating the Subbriançonnais domain from external Alps. The BF separates the Subbriançonnais domain and the Briançonnais domain whose ZHB constitutes the most external unit., L'objectif du travail présenté dans ce mémoire est de développer une méthode pour mettre en évidence des structures non observables directement en surface à partir de données structurales utilisées comme données de champ. Le paramètre choisi est la déformation finie. La fiabilité de la méthode est testée en comparant les restaurations de la déformation (d'après les données de déformation finie) avec les modèles cinématiques issus d'une approche classique de terrain. La région d'application est la Zone Houillère Briançonnaise. Elle est située juste au dessus du Front Briançonnais (FB) qui est une des structures majeures des Alpes occidentales associée au Chevauchement Pennique Frontal (limite entre les zones internes et externes). Le modèle cinématique issu de l'approche classique de terrain a permis de mettre en évidence trois événements principaux suivis d'un épisode extensif. L'événement D1 traduit très probablement la subduction de l'océan piémontais au cours de laquelle, restant à un niveau structural élevé dans le prisme d'accrétion tectonique, la Zone Houillère subit un écaillage vers l'Ouest alors qu'une partie de la Vanoise, située plus à l'Est, est entraînée dans la subduction. Au cours de D2, la subduction de la Vanoise se bloque et cette zone est alors charriée sur la Zone Houillère puis elle l'emboutit. L'événement D3 est associé à l'indentation de la croûte européenne par le poinçon adriatique. Cette indentation est, entre autre, la cause de la surrection des Massifs cristallins externes qui réactive une surface correspondant au FB originel (décollement précoce D1 et/ou structure D2) en faille normale. Le rebroussement résultant de la surrection des Massifs cristallins externes produit une structure de type roll-over. L'événement extensif D4, continuum plus superficiel de D3, provoque alors le basculement de tout l'édifice vers l'Ouest. Les données de déformation finie ont été acquises par l'utilisation d'algorithmes d'analyse d'images, semi-automatisées au cours de ce travail. Les méthodes utilisées sont fondées soit sur l'analyse de forme des grains (diamètres de Féret) soit sur l'analyse de leur position (méthode de Fry normée). La comparaison et l'analyse des résultats obtenus montrent que la déformation enregistrée au cours de l'événement 02 (surface régionale de référence ) est de très faible intensité. Le processus de déformation est l'aplatissement accompagné d'une variation de volume inférieure à 10%. Les données ont été ensuite interpolées et visualisées à l'aide de GOCAO (modeleur 3D développé par l'équipe de J.L. Mallet, ENSG-LIAD). L'inversion de la déformation en plan a été effectuée à l'aide du logiciel FaultPack en collaboration avec l'équipe de P.R. Cobbold (Univ. Rennes 1). Les restaurations, bien qu'incomplètes, confirment, au cours de l'événement D2, l'absence d'une déformation cisaillante, la faible intensité de la déformation et la prédominance de l'aplatissement à l'échelle de la Zone Houillère entre l'Isère et l'Arc. Cependant, ce genre d'approche devra être à l'avenir associé très étroitement à une restauration géométrique 3D préalable, le problème majeur, non encore résolu. étant de faire la part de chaque événement de déformation dans les fabriques mesurées.

Not available, L’étude présentée dans ce mémoire reconstitue à l'aide d'une analyse structurale, les caractéristiques des principales phases tectoniques et des champs de paléocontraintes associés, reliés à la structuration du constantinois central depuis le crétacé. Les résultats obtenus sont présentés en deux parties complémentaires: la première partie est consacrée à la présentation des séries stratigraphiques, autochtones, allochtones et post-nappes. Les principales coupes et cartes effectuées dans les terrains crétacés sont commentées. Dans cette série, d'importantes lacunes de dépôts, des surfaces durcies et des variations d'épaisseurs et de facies sont mises en évidence. La deuxième partie résume les principaux résultats de l'analyse tectonique et microtectonique. Après une introduction sur la notion de contraintes et sur la méthode Etchecopar d'analyse des populations de microfailles, les phases de déformation dans l'ensemble des unités post-nappes, allochtones et autochtones sont discutées. Cette étude distingue les déformations rattachées à la tectonique mésozoïque des déformations reliées aux phases tectoniques cénozoïques anté, syn et post-nappe. la tectonique mésozoïque est marquée par la succession de deux phases de déformation: une phase distensive N120°E albo-cénomanienne et une phase compressive n-s sénonienne responsable de la mise en place des surfaces d'érosion, des lacunes stratigraphiques et des variations latérales de facies et d'épaisseur caractérisant les dépôts du crétacé supérieur. La tectonique cénozoïque débute à l'éocène par une compression N120°E responsable d'un plissement d'orientation N20°-30°E observe dans les formations ante-miocènes. Durant le miocène deux phases tectoniques compressives sont mises en évidence: une phase N20°-30°E est rattachée à la mise en place des nappes et une phase N170°E responsable d'un serrage postérieur important. Des déformations plio-quaternaires sont mises en évidence et marquées par la superposition d'une phase distensive N140°-150°E et d'une phase compressive N140°-150°E. La distension plus ancienne, est responsable de la réactivation de failles N45°E et N100°-120°E délimitant les bassins plio-quaternaires. La compression sub-actuelle N140°-150°E est caractérisée par un plissement NE-SW. En conclusion, une reconstitution des paléo-champs de contraintes, et des structures régionales associées, pour chacune des phases tectoniques définies est proposée

Not available, L’étude isotopique (Nd et Sr) de sédiments syn à post orogéniques permet la quantification des roches érodées. Dans le cas des Alpes, notre étude des molasses tertiaires péri alpines, montre: l'érosion dominante de sédiments océaniques pendant l'Oligocène, une période de transition entre 26 et 25 Ma (Oligocene Terminal) qui correspond à des changements brutaux pour le bassin molassique, interprétés comme le signe d'événements tectoniques en amont, l'érosion des socles métamorphisés pendant la phase méso-alpine débute à l'Aquitanien, la dénudation des zones externes en cours de structuration (phase éo-alpine) débute par l'érosion d'un socle non métamorphique (au Burdigalien) qui contient des granites alcalins tardi-varisques atypiques. Puis l'érosion atteint le socle métamorphique et les couvertures déplacées (à l'Helvetien). En terme de croissance crustale, l'évolution des compositions isotopiques du Nd montrent l'introduction de Nd juvénile, par l'intermédiaire d'un cycle tectono-sédimentaire long et complexe, qui se termine à l'oligocène par l'érosion des nappes composées de sédiments océaniques et de flysch. Mais l'évolution des compositions isotopiques est aussi le résultat de l'érosion de granites varisques atypiques et inconnus jusqu'ici. Le pic isotopique orogénique alpin enregistré par la molasse correspond à la fois à des apports juvéniles et au recyclage du pic hercynien

La modélisation analogique effectuée consiste à déformer une couverture stratifiée (représentée par des feuillets de paraffine calibrés : niveaux compétents, séparés par un enduit degraisse aux silicones = niveaux incompétents) qui peut glisser sur son socle rigide, par un poinçon simulant une écaille (représentée par un bloc indéformable) et agissant soit par son déplacement dans le plan des couches, soit par son poids, perpendiculairement à celles-ci. Par nécessité de schématisation le rôle tangentiel du poinçon est séparé de son rôle gravitaire en deux expériences distinctes. Des règles de répartition des structures obtenues sont déduites de ces modèles contrôlés. Les résultats de la modélisation sont ensuite testés sur deux exemples de terrain. L'arc du front pennique valaisan, qui parait, cartographiquement, dû à un ecoulement entre les deux poinçons passifs du Mont Blanc et de l'Aar, ne peut pas en fait être interprété en termes de poinçonnement horizontal. C'est la surrection tardive des massifs bordiers qui provoque la forme arquée du front des nappes. L'arc du Jura correspond mieux aux résultats expérimentaux. Les structures analysées dans cette région semblent tout à fait compatibles avec un glissement et une déformation contrastée en zones concentriques, de la couverture sédimentaire sur son socle. La mise en mouvement serait due à la poussée vers le NW du Bassin molassique suisse, lui-même indéformé et déplacé sous l'influence des schevauchement crustaux alpins plus méridionaux. La confrontation des données expérimentales et de terrain permet de donner les règles utilisables pour déterminer si un ensemble de structures est bien le résultat du déplacement d'une écaille chevauchante agissant par poinçonnement de son avant pays. Les deux tests effectués sur le terrain montrent que ces règles sont réellement pratiques et discriminantes. Il en ressort qu'il est surtout important de distinguer entre les déformations situées au front du poinçon (forte amplitude des plis, déversements et chevauchements, structures imbriquées, extension perpendiculaire aux directions structurales axiales) et celles qui sont situées à son flanc (moindre amplitude des plis, extension parallèle aux axes, décrochement...) ., pas de résumé

Le long de l'arc alpin, les relations du Subbriançonnals avec le Briançonnais ne sont pas toujours clairement établies en ce qui concerne lestransitions de faciés et la tectonique. On se propose donc d'étudier la paléogéographie subbriançonnaise , du Trias à l'Eocène , dans le secteur de l'Ubaye . Cette région présente trois groupes structuraux : l'un, "autochtone ", est constitué par lapartie arrière de la nappe de Digne, les deux autres sont des groupes de nappes: le groupe inférieur se compose des unités subbriançonnaises , auxquelles on s'intéresse, et de la nappe de l'Autapie; le groupe supérieur correspond à la nappe du Parpaillon. Tout d'abord, on caractérise la transition des faciès Séolanes (S) aux faciès Morgon (N) au sein d'une même unité tectonique: l'unité repère Cap-Peisséou. Les périodes - clefs sont le Dogger et le Malm. En y ajoutant les données recueillies dans l' unité des Séolanes au S et celles du Morgon au N, on peut mettre en évidence le caractère majeur de cette transition, par opposition d'une partie N où les séries sont fréquemment complètes et à caractère pélagique, à une partie S beaucoup plus lacunaire et d' ambiance de plate-forme néritique. L' histoire stratigraphique et paléotectonique permet un découpage en 4 étapes : - Trias-Lias moyen: sédimentation de plate-forme carbonatée à paléogéographie peu contrastée. - Lias supérieur-Oxfordien : opposition d 'un bassin septentrional et d'une zone lacunaire méridionale (noter un épisode néritique. au Jurassique moyen). - Malm-Néocomien: sédimentation carbonatée, mettant indéniablement en évidence le contraste morphologique créé à l' étape précédente par des différences de faciès. - Crétacé supérieur-Tertiaire : épisode détritique généralisé, puis sédimentation planctonique n'obéissant plus aux paléogéographies précédemment existantes. Au Tertiaire, nouvelle opposition entre le N (calcschistces gréseux) et le S (grès à grandes Nummulites) scellant une histoire tectonique complexe. On compare ensuite cette unité-repère à d'autres régions ,connues dans la Littérature, pour présenter des transitions de faciès analogues, en particulier les Préalpes Médianes (passages Plastiques Externes-Plastiques Internes), le secteur Gesso-Stura (passage Mt. Salé- C.Piconiera-Mt. Giordano) et la transition Provence-Dauphinois au niveau de la couverture du massif de l' Argentera-Mercantour. Ces trois secteurs, comparés étape par étape, à la zone-repère, ont montré des analogies (répartition des faciès et des zones d'érosion, enregistrement de paléotectoniques) telles qu'il est possible de prolonger la transition Dauphinois-Provence de l'Argentera aux Préalpes Médianes par l'intermédiaire d'une zone correspondant aux unités subbriançonnaises italiennes et de l'Ubaye. La nécessité d'événements géodynamiques pour obtenir le schéma actuel imposait qu'on se penchât sur l'histoire tectonique. Une analyse structurale a donc été effectuée dans la zone repère et son intégration dans l'histoire tectonique régionalc a permis de proposer une place dans le calendrier tectonique, pour deux événements majeurs : - un décrochement senestre subméridien actif du Crétacé (?) au Priabonien, avec une phase paroxysmale au Lutétien; - une phase de charriage oligocène (?). Ainsi présenté, le Subbriançonnais n'apparaît pas dans la paléogéographie alpine du Mésozoique. Sa répartition arquée serait issue d'une tectonique en vigueur dès l e Crétacé supérieur. Dans ces conditions, on peut se demander si la configuration arquée des domaines briançonnais et piémontais est fortuite ou bien en liaison avec une dynamique similaire., pas de résumé