LES ALPES
Géologie





Aspect historique

La chaîne alpine est la première zone montagneuse dont l'étude ait donné lieu à une interprétation cohérente.

Dans ses observations, Horace-Bénédict de Saussure, un des scientifiques pionniers de l'histoire de la géologie alpine, décrit, dans « Voyages dans les Alpes » (1779-1796), la différence fondamentale entre les hautes montagnes cristallines et les systèmes plissés moins élevés qui les entourent. Comme lui, de nombreux savants cherchent la raison de ce contraste et de la hiérarchie des reliefs dans les « nœuds orographiques » et les réseaux de vallées.

Il est maintenant largement admis que la formation des Alpes et des montagnes dans un sens plus large, relève du modèle général de la tectonique des plaques, processus détecté par le même Horace Bénédict de Saussure au travers de son hypothèse des « refoulements horizontaux en sens contraires » base de la tectonique tangentielle moderne. Extrait du Tome IV chap 23-∫ 1937 d'Altdorf à Lucerne « La nature de ces montagnes, qui sont d'une pierre calcaire, compacte, et par conséquent formée par dépôt et non point par cristallisation, ne permet pas de croire que cette forme arquée soit leur forme primitive et originaire. D'ailleurs, le vide qui existe du côté de la convexité de toutes les couches de ce genre que j'ai observées, paraît prouver que c'est en se retroussant qu'elles ont laissé cette place vide, et qu'elles l'occupaient lorsqu'elles avaient leur situation primitive et horizontale. Or, un déplacement de ce genre n'a pu être produit que par deux moyens, ou par une force agissant de bas en haut qui ait rejeté la partie gauche de la montagne sur la partie droite ou par un refoulement qui ait replié l'une par-dessus l'autre. Or, l'hypothèse du refoulement me parait beaucoup plus probable que celle d'une explosion d'autant plus que nous avons déjà vu et que nous verrons encore ailleurs d'autres indices de refoulements tels qu'il les faut pour expliquer ce phénomène.»

Bien que l'homme se soit toujours interrogé sur l'histoire de la Terre, le terme « géologie » apparaît seulement vers la fin du XVIIIe siècle.

Neptunisme contre Plutonisme


À cette période et au début du XIXe siècle, on assiste à un conflit entre 2 modèles, le « Neptunisme » d'Abraham Gottlob Werner (Ecole de Freiberg) qui explique la formation de la Terre par l'action exclusive des eaux et le « Plutonisme » de James Hutton selon lequel la formation du relief est due à l'action de la chaleur souterraine. Leopold von Buch défend les thèses des « Plutonistes » privilégiant la prépondérance des éruptions volcaniques, les « cratères de soulèvement », et pense que les Alpes sont nées de la surrection d'une zone médiane sous l'action de forces souterraines verticales et de la mise en place symétrique de versants constitués de couches de plus en plus récentes vers l'extérieur. Il crée le premier schéma d'un arc alpin né de mouvements verticaux responsables de la zone axiale primitive, flanquée de deux rangées de roches plus récentes.

Léonce Élie de Beaumont, admirateur de Leopold von Buch, considéré par Gabriel Gohau (Histoire de la géologie) comme fondateur de la tectonique, et partisan de la théorie du soulèvement, suggère la possibilité d'un effort latéral de compression, dû à la contraction progressive du noyau terrestre.
Charles Lory, s'appuie sur d'autres critères de recherche comme le recours à l'étude des fossiles, qui lui permettent d'élaborer l'échelle stratigraphique des chaines subalpines et l'organisation générale des Alpes occidentales (1864). Il inaugure ainsi la véritable géologie alpine.

Par la suite, la théorie des cratères de soulèvements sera abandonnée au profit de l'idée selon laquelle les montagnes sont presque toujours formées de roches plissées.

Fixistes contre mobilistes

Au cours du XIXe siècle, on assiste à l'émergence de deux approches distinctes.
- D'un côté les partisans d'une orogénèse indigène, les « fixistes », une conception déjà présente chez les Anciens, soutiennent la thèse selon laquelle les formes de relief seraient stables et le moteur de tous les mouvements à la surface de la Terre proviendrait de son refroidissement, entraînant contraction et mouvement de la croûte terrestre des continents aussi bien horizontaux que verticaux, ces derniers subissant surtout l'influence des phénomènes volcaniques et plutoniques. William Davis Morris, géographe et métérologiste américain, un des fondateurs de la géomorphologie, relativise l'importance de cette théorie et considère que « le fixisme absolu fait place à un fixisme relatif ».
- De l'autre côté, les « mobilistes » promeuvent l'idée selon laquelle les continents peuvent se déplacer les uns par rapport aux autres à la surface du Globe. Un certain mobilisme a toujours été envisagé par les tectoniciens qui admettaient l'existence de nappes de charriage (prévalence des mouvements horizontaux).

Au cours du dernier tiers du XIXe siècle se généralise la thèse du mobilisme latéral, responsable des surrections d'un socle alpin ancien brisé et des plissements.
Albert Heim, expert de la plasticité et de la déformation des roches, montre que, sous l'effet de la pression, les roches peuvent devenir plastiques : compressions et déplacements horizontaux sont alors possibles. L'isostasie, exigeant l'équilibre entre les divers compartiments de l'écorce terrestre, laisse entrevoir une nouvelle possibilité d'interprétation de la surrection des Alpes. Si une partie de la lithosphère devient trop lourde, par sédimentation, ou trop légère par érosion, des mouvements verticaux de compensation rétablissent l'équilibre. Des soulèvements peuvent aussi se produire par montée de magma. Selon l'intensité de cette poussée, se forment, dans la zone de soulèvement, des plis en genou ou des plis couchés, qui peuvent ultérieurement se couper de leurs racines et aboutir à des décollements indépendants d'unités tectoniques.

Pour Eduard Suess (1875), auteur de « Die Entstehung der Alpen » et « Das Antlitz der Erde », ouvrages qui susciteront une vive impression, une poussée tangentielle venue du sud a soulevé la plus grande partie de la chaîne, l'a plissée et charriée. L'écrasement contre les môles soulevés du Massif central, des Vosges-Forêt-Noire et de la Bohème, vers l'avant, l'affaissement de la plaine padane, à l'arrière, et la disposition en arc de cercle des Alpes résultent de cette poussée.
Eduard Suess

Le géologue italien Secondo Franchi, à la suite de découvertes paléontologiques en 1898 et 1902, démontre que les schistes lustrés à « Pietre verdi » (les ophiolites) du Piémont sont mésozoïques, en grande partie.

La contreverse de Glaris

Le célèbre géologue suisse Albert Heim recourt à la théorie du « double pli de Glaris » de son maître Arnold Escher ; deux grands plis couchés entamés par l'érosion, venant à la rencontre l'un de l'autre (au Foopass), l'un provenant du Sud, l'autre du Nord. Marcel Bertrand suggère une autre interprétation basée sur l'idée d'un vaste pli unique, un seul grand chevauchement résultant d'un mouvement du Sud vers le Nord, dont la couche sommitale aurait été transportée horizontalement, à la suite de la compression alpine (un charriage important de couches permo-triasiques sur le flysch). Heim, acceptera finalement cette interprétation en 1901.


Chevauchement de Glaris


En effet, en 1884 Marcel Bertrand, « Le confucius de la tectonique » dira de lui Maurice Lugeon, dans le sillage d' Eduard Suess, émet l'idée géniale de gigantesques plis couchés, ou théorie des « nappes de charriage ».
Sa théorie sera appliquée à l'ensemble de la chaîne par ses disciples : Émile Argand, Maurice Lugeon, Rudolf Staub, Emile Haug, Pierre Termier etc.
Les années 1880-1914 voient triompher la « théorie des nappes ».

Marcel Bertrand

Par la suite, Hans Schardt démontre le mécanisme de charriage des Alpes romandes, puis en 1895, Maurice Lugeon découvre que le Chablais n'est pas enraciné en profondeur, mais constitué d'une nappe ayant glissé sur un soubassement étranger.
Émile Argand énonce, en 1910, une théorie générale des nappes, selon laquelle les Alpes auraient surgi, après une active sédimentation, d'un géosynclinal compris entre les vieux môles géologiques d'Afrique et d'Eurasie ; le môle africain glisse vers le Nord à la rencontre du bloc eurasiatique. Les forces en jeu font jaillir, du géosynclinal de la Thétys, des bourrelets anticlinaux charriés comme de gigantesques plis couchés vers le Nord et l'Ouest sur d'autres formations en partie plus récentes.
La théorie des nappes a été maintes fois modifiée et à nouveau développée, par Ampferer, E. Kraus, M. et D. Richter, par exemple.

Mais la théorie des nappes ne fait pas l'unanimité...
Une polémique se développera dans l'entre-deux-guerres, divisant nappistes et anti-nappistes.

Naissance de la tectonique des plaques

Le météorologue Alfred Wegener imagine, en 1912, la théorie de la dérive des continents. En dépit de solides arguments scientifiques, fondés sur des observations minutieuses, beaucoup de géologues restent sceptiques et refusent d'admettre ce concept. Malgré tout, certains d'entre eux avancent l'hypothèse selon laquelle les Alpes résultent de la collision entre l'Afrique et l'Eurasie.
Au cours des années 1970, la découverte de plaques terrestres et de leurs mouvements respectifs permet de moderniser cette idée.
Grâce aux nouvelles découvertes de la géophysique qui, entre autres, assimile la terre à une immense machine thermique transformant la chaleur en mouvement, la dérive des continents est réactualisée sous une formulation plus moderne. Elle est aujourd'hui universellement acceptée par les géologues sous la dénomination plus générale de tectonique des plaques.

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La lithosphère, enveloppe externe de la terre où se trouvent les continents, épaisse de 100 à 150 kilomètres, flotte sur une partie déformable du manteau, l'asthénosphère (partie du manteau située entre la lithosphère et le manteau inférieur. Cette lithosphère est découpée en plaques (croûte continentale ou océanique) qui se meuvent les unes par rapport aux autres en changeant de superficie.
Il existe trois types de limites de plaques :
-les limites de plaques divergentes ou zone d'accrétion (ou d'expansion) océanique, sont le siège d'une production importante de magmas basaltiques créant ainsi de la lithosphère océanique nouvelle et se situent au niveau des dorsales océaniques. ;
-les limites de plaques divergentes le long desquelles ces espaces océaniques sont détruits en s'affaissant sous l'une des marges continentales voisines, phénomène appelé subduction ;
-les limites correspondantes à des coulissements horizontaux de plaques les unes par rapport aux autres ou il n'y a ni création ou destruction de la croute océanique, ce sont les failles et les zones transformables.

Genèse et formation

Les Alpes font partie d'un système, les Alpides, regroupant des chaînes de montagnes de l'extrême sud de la péninsule ibérique se poursuivant, au-delà de l'Autriche, par les Carpates, mais aussi plus au sud par les Dinarides et les Balkans jusqu'à l'Asie Mineure. Ces chaînes alpidiques constituent elles-mêmes une partie des chaînes périméditerranéennes, lesquelles relèvent également de l'orogenèse alpine, tout comme l'ensemble des chaînes téthysiennes, qui forment une vaste ceinture montagneuse allant des caraïbes à l'ouest, et, à l'est, un ensemble de Gibraltar à l'archipel indonésien.

Situation des Alpes dans les chaînes périméditerranéennes
Proj : Lambert conformal conic

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Les Alpes sont une jeune chaîne montagneuse, la plus haute d'Europe, née de la collision des plaques continentales de l'Europe et de l'Afrique qui s'est produite au début de l'ère Tertiaire.
Plus précisément, la collision de la plaque européenne s'est produite avec un microcontinent *, nommé Apulie ou Adria, issu du morcellement de la plaque africaine, satellite ou éperon septentrional de l'Afrique. C'est cette plaque qui constituera plus tard à l'ouest l'Italie, la Provence, la Sardaigne et la Corse, et à l'est, les Dinarides, les Balkans, la Grèce et la Turquie. La fracture entre l'Apulie et l'Afrique a pour conséquence l'ouverture timide d'une nouvelle mer baptisée Mésogée par les géologues. Elle préfigure l'actuelle Méditerranée.

*appelé aussi plaque adriatique, microcontinent apulien ou apulo-africain.


En amont du cycle alpin

Le cycle alpin succède en Europe occidentale au cycle hercynien (varisque) à l'origine du Massif central, des Maures, de la Corse hercynienne, des Vosges, de la Forêt-Noire, du Massif Bohêmien. Huit petits ensembles de cette époque seront réincorporés dans le bâti alpin (Argentera, Pelvoux, Grandes Rousses, Belledonne, Mont-Blanc, Aiguilles Rouges, Aar, Gotthard) et se singularisent du fait de leur double genèse par des roches particulièrement solides. Ce sont elles qui forment actuellement les plus hauts sommets.
L'orogénèse calédono-hercynienne se déroule pendant la partie supérieure du Paléozoïque, du Silurien au Permien (de 400 à 245 Ma). Cette chaîne provient de la collision du continent Nord-Atlantique au nord et de celui du Gondwana au sud. Cette chaîne va s'éroder petit à petit laissant la place à une pénéplaine.

À la fin de l'ère Primaire et à l'aube de l'ère Secondaire (Permo-Trias) 250 Ma environ, la terre est constituée d'un continent unique, la Pangée, et d'un immense océan.
Au Trias (245 à 210 Ma), la première période de l'ère Secondaire, ce continent se morcelle en deux grands blocs Laurasie (englobant l'Amérique du Nord, l'Europe et l'Asie) et le Gondwana (englobant l'Amérique du Sud, l'Afrique, l'Arabie, Madagascar, l'Inde, l'Australie, la Nouvelle-Zélande, l'Antarctique).
La dislocation de la Pangée va engendrer l'océan Atlantique central ainsi qu'un océan appelé Téthys (auquel appartient l'océan liguro-piémontais lieu de naissance des Alpes).

Naissance du cycle alpin

Cette période marque le début du cycle alpin qui s'opère selon les phases suivantes :

- Dans un premier temps, de la fin du Trias supérieur ou du Lias (de 220 à 200 Ma) jusqu'au début du Dogger (165 Ma), un rifting, période pendant laquelle se forme un rift, fossé d'effondrement entre deux failles, se déroule entre ces deux continents.
Ce rifting ouvre un espace océanique, dit téthysien, suivi dans ce cas, d'une phase d'océanisation.

- Au milieu du Jurassique, la remontée de l'asthénosphère est à l'origine d'un début d'extension. Apparaissent alors des failles normales (cassures avec déplacement de masses rocheuses à extension horizontale) et des blocs basculés (blocs crustaux, caractéristiques de la croute continentale supérieure en expansion, limités par des failles). Cette activité entraîne l'ouverture de l'Atlantique, éloignant progressivement l'Amérique de l'Afrique et de l'Europe. C'est également à ce moment que l'Inde se détache de l'Afrique et se met à dériver en direction du continent asiatique.

- À la fin de la période du Jurassique moyen (Dogger), il y a environ 170-165 millions d'années naissent l'océan Atlantique central en premier lieu puis, l'océan liguro-piémontais. L'emplacement des futures Alpes correspond à l'océan liguro-piémontais, segment de la Téthys de l'ère Secondaire.

Durant des millions d'années couvrant les périodes du Jurassique inférieur et moyen (200 à 100 Ma) a lieu un long processus de sédimentation. Ces sédiments dits « syn-rift » se déposent sur le fond de la mer, au cours du rifting et vont s'empiler, créant ainsi de très épaisses séries sédimentaires provenant de la terre ferme et d' organismes marins morts qui vont se consolider en couches le plus souvent résistantes.
Des chapelets d'îles délimitent plusieurs domaines de sédimentation. Dans les parties océaniques, des éruptions volcaniques sous-marines liées à une intense activité magmatique profonde provoquent l'éclatement puis l'écartement des continents et la formation d'une croûte océanique avec l'apparition de dorsales d'où s'épanchent de grandes quantités de laves basaltiques, qui se mêlent aux différents sédiments. Ces résidus se sont compactés sous le poids des masses d'eau, jusqu'à devenir des roches.

Les Alpes se sont formées autour de deux anciennes fissures océaniques, comme en témoignent les restes, très écrasés et morcelés, de roches qui se trouvaient autrefois au fond de ces fissures. Elles sont appelées roches ophiolitiques ou ophiolites (on parle de trilogie ophiolitique composée de péridotites serpentinisées, gabbro, basaltes). Les ophiolites des Alpes sont issues de deux océans, l'océan liguro-piémontais déjà cité et un autre, plus petit et plus tardif appelé océan valaisan, apparu au Crétacé (entre 130 et 100 Ma).
C'est au Crétacé inférieur (150 à 110 Ma) que l'océan alpin atteint son extension maximale (entre 500 et 1000 km). Quatre grands bassins sédimentaires se juxtaposent, séparés par des isthmes de terres émergées. Les géologues les nomment : pennique, helvétique, austro-alpin et sud-alpin (les appellations correspondent aux aires géographiques où se trouvent aujourd'hui ces roches - voir structure). La stratification qui se met progressivement en place dans ces bassins sédimentaires correspond aux époques successives du Permien (fin du Primaire), du Trias, du Jurassique, du Crétacé (Secondaire) et du Tertiaire. En fonction des origines et de la structure lithologique des sédiments (dépôts limoneux des fleuves se jetant dans la mer, dépôts de surface ou néritiques, séries zoogènes), et en rapport avec les profondeurs marines se constituent dans ces bassins sédimentaires des séries très hétérogènes qui peuvent ainsi se distinguer très nettement dans le relief de la montagne actuelle.

Au stade du Crétacé supérieur (entre 110 et 65 Ma, vraisemblablement 80-85 Ma), le continent africain change de route pour se rapprocher du continent européen. Les plaques continentales entrent ainsi en phase de convergence, ce qui entraine, au début de l'ère Tertiaire, entre 65 et 50 Ma, la résorption de la lithosphère océanique et par conséquent un rétrécissement de l'océan liguro-piémontais. Ce phénomène, dû au processus de subduction de la plaque océanique qui s'enfonce sous la plaque continentale (subduction océan-continent), est à l'origine du plissement alpin, conséquence de la progression du continent africain repoussant devant lui le microcontinent apulo-africain vers le Nord.

L'orogenèse alpine

À l'Éocène (50 Ma environ) les deux marges continentales, européenne et adriatique (microcontinent apulien) entrent en collision (subduction continent-continent), marquant ainsi le début de l'orogénèse alpine. Dans cette collision, l'espace océanique qui sépare les deux continents et dont les eaux débordent assez largement sur les marges continentales bordières se trouve pincé (obduction).
Les marqueurs de cette collision s'identifient de manière suivante :
- le relief et la racine crustale des plis (épaississement de la croûte continentale à l'aplomb des chaînes de montagnes) ;
- les failles et les nappes de charriage (ensemble de terrains allochtones, qui a été déplacé et est venu recouvrir un autre ensemble de terrains autochtones) ;
- les différentes ophiolites, les blocs basculés, les sédiments de type marin.

L'ensemble est bloqué par l'obstacle des montagnes varisques (hercyniennes = Massif Central français, Vosges, Forêt-Noire, Monts de Bohême) et acquiert de ce fait l'orientation ouest-est que suit la chaîne ainsi que la forme d'arc dans sa partie occidentale. Progressivement, la plaque africaine chevauche la plaque européenne et les deux s'encastrent l'une dans l'autre sous la forme d'un gigantesque coin, comme un engrenage. Les deux plaques exercent l'effet d'un étau : les forces ainsi dégagées font soulever lentement les couches qui se sont déposées dans les fonds marins de l'océan primitif qui se désolidarisent de leurs racines et se disloquent vers le nord. À cause de la pression (plus forte dans la partie occidentale) et des hautes températures, ces couches adoptent alors une position verticale, se plissent et glissent partiellement les unes sur les autres comme des couvertures (les nappes). Dans cette phase le plissement s'opère surtout dans le sens horizontal et occasionne ainsi un empilement des nappes de charriage. Pour cette raison les Alpes ne rejoignent que des altitudes moyennes. Ces nouveaux reliefs reçoivent des géologues le nom de « chaînes subalpines » (alors que les géographes parlent de « Préalpes »).

Avec le temps, elles s'érigent de plus en plus en hauteur grâce à une nouvelle poussée de la plaque africaine (depuis 20 millions d'années). Les nappes vont encore une fois être décalées vers le Nord et se chevaucher parfois entre elles, plus fortement dans les Alpes occidentales que dans les Alpes orientales. C'est ce qui donne, de bas en haut, la superposition : nappes helvétiques, nappes penniques, nappes austro et sud-alpines. Aux endroits où, au cours du soulèvement et du plissement, les nappes rocheuses les plus importantes glissent en dessous dans un processus de subduction ou bien sont démantelées par l'érosion, il est possible de distinguer la nappe sous-jacente. Dans ce cas, les géologues utilisent le terme de « fenêtre géologique », fenêtre de l'Engadine, fenêtre des Tauern, la plus importante, et celle de Wechsel-Rechnitz, dans lesquelles apparaissent les nappes penniques suite à l'ablation des nappes des Alpes orientales. C'est seulement durant cette phase que la chaîne alpine devient véritablement une haute montagne.

À la fin du Tertiaire (Néogène) se produit un phénomène tout à fait inattendu : la plaque adriatique (ou apulienne) se met à pivoter (rotation antihoraire). S'en suit un changement de direction de la progression des nappes le long de la ligne périadriatique (insubrienne), important alignement de failles qui s'étend de la ligne du Canavese (au nord de Turin) à celle de la Gail (au sud de l'Autriche) et séparant les Alpes orientales et l'est des Alpes centrales des Alpes méridionales (voir subdivisions). Les Alpes adoptent alors une structure à double vergence orientée vers le sud dans les Alpes méridionales et vers le Nord dans les Alpes septentrionales.
On constate, en règle générale, que les forces du soulèvement et de l'érosion par les eaux et les glaciers s'équilibrent. Les Alpes gagnent en hauteur dans des phases brèves dites de soulèvement.

La convergence Afrique-Europe se poursuit aujourd'hui, suivant une direction NNW-SSE. L'orogenèse se poursuit encore et les mesures par GPS indiquent que ces massifs se soulèvent actuellement d'environ 1 mm/an (= 1 km par Ma), ainsi que leur bordure subalpine ou helvétique.


Au fond le Mont-Viso, vestiges du fond basaltique de l'océan alpin.


Cartes paléogéographiques et histoire tectonique de l'Europe

Paleogeographic and Tectonic History of Europe de Ron Blakey, NAU Geology. (avec l'accord de l'auteur Ron Blakey)


Formation des Alpes, de la fin du carbonifère jusqu'à nos jours.


Formation des Alpes en video

Formation des Alpes 230Ma-50MaMUSE)

Formation des Alpes 50Ma-0MaMUSE)


Les Alpes du point de vue géologique

Principales subdivisions

En géologie il est courant de différencier deux grandes parties :
1) Marge continentale européenne ou domaine continental européen, concentrée sur la partie occidentale de la chaîne;
2) Marge continentale africaine ou domaine continental apulo-africain en grande partie sur la partie orientale des Alpes.



À l'intérieur de ces deux marges, les géologues ont pour habitude de distinguer quatre ensembles :
Alpes occidentales et Alpes centrales deux ensembles au sein de la marge continentale européenne.
Alpes orientales et les Alpes méridionales* deux ensembles au sein de la marge continentale africaine. La marge s'étale largement.
Les Alpes occidentales se singularisent par leur courbure (arc), de la Dent Blanche jusqu'aux Alpes ligures tandis que, du Lac Léman à Vienne, les Alpes centrales, orientales et méridionales sont quasi-rectilignes.

*À ne pas confondre avec les Alpes du Sud de la France



Structure

Principales unités structurales (subdivisions structurales)
Dans les Alpes occidentales et centrales :
La zone externe alpine ou zone dauphinoise en France, zone helvétique en Suisse, regroupe les chaînes subalpines, les nappes helvétiques et les massifs cristallins externes.
La zone interne, ou plutôt les zones internes (dites penniques en Suisse). Elles sont séparées de la zone externe par le chevauchement pennique frontal ou front pennique.

Dans les Alpes orientales et méridionales :
La zone interne austroalpine composée de nappes austroalpines et de nappes des Alpes calcaires du Nord.
La zone interne sud-alpine séparée de l'austroalpin par une fracture importante, la faille insubrienne, dite aussi « ligne du Gail ». Cette zone déborde largement vers l'ouest (Canavese).



Schéma structural
La chaîne des Alpes est constituée d'un ensemble d'unités structurales charriées les unes sur les autres.
On peut distinguer trois groupes principaux empilés dans un ordre précis :
un groupe inférieur et externe avec des nappes d'origine européenne, un groupe intermédiaire océanique et un groupe supérieur d'origine africaine.
Dans les Alpes occidentales et centrales, les unités sont d'origine européenne et océanique alors que les Alpes orientales et méridionales correspondent à un grand morceau d'Afrique charrié et posé sur l'Europe.

- Dans les Alpes occidentales (franco-italiennes) :


La butte-témoin subalpine du Mont Aiguille à l'est du Vercors (calcaire "urgonien").


La zone externe, dite zone dauphinoise est constituée des chaînes subalpines françaises, entièrement sédimentaires, formées de calcaires et de marnes et des massifs cristallins externes français, formés de granites, gneiss et amphibolites (Argentera-Écrins (Pelvoux)-Belledonne-Aiguilles Rouges-Mont-Blanc). On trouve aussi une « zone ultradauphinoise » formée d'une alternance de grès et de schistes appelés « Flysch » comme le « Flysch à helminthoïdes » de l'Embrunais-Ubaye (nappes du Parpaillon et de l'Autapie).
Les zones internes ou penniques sont représentées par les massifs cristallins internes piémontais (Dora-Maira, Grand-Paradis), la zone des schistes lustrés piémontais, Queyras, incluant la partie orientale de la Vanoise, ainsi que les restes de croute océanique (océan liguro-piémontais) avec un ensemble de roches caractéristiques appelé « ophiolite » (les roches vertes - Pietre Verdi en italien) visibles au Mont-Viso, au Chenaillet au Sud de Montgenèvre, au massif de Lanzo (péridotites) au nord de Susa, au Mont Avic dans le Val d'Aoste.
Le domaine briançonnais avec la zone briançonnaise proprement dite, qui est caractérisée par une épaisse série calcaire ou de dolomies triasiques tandis que la zone subbriançonnaise est constituée de calcschistes et des schistes argilo-gréseux et fait la jonction avec les zones internes et externes. On distingue une partie externe à soubassement houillier et une partie interne à socle cristallin (massifs de la Vanoise et d'Ambin).

- Dans les Alpes centrales :


Un fragment d'Afrique posé sur l'Europe, le Cervin/Matterhorn (Alpes valaisannes).

Les nappes helvétiques (sédimentaires), prolongement en Suisse des massifs subalpins, avec les nappes de Morcles, Doldenhorn, Diablerets, Wildhorn, Glaris.
Une zone plus interne, les nappes ultrahelvétiques, mélée avec les nappes helvétiques et préalpines, à faciès flysch.
Les nappes préalpines (celles des géologues à ne pas confondre avec les chaînes subalpines ou les Préalpes des géographes) provenant de zones plus internes par charriage, incluent le Chablais (géographiquement dans les Alpes françaises) et les Préalpes romandes, fribourgeoises et bernoises en Suisse.
Les massifs cristallins externes suisses (Gastern-Aar-Gothard).
Les nappes penniques, correspondent à la partie centrale et interne, Grand Saint-Bernard, Mont-Rose, socle simplo-tessinois, Adula, Tambo, Suretta, Margna, et un domaine océanique (petit océan valaisan) avec des massifs ophiolitiques réduits (schistes lustrés valaisans ou schistes des Grisons les « Bündnerschiefer »).
Il existe un lambeau de gneiss austroalpin, la nappe ou klippe de la Dent-Blanche reposant sur les nappes océaniques et européennes ainsi qu'une zone intermédiaire située entre Pennique et Sudalpin, la croute continentale de la zone Sesia appelée parfois ultra-pennique (considérée comme européenne ou africaine suivant les auteurs).

- Dans les Alpes orientales :


Fenêtre des Tauern des Alpes orientales,
prolongement des Alpes occidentales.

Les nappes cristallines austro-alpines se trouvent au centre dont la principale est la nappe de la Silvretta-Œtztal, massifs qui encadrent la fenêtre de l'Engadine, sans oublier la nappe de la Bernina de moindre ampleur. Ces unités sont faites de gneiss métamorphique.
La zone des « Grauwackes » constituée de grès quartzo-feldspathiques grossiers, entre Innsbruck et Ternitz en Autriche.
Les Alpes calcaires du Nord, de la Bavière (Alpes ou Préalpes bavaroises) et de l'Autriche (Alpes ou Préalpes d'Autriche) qui vont du lac de Constance au Wienerwald sur 450 km (nappes de l'Allgäu, Lechtal, Karwendel, (Dachstein) nappe de Hallstatt, Totes gebirge, etc.). Elles sont surtout contituées par les calcaires et dolomies du Trias.
Les fenêtres penniques (Engadine, Tauern, Wechsel-Rechnitz), ouvertes par l'érosion et qui sont le prolongement des Alpes occidentales, où réapparaissent des massifs gneissiques enveloppés de schistes lustrés (calcschistes métamorphiques) à substrat ophiolitique, (le « Schieferhülle » des géologues autrichiens), ou à substrat de Trias dolomitique.

- Dans les Alpes méridionales (Sud-alpin) :


Série sédimentaire permo-triasique aux « Pale di San Martino » (Dolomites)


Calcaires et dolomies du Trias (Dolomites, Alpes carniques, Alpes Juliennes, Karawanken) et Préalpes calcaires lombardes, vénitiennes et frioulanes.
Des massifs formés de granites fondus, des granodioritiques (Val Bregaglia, Adamello) de l'Oligocène (32-30 Ma).
La plateforme porphyrique atésine d'origine volcanique (Lagorai, Pala di Santa), le volcanisme calco-alcalin (andésitique) des collines de Vérone, Monti Berici (Vicence) et Colli Euganei (Padoue).
Plus à l'ouest le sud-alpin de la zone d'Ivrée suivie de la zone des lacs.

Les roches :

Il existe un grand nombre de critères de classification des roches, et entre autres celui de leur origine. En fonction de cette sélection on retiendra que la Terre est constiruée de deux groupes principaux :
      - les roches exogènes, formées à la surface de l’écorce terrestre
      - les roches endogènes, formées au moins en partie à l’intérieur du globe, à des températures et à des pressions supérieures à celles régnant à la surface.

Dans ces groupes, il existe trois types de roches principales impliqués dans la construction des Alpes, les roches magmatiques, les roches sédimentaires, et les roches métamorphiques.

Tableau - Lithologie

1. Les roches exogènes

    1.1. Les roches sédimentaires résultent de l’accumulation d’éléments et/ou de précipitations à partir de solutions

           - les roches sédimentaires détritiques, formées à partir de roches préexistantes (molasse, pélites, grès) qui peuvent être tendres (sable et argile) ou plus résistantes comme les conglomérats (poudingue)
           - les roches biogènes et/ou physico-chimiques non formées à partir de roches préexistantes (calcaires, roches siliceuses)


Calcaire - Triglav (Alpes juliennes))

2. Les roches endogènes

     2.1. Les roches magmatiques (ou roches ignées) résultent de la solidification de magmas (consolidation de bains silicatés fondus) tant à la surface que dans la profondeur de la croûte terrestre

            2.1.1 Les roches magmatiques intrusives ou roches plutoniques refroidies lentement en profondeur de la croûte ou du manteau (granite, granodiorite, gabbro).


Granite - Aiguille Noire de Peuterey (Mont-Blanc)

           2.1.2 Les roches magmatiques extrusives (ou effusives) ou roches volcaniques se forment en surface après une cristallisation rapide, plus rares dans les Alpes (basalte).


Basalte en coussin (pillow lava) - Mont Chenaillet (Queyras)

     2.2 Les roches métamorphiques (roches cristallophylliennes) formées sans fusion à partir de roche préexistantes, et cela essentiellement par des recristallisations dues à des élévations de la température et de la pression (gneiss, schistes, micaschistes, marbre).


Gneiss - Cayre de la Cougourde (Mercantour)

De manière générale les roches les plus dures (granites et gneiss) se concentrent sur la partie interne des Alpes, tandis que les roches plus tendres (calcaires) se répartissent plutôt sur la bordure.

Les minéraux :

Les minéralisations les plus courantes dans les Alpes sont les filons blancs de quartz et de calcites, les minerais métalliques (cuivre, fer, plomb, argent) et les minéraux liés à la constitution même de la roche (feldspath, mica, gypse).


Eisenerz - La "Montagne de fer" (Eisenerzer Alpen)

Les fossiles :

Ils représentent des restes d'animaux ou de végétaux enserrés dans les roches sédimentaires.


La dalle aux ammonites (Préalpes de Digne)

Détails : Roches et minéraux

Voir quelques types de roches

Géologie-Références bibliographie :
• Philippe AGARD & Marcel LEMOINE, 2003 Visages des Alpes : structure et évolution géodynamique / 58 cartes et coupes. Commission de la carte géologique du monde, 77 rue Claude Bernard, 75005 Paris, www.ccgm.org • É. ARGAND, « Les Nappes de recouvrement des Alpes Pennines et leurs prolongements structuraux », in Matériaux pour la Carte géologique de la Suisse, no spéc. 31, pp. 1-26, 1911 • Hubert ARNAUD, 2008 Histoire de la géologie grenobloise 1824-1999/ 335 pages , env. 700 illustrations, • J. AUBOUIN, R. BROUSSE & J.-P. LEHMAN, Précis de géologie, vol. III, Tectonique, tectonophysique, nouvelle éd., Dunod, Paris, 1985 • R. BAYER, M. CAZES, G. V. DAL PIAZ et al., « Premiers Résultats de la traversée des Alpes par sismique réflexion verticale (Programme ECORS-CROP) », in Comptes rendus de l'Académie des sciences, série II, t. CCCV, pp. 1461-1470, 1987 • BARSCH, D. & M. GAMPER (Hrsg.) (1988): Alpen und Alpenvorland: Beiträge zur Geomorphologie. – In: Zeitschrift für Geomorphologie, Supplementband, 70, Berlin. • R. CABY, « Les Plis transversaux dans les Alpes occidentales : implications pour la genèse de la chaîne alpine », in Bull. Soc. géol. Franc., (7), t. XV, pp. 624-634, 1973 • J. DEBELMAS, « Les Alpes franco-italiennes », in J. Debelmas dir., Géologie de la France, pp. 387-442, Doin, Paris, 1974 • J. DEBELMAS & G. MASCLE, Les grandes structures géologiques, Masson, Paris, 1991 • J. DEBELMAS, R. OBERHAUSER, M. SANDULESCU & R. TRÜMPY, « L'Arc alpino-carpathique », in J. Aubouin, J. Debelmas, M. Latreille dir., Géologie des chaînes alpines issues de la Téthys, Publications du 26e Congrès géologique international, Mémoire B.R.G.M. no 115, 1980 • Jacques DEBELMAS, 1999, La géologie des Alpes , dans "LES ALPES", Librairie Armand Fayard (delachaux et niestlé, éditeurs) p. 8 - 65 • DONGUS, H. (1984): Grundformen des Reliefs der Alpen. – Geographische Rundschau, 36/8: 388-394. • Armand Fayard (directeur) Jacques Debelmas (auteur), Les Alpes, paysages naturels, faune et flore, Lonay, Delachaux et Niestlé, 2005. • J. FOURNIGUET, « Mise en évidence de mouvements actuels, verticaux, dans le sud-est de la France par comparaison de nivellements successifs », in Compte rendu sommaire de la Société géologique de France, fasc. 5, t. XIX, no 5, pp. 266-268, 1977 • J. FRECHET & J. PAVONI, « Étude de la sismicité de la zone briançonnaise entre Pelvoux et Argentera (Alpes occidentales) à l'aide d'un réseau de stations portables », in Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. LXXII, no 3, pp. 763-780, 1981 • W. R. JANOSCHEK & A. MATURA, « Austria », in Geology of European Countries, vol. I, pp. 7-92, Dunod, 1980 • M. LEMOINE, M. GIDON & J.-C. BARFETY, « Les Massifs cristallins externes des Alpes occidentales : d'anciens blocs basculés au Lias lors du rifting téthysien », in Comptes rendus de l'Académie des sciences, série II, vol. CCXCII, pp. 917-920, 1981 • J. MERCIER & P. VERGELY, Tectonique, Dunod, 1992 • Marcel LEMOINE, Pierre-Charles de GRACIANSKY et Pierre TRICART De l'océan à la chaîne de montagnes : tectonique des plaques dans les Alpes, Paris, Gordon and Breach, 2000. (Surtout Alpes occidentales et centrales) • Günter MÖBUS Geologie der Alpen (Loga (1997) • Michel Marthaler, Le Cervin est-il africain ? : une histoire géologique entre les Alpes et notre planète, Lausanne, Loisirs et Pédagogie, 2006. • O. Adrian PFIFFNER Geologie der Alpen . erweiterte Auflage. UTB / Haupt Verlag 359 pp. 2010. • L. E. RICOU, « Réflexions sur la mise en place des ophiolites des Alpes occidentales à la lumière de l'expérience orientale », in Bull. Soc. géol. franc., (7), t. XIX, no 5, pp. 1103-1107, 1977 • SCHOBER Andy, Die Entstehung der Alpen: Ein geologisch tektonischer Überblick. 2008 Grin Verlag. • A. TOLLMAN, Geologie von Österreich, vol. I, Deuticke, Vienne, 1977 • R. TRÜMPY, « L'Évolution de l'orogenèse dans les Alpes centrales », in Eclogae Geologicae Helvetiae, vol. LXVI, no 1, pp. 1-10, 1973 « Switzerland », in Geology of European Countries, vol. I, pp. 231-330, Dunod, 1980. • Dictionnaire de géologie : Alain FOULCAULT, Jean-François RAOULT, Fabrizio CECCA, Bernard PLATEVOET, Dunod.

SIte externe : Geodynalps - Carte géologique


Éon
Ères
Périodes
Époques
Étages
Âge
M
a

Phanérozoïque

Cénozoïque
 
Quaternaire
Holocène
  - 0,0117
Pléistocène
supérieur
- 0,126
moyen
- 0,781
inférieur
- 1,806
/
Gélasien
- 2,588
Tertiaire
Néogène
Pliocène
Piacenzien
- 3,600
Zancléen
- 5,332
Miocène
Messinien
- 7,246
Tortonien
- 11,608
Serravallien
- 13,82
Langhien
- 15.97
Burdigalien
- 20,43
Aquitanien
- 23.03
Paléogène
Oligocène
Chattien
- 28,4
Rupélien
- 33,9
Eocène
Priabonien
- 37,2
Bartonien
- 40,4
Lutétien
- 48,6
Yprésien
- 55,8
Paléocène
Thanétien
- 58,7
Sélandien
- 61,7
Danien
- 65,5

Éon
Ères
Périodes
Époques et super étages
Étages
Âge
M
a

Phanérozoïque

Mésozoïque
Secondaire
Crétacé
Supérieur
Sénonien
Maastrichtien
- 70,6
Campanien
- 83,5
Santonien
- 85,8
Coniacien
- 89,3
Turonien
- 93,5
Cénomanien
- 99,6
Inférieur
Néocomien
Albien
- 112
Aptien
- 125
Barrémien
- 130
Hauterivien
- 136,4
Valanginien
- 140,2
Berriasien
- 145,5
Jurassique
Supérieur
Malm
Tithonien
- 150,8
Kimméridgien
- 155,7
Oxfordien
- 161,2
Moyen
Dogger
Callovien
- 164,7
Bathonien
- 167,7
Bajocien
- 171,6
Aalénien
- 175,6
Inférieur
Lias
Toarcien
- 183
Pliensbachien
- 189,6
Sinémurien
- 196,5
Hettangien
- 199,6
Trias
Supérieur
Rhétien
- 203,6
Norien
- 216,5
Carnien
- 228
Moyen
Ladinien
- 237
Anisien
- 245
Inférieur
Olenékien
- 249,7
Induen
- 251

Phanérozoïque

Paléozoïque
Primaire
Permien
Lopingien
Changhsingien
- 253,8
Wuchiapingien
- 260,4
Guadalupien
Capitanien
- 265,8
Wordien
- 268
Roadien
- 270,6
Cisuralien
Kungurien
- 275,6
Artinskien
- 284,4
Sakmarien
- 294,6
Assélien
- 299
Carbonifère
Supérieur
Gzhélien
- 303,9
Kasimovien
- 306,5
Moyen
Moscovien
- 311,7
Inférieur
Bashkirien
- 318,1
Supérieur
Serpukhovien
- 326,4
Moyen
Viséen
- 345,3
Inférieur
Tournaisien
- 359,2
Dévonien
Supérieur
Famennien
- 374,5
Frasnien
- 385,3
Moyen
Givétien
- 391,8
Eifélien
- 397,5
Inférieur
Emsien
- 407
Praguien
- 411,2
Lochkovien
- 416
Silurien
Pridoli
  - 418,7
Ludlow
Ludfordien
- 421,3
Gorstien
- 422,9
Wenlock
Homérien
- 426,2
Sheinwoodien
- 428,2
Llandovery
Télychien
- 436
Aéronien
- 439
Rhuddanien
- 443,7
Ordovicien
Supérieur
Hirnantien
- 445,6
Etage 6
- 455,8
Etage 5
- 460,9
Moyen
Darriwilien
- 468,1
Etage 3
- 471,8
Inférieur
Etage 2
- 478,6
Trémadocien
- 488,3
Cambrien
Furongien
Etage 10
- 492
Etage 9
- 496
Paibien
- 499
Series 3
Guzhangien
- 503
Drumien
- 506,5
Etage 5
- 510
Series 2
Etage 4
- 515
Etage 3
- 521
Terraneuvien
Etage 2
- 528
Fortunien
- 542

Précambrien

Éon
Ères
Périodes
Âge
Ma
Protérozoïque
Néoprotérozoïque
Ediacarienx
- 630
Cryogénienx
- 850
Tonienx
- 1000
Mésoprotérozoïque
Sténienx
- 1200
Ectasienx
- 1400
Calymmienx
- 1600
Paléoprotérozoïque
Stathérien
- 1800
Orosirien
- 2050
Rhyacien
- 2300
Sidérien
- 2500
Archéen
Néoarchéen
  - 2800
Mésoarchéen
  - 3200
Paléoarchéen
  - 3600
Eoarchéen
  - 4000

Hadéen

- 4600