Alpes

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Les Alpes depuis l'espace, en Mai 2002.

Les Alpes sont une chaîne de montagnes qui s'étend en Europe, recouvrant la frontière nord de l'Italie, le sud-est de la France, la Suisse, le Liechtenstein, l'Autriche, le sud de l'Allemagne et la Slovénie. Les Alpes culminent à 4808 mètres, au sommet du Mont-Blanc, proche de la frontière franco-italienne. On recense 128 pics de plus de 4000 m d'altitude. Les cols de montagne reliant les vallées ou les pays dépassent souvent les 2000 m d'altitude.

Sommaire
1 Les massifs en France
2 Départements alpins en France
3 Principaux cantons alpins suisses
4 Régions alpines en Italie
5 Géologie des Alpes

5.1 Cadre général
5.2 De la chaîne Hercynienne à la l'océan alpin (Téthys alpine)
5.3 Subduction puis collision (histoire compressive)
5.4 L'évolution extensive tardive

6 Voir aussi
7 Les sommets alpins de plus de 4300m
8 Les cols routiers

8.1 Plus hautes routes

9 Liens externes

Les massifs en France

En France, les Alpes se composent de deux systèmes de massifs :

Les massifs cristallins externes (du sud au nord) :

Les massifs subalpins :

Les massifs cristallins internes :

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Photo satellite

Départements alpins en France

(du nord au sud, avec indication des points culminants)

Principaux cantons alpins suisses

(d'ouest en est, avec indication des points culminants)

Régions alpines en Italie

(d'ouest en est, avec indication des points culminants)

Géologie des Alpes

Cadre général

Les Alpes font partie des chaînes alpines péri-thétysiennes, formées pendant le Mésozoïque et le Cénozoïque, qui s’étendent du Magreb à l’Extrême Orient. Une partie des ces chaînes de montagnes (les chaînes péri-méditerannéennes) est issue de l’ouverture, puis de la fermeture de bassins océaniques du système téthysien. L’existence de ces orogènes est liée à la convergence des plaques africaine et européenne et à l'interposition de blocs ou de microplaques. Les Alpes proprement dites s’étendent sur un millier de kilomètres, entre Gènes et Vienne, avec une largeur comprise entre 100 et 400 kilomètres. On peut les subdiviser sur des critères géographiques, géologiques et topologiques, en trois parties distinctes : les Alpes occidentales, qui forment un arc entre la mer Méditerranée et le Valais, les Alpes centrales, entre le Valais et les Grisons (Suisse orientale), et les Alpes orientales et méridionales, qui s’ensellent dans le bassin Pannonien à l’Ouest des Carpates.

L’arc des Alpes occidentales est classiquement subdivisé en deux parties, séparées par le Chevauchement pennique crustal : la zone externe et les zones internes. Ce chevauchement majeur juxtapose des unités paléogéographiques distinctes, ayant eu des histoires tectoniques et métamorphiques différentes : globalement, les unités de la zone externe correspondent aux parties proximales de la marge européenne, qui ont été peu raccourcies et peu métamorphisées lors de l’histoire alpine, alors que les unités internes correspondent aux parties plus distales et au plancher océanique, qui ont subit un métamorphisme et un raccourcissement plus fort. Les déformations dans les Alpes (observables grâce aux séismes et à la géodésie) sont actellement faibles à très faibles. Cepandant, des taux de soulèvement de l'ordre de 1mm/an sont observables en Suisse; des données comparables ne sont pas disponibles en France ou en Italie, mais il est probable que les vitesse verticales soit comparables. L'origine d'un tel soulèvement reste aujourd'hui largement débattu, le raccourcissement dans les Alpes occidentales étant faible à nul.

De la chaîne Hercynienne à la l'océan alpin (Téthys alpine)

La chaîne Hercynienne se forme du Carbonifère au Permien et disparaît à la fin du Paléozoïque par un amincissement crustal de type « basin and range ». Les structures tardi-hercyniennes se caractérisent par des bassins sédimentaires et des intrusions granitiques liées à de grands décrochements et les bassins losangiques (pull-apart) associés. Ces structures sont recouvertes par les sédiments triasiques. La direction Nord-Est-Sud-Ouest, actuellement très bien exprimée dans les Alpes par la foliation métamorphique et les failles d'âge hercynien (dans les Massifs Cristallins Externes du Mont Blanc et de Belledonne en particulier) est l’une des directions hercyniennes principales. Ces directions, constituent un prédécoupage du continent pangéen qui a permis de localiser les déformations lors de l’extension jurassique et de la compression alpine.

Ainsi, le rifting (Trias et Lias inférieur) qui abouti au Lias et Dogger à l’ouverture de la Téthys alpine (océan Liguro-Piémontais) réutilise ces directions. Une autre ouverture océanique, au Crétacé reprend les sédiments post-rift et conduit plus au Nord à la formation de l’océan valaisan. Ce bassin océanique étroit délimite le micro-continent Briançonnais, également intégré au prisme alpin. Ces ouvertures océaniques font partie d’un contexte global d’extension qui voit l’éclatement de la Pangée et la formation de l’océan atlantique au cours du Jurassique Moyen. Elles s’expriment par un rifting créant des bassins en demi-graben de dimension décakilométrique séparés par de grandes failles normales crustales, puis la création de marges passives subsidentes. Les séries sédimentaire des marges continentales sont issues de blocs de socle basculés et de sédiments déposés sur ces blocs. Les séries sédimentaires océaniques, quand à elles, sont issues du plancher océanique (roches basiques et ultrabasiques) et des sédiments sus-jacents.

Du continent à l’océan, on retrouve les domaines paléogéographiques suivants:

Au cours de l’orogénèse alpine, ces différentes unités paléogéographiques vont constituer la base des zonations métamorphiques et tectoniques. À une échelle locale, des distinctions importantes sont à faire, et des unités juxtaposés peuvent avoir eu des histoires métamorphiques différentes.

Subduction puis collision (histoire compressive)

Au Crétacé Supérieur, l’ouverture de l’Atlantique Nord provoque l’arrêt de l’ouverture de la Thétys alpine, le rapprochement entre l'Afrique et l’Europe et l'initiation d'une subduction à vergence Sud-Ouest. La marge européenne subducte sous la micro-plaque adriatique. Cette micro-plaque, en relation avec à la plaque africaine a joué un rôle déterminant dans l’histoire alpine. La subduction (crétacé à eocène) transporte à grande profondeur certaines parties de la marge européenne (nappes Lépontines, ou nappes Penniques Inférieures), du micro-continent Briançonnais (Mont Rose, Grand Paradis et Dora Maira) et les planchers océaniques Ligure (Schistes lustrés) et Valaisan (Flyschs métamorphiques). Le métamorphisme éoalpin, de haute pression indique des profondeurs d’enfouissement de 50 à 100 km suivant les unités affectées. Certaines parties du plancher océanique ne sont pas subductées, et on observe dans les Alpes une suture, caractérisée par des roches basiques, d’affinité océanique, obductées et intégrée au prisme pennique (ophiolites du Mont Chenaillet).

La subduction est suivie dès l’Oligocène par une collision continentale s.s. entre les marges européenne et apulienne (« africaine »). Cette collision provoque de grands charriages, des [pli|plis]], des chevauchements, des schistosités, et, d’une manière générale, une importante déformation ductile compressive à vergence pro- (vers le Nord et l’Ouest) puis rétro- (vers le Sud et l’Est). Cette déformation ductile est complexe et polyphasée. La juxtaposition des unités Austro-Alpines (klippe de la Dent-Blanche), Penniques (zones internes métamorphiques) et Externe (marge européenne peu métamorphique) est directement issue des stades précoces de cette collision. Au Miocène, la déformation s’exprime principalement en domaine plus cassant, avec des chevauchements qui se propagent des domaines internes vers les domaines plus externes (vers le Nord et l’Ouest) et qui affectent principalement la marge Européenne. Les nappes de couverture (nappes dauphinoises / helvétiques) mises en place au cours de l’Oligocène sont déformées par le soulèvement des Massifs Cristallins Externes. Les massifs subalpins plus externes (Dauphinois) continuent à se déformer pendant le Miocène, en avant des Massifs Cristallins Externes qui se soulèvent. La formation, au Miocène supérieur des chaînes d’avant-pays (« folds and thrust belt ») du Jura et de la nappe de Dignes signe les derniers épisodes compressifs de l’orogène alpin.

Au cours de cette longue histoire compressive, un important bassin d’avant-pays (foreland basin)(le bassin molassique) subside par flexure, en avant de la chaîne alpine de l’Oligocène au Miocène Moyen. Les sédiments qui s’y déposent sont progressivement déformés et intégrés aux structures alpines. Le transfert de la déformation en avant du bassin molasique, au front du Jura, provoque le soulèvement de celui-ci et l’arrêt de la sédimentation de molasse. L’histoire alpine est également marquée par une importante déformation décrochante qui affecte toutes les unités tectoniques. Le rôle de ces mouvements décrochants liés à des rotations est considéré comme majeur par certains auteurs. L’origine géodynamique de ces décrochements reste discutée, mais ils sont pour une grande partie liés aux mouvements et à la rotation anti-horaire de la micro-plaque apulienne.

L'évolution extensive tardive

L’histoire la plus récente des Alpes occidentales internes s’exprime par une déformation principalement extensive et décrochante, alors que l’évolution précoce se caractérisait dans des déformations principalement compressives. Des déformations extensives des zones internes sont décrites dès l’Oligocène, en condition ductile. Des déformations extensives cassantes ont été décrites localement, en suggérant que l'ensemble des zones internes ai connu ce type de déformations. L’extension cassante est un mécanisme prépondérant dans la partie interne de l’arc alpin occidental ; elle se place nécessairement pendant le Néogène, pendant que les zones externes sont soumises à un régime compressif. La déformation active, caractérisée par la sismotectonique, est principalement extensive dans les zones internes, alors que le régime tectonique de la zone externe est décrochant et compressif . La comparaison avec d’autre orogènes (Himalayas, Andes, Apennins, Basin and Ranges, Chaîne Hercynienne…) montre que l'évolution tardive d'une chaîne de montagne passe par des processus extensifs. Les origines géodynamiques de ces processus extensifs sont nombreuses, et dépendent de l'équilibre entre les forces internes (forces de volumes) et externes à la chaîne (forces aux limites).

Voir aussi

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Carte géographique des Alpes

Les sommets alpins de plus de 4300m

  1. le mont Blanc 4808 m
  2. le mont Blanc de Courmayeur 4734 m
  3. la pointe Dufour 4634 m
  4. le Nordend 4612 m
  5. la punta Zumstein 4563 m
  6. la pointe Gnifetti 4554 m
  7. le Dom 4545 m
  8. le Lyskamm 4527 m
  9. le Weisshorn 4506 m
  10. le Taschhorn 4491 m
  11. le Cervin 4478 m
  12. la pointe Luis-Amadeo 4469 m
  13. le Mont Maudit 4465 m
  14. la Dent Blanche 4357 m
  15. le Ludwigshohe 4342 m
  16. le Nadelhorn 4327 m
  17. le Corno Negro 4322 m
  18. le Grand Combin 4314 m
  19. le Dôme du Goûter 4304 m

Les Alpes comprennent 82 sommets majeurs et 46 sommets mineurs de plus de 4000 m.

Les cols routiers

Plus hautes routes

Liens externes

See also: Alpes, Aiguilles Rouges, Allemagne, Alpes-Maritimes, Alpes-de-Haute-Provence, Alpes Cottiennes, Alpes Pennines, Andes, Apennins, Appenzell Rhodes-Extérieures