Université Joseph Fourier-

OSUG

M2R Terre Solide - TUE538

Atelier Alpes : stage de terrain en Champsaur (05)

ÉTUDE D’UN BASSIN D’AVANT-PAYS DÉFORMÉ

Alexandre DARRIOULAT

Septembre 2010

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Photo de couverture : La face Nord-Ouest du Pic Queyrel vue du col de l’Escalier. La crête crénelée est l’expression morphologique de

l’alternance de bancs de grès compétents et de niveaux plus argileux au sein des turbidites du Champsaur. L’ensemble est plissé dans le haut

du versant.

Table des matières

I. Contexte géologique des grès du Champsaur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61) Aperçu de la géologie régionale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62) Sédiments mésozoïques et déformations associées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63) Socle et accidents pré-priaboniens . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10

II. Lithologie des sédiments tertiaires et implications paléoenvironnementales . . . . 151) Disposition générale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 152) Niveaux basaux et paléovallées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173) Niveaux intermédiaires et supérieurs et signification paléoenvironnementale . . . . . . . . 21

a/ Calcaires à nummulites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21b/ Marnes à globigérines . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21c/ Alternances turbiditiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

4) Distribution spatio-temporelle et interprétation géodynamique . . . . . . . . . . . . . . . 29a/ Géométrie et dynamique du bassin d’avant-chaîne . . . . . . . . . . . . . . . 29b/ Apparition de molasses à l’Oligocène : modèle proposé . . . . . . . . . . . . . 29

III. Déformation et tectonique post-éocènes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 311) Déformation basale et interaction avec le substrat jurassique . . . . . . . . . . . . . . . . 312) Déformation des niveaux supérieurs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343) Contexte géodynamique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37

A Annexes. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 451) Échelle stratigraphique du Cénozoïque . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 452) Carte géologique établie sur le terrain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 453) Logs stratigraphiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47

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Table des figures

1 Localisation du secteur étudié . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52 Géologie du Champsaur oriental . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63 Panorama du sommet du Pic Queyrel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74 Les sédiments jurassiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75 Plis jurassiques dans le ravin de Merdaret . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 86 Cylindrage des plis jurassiques dans le ravin de Merdaret . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87 Plis jurassiques dans le ravin de la Combe de Baume . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98 Extrait de la carte géologique au 1/50 000 du Champsaur . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99 Réfraction de schistosité . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1010 Fentes en échelon dans les calcaires jurassiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1011 Fentes de tension dans les marnes jurassiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1112 Le chevauchement du socle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1113 Chevauchement du socle sur les spilites triasiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1214 Détail du chevauchement sur le spilites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1215 Dolomies triasiques plissées au contact avec le socle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1316 Dolomies imbriquées dans le socle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1317 Socle déformé au niveau du chevauchement . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1318 Socle plissé au niveau du chevauchement . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1419 Vue d’ensemble de la la face ouest du Pic Queyrel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1520 Coupe schématique E-W du bassin sédimentaire des grès du Champsaur . . . . . . . . . 1621 Disposition en onlap des sédiments tertiaires sur le socle . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1622 Le contact socle-nummulitique au pas de l’Escalier . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1723 Le contact jurassique-conglomérats au ravin de Merdaret . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1724 Localisation et caractéristiques des paléovallées identifiées au sein des grès du Champsaur 1825 Paléovallées sur le terrain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1926 Éléments pris dans les conglomérats basaux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1927 Morceau de calcaire jurassique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2028 Masse de quartz dans le socle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2029 Surface d’érosion au sommet du Jurassique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2030 Granoclassement au sein des conglomérats basaux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2031 Chenaux dans les conglomérats basaux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2132 Paléovallée du ravin du Col . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2233 Fossiles du calcaire à nummulites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2234 Le calcaire à nummulites au pas de l’Escalier . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2335 Les marnes à globigérines . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2336 Lithologie des turbidites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2437 Séquences turbiditiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2438 Les épaisses strates marneuses à la base des turbidites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2539 Inclusions de charbon . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2540 Galets mous et auréoles associées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2641 Éléments roulés . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2642 Déformations synsédimentaires . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2743 Rides de courant . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2744 Ensemble carbonaté stratifié pris dans les grès . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2745 Critère de paléodirection de courant . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2846 Chenaux principaux dans les turbidites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2847 Modèle sédimentologique d’un bassin d’avant-pays . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2848 Paléogéographie au Priabonien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2949 Diagramme chronostratigraphique général des Alpes externes à hauteur du Champsaur . 3050 Le modèle du détachement du slab . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

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51 Surplombs au contact jurassique-nummulitique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3152 Stries à la base du nummulitique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3253 Combe de Baume 1 : schistosité des marnes jurassiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3254 Combe de Baume 2 : fentes de tension NE-SW . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3355 Combe de Baume 3 : déplacement NE → SW sur l’interface . . . . . . . . . . . . . . . . 3356 Kink-bands dans les marnes jurassiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3457 Plissements dans les marnes jurassiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3458 Failles affectant la base du Tertiaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3559 Faille normale du ravin du Col . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3560 Écaille de jurassique dans la faille normale du ravin du Col . . . . . . . . . . . . . . . . . 3661 Failles basales au ravin de Merdaret . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3662 Chlorite dans les grès . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3663 L’écaille intermédiaire du pli de Rocher Roux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3664 Pli et chevauchement de Rocher Roux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3765 Pli et chevauchement des Combes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3866 Cylindrage du pli dans les grès des Combes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3967 Écaille de calcaire intermédiaire aux Combes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3968 Plissement dysharmonique en face Sud . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3969 Glissements en masse autour des Combes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4070 Modèle de formation et d’évolution des plis de la face Sud du Pic Queyrel . . . . . . . . . 4171 Chevauchement sur les faces Nord du Pic Queyrel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4272 Face Est du Pic Queyrel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4273 Plis à courte longueur d’onde dans les silts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4274 Modèle de déformation proposé par Butler . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4375 Atténuation progressive de la déformation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4376 Phases tectoniques ressenties dans le massif du Pelvoux . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

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Note : On trouvera en annexe la carte géologique établie sur le terrain, des logs stratigraphiques et un rappel des étagesdu tertiaire avec les âges correspondants. Les numéros entre crochets se rapportent aux références bibliographiques listéesen dernière page. Sauf mention contraire les photographies sont personnelles. Les stéréogrammes, construits avec le logicielStereonet sur Macintosh, sont en aire égale sur hémisphère inférieure.

Introduction

Nous avons effectué dans le cadre de l’atelier Alpes un stage de terrain du 1er au 8 septembre 2010dans le Champsaur (Hautes-Alpes, près du col Bayard sur la route reliant Grenoble à Gap). L’intérêtgéologique de la zone étudiée, située en rive droite du Drac et centrée sur le Pic Queyrel ou Queyron(2535m) dominant Saint-Bonnet-en-Champsaur (cf. figure 1 (a)), tient principalement à la présence d’unbassin d’avant-pays éocène dont la structure et les relations avec les formations antérieures fournissentde nombreuses informations sur l’histoire alpine de la région.

(a) Position géographique.

(b) Position géologique (documents tirés de [3] et [5]). Les points X,Y et Z localisent la coupe de lafigure 20.

Figure 1 – Localisation du secteur étudié.

Après avoir présenté dans les grandes lignes l’environnement géologique de ce bassin, nous en détaille-

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rons les lithologies tout en tirant des conclusions quant à la paléogéographie du secteur, puis nous nousintéresserons aux déformations affectant ce bassin afin de reconstituer en partie l’histoire tectonique decette partie des Alpes.

I. Contexte géologique des grès du Champsaur

1) Aperçu de la géologie régionale

Le secteur du Pic Queyrel est situé dans les Alpes externes, au niveau de l’angle sud-ouest du massifcristallin externe du Pelvoux (cf. figure 1 (b)). Comme visible sur la carte de la figure 2, trois unitésmajeures structurent la région :

– la bordure sud et sud-ouest du massif cristallin externe du Pelvoux, formant les sommets élevésdu Vieux Chaillol (3163 m) et du Cuchon ;

– les sédiments mésozoïques de l’autochtone dauphinois se développant dans la vallée du Drac (no-tamment aux villages de Saint-Bonnet et de Chaillol et au hameau des Infournas) et composés decalcaires marneux et de marnes sur près de 1000 m d’épaisseur ;

– les sédiments cénozoïques du bassin tertiaire dont il ne s’agit ici que de la terminaison occidentale.Ces roches sédimentaires, culminant au Pic Queyrel (2435 m), sont communément regroupées sousle terme « grès du Champsaur » étant donné que les parties gréseuses constituent l’essentiel de lasérie, qui atteint parfois 700 m.

Figure 2 – Géologie du Champsaur oriental (d’après M. Gidon, site Geolalp).

Ces unités se traduisent en surface par des morphologies différentes et sont clairement identifiablesdans le paysage comme en témoigne la figure 3.

On peut d’ores et déjà noter qu’au niveau de la crête du Cuchon-Barry le socle est en position anor-male par rapport à sa couverture mésozoïque et qu’il existe certainement à ce niveau un chevauchementà peu près vers le sud-ouest du socle sur le jurassique, ce dernier semblant relativement déformé.

2) Sédiments mésozoïques et déformations associées

Les calcaires jurassiques surmontés de marnes affleurent dans le bas du versant et sont surtoutvisibles dans les ravins et quelques escarpements hors de la forêt assez dense (figure 4). Ils sont presque

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(a) Photo (cliché Gwladys Govin).

(b) Interprétation.

Figure 3 – Panorama vers le Nord du sommet du Pic Queyrel.

systématiquement plissés (figure 5).

(a) Calcaires jurassiques dans le ravin de Merdaret. (b) Une ammonite.

Figure 4 – Les sédiments jurassiques.

Nous avons effectué des mesures sur des plis dans les ravins de Merdaret (figure 6) et de la Combe deBaume (figure 7) et une estimation des axes sur le terrain complétée par une analyse sur stéréogrammesfournit deux directions d’axes : N132 ou NW-SE et N74 ou ENE-WSW.

Des plis à plus grande longueur d’onde n’ont pas été clairement identifiés sur le terrain mais sontvisibles sur la carte géologique au 1/50 000 (figure 8) : des marnes callovo-oxfordiennes entourent uncoeur de dogger, ce qui suggère un anticlinal d’axe ' NW-SE compatible avec la première famille deplis décrite ci-dessus.

Ces directions ne sont pas celles habituellement rencontrées au sein des déformations alpines danscette partie des Alpes occidentales, d’où l’idée de rattacher ces plis à la phase pyrénéo-provençale (finCrétacé-Priabonien) ou pré-senonienne (Turonien) liées à la rotation de la microplaque ibérique dontles effets se font sentir jusque dans les Alpes du Sud par une transpression sénestre NE-SW [7]. Lesplis d’axe N130, majoritaires, correspondent bien à une compression NE-SW. En revanche les plis d’axeN074 sont plus difficiles à interpréter. Ford [7], qui a pu mener une étude à plus petite échelle et montréque les deux familles de plis interfèrent précisément dans le secteur du stage (les Infournas), propose quela direction régionale de raccourcissement, en rencontrant le socle du Pelvoux déjà massivement soulevé

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Figure 5 – Plis jurassiques dans le ravin de Merdaret (cliché Adrien Boisard).

(a) Premier pli, en aval. (b) Second pli, en amont.

Figure 6 – Cylindrage des plis jurassiques dans le ravin de Merdaret.

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(a) Photo du pli. (b) Stéréogramme associé.

Figure 7 – Plis jurassiques dans le ravin de la Combe de Baume.

Figure 8 – Extrait de la carte géologique au 1/50 000 du Champsaur (BRGM).

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et émergé à la fin du Crétacé, s’est exprimée de façon oblique sur ses pentes ouest et sud, cette dernièrepouvant générer les plis d’axe N074.

Nous avons rencontré des fentes en échelons signalant un cisaillement vers le SW (figure 10). Lesmarnes réagissent à la contrainte plutôt en développant une schistosité marquée, ce qui peut conduire àune réfraction de schistosité au sein des alternances (figure 9).

Figure 9 – Réfraction de schistosité. Figure 10 – Fentes en échelon dans lescalcaires jurassiques (cliché Gwladys Govin).Elles indiquent un cisaillement vers le SW qui est à

droite de la photo.

Par ailleurs nous avons pu observer dans les marnes sous la base des grès du ravin de Merdaret desfentes de tension (avec stries sur calcite) que l’on peut classer chronologiquement en trois familles (cf.figure 11) :

1. 015 61E p46N ;2. 100 72S p19E ;3. 090 32N p42E.

Si l’ensemble n’a pas été basculé par la suite, la première famille est bien compatible avec la compressionpyrénéo-provençale NE-SW et le soulèvement du Pelvoux sus-cités. En revanche les deux dernières, quipeuvent être conjuguées, signent un raccourcissement E-W plus tardif ayant probablement affecté lesséries mésozoïques en contexte plus fragile après la phase de plissement (aucun pli d’axe N-S dans lejurassique).

Pour tester et compléter les hypothèses formulées nous pourrons regarder en détail le chevauchementsocle-jurassique (objet du 3)) ainsi que les déformations enregistrées par les sédiments tertiaires (objetdu III.), qui seront donc post-priaboniennes (âge des premiers sédiments du bassin).

3) Socle et accidents pré-priaboniens

Au Nord de la zone étudiée le socle chevauche sur sa couverture secondaire (figure 12) au niveau dece qui est communément appelé le chevauchement du Chaillol. Il est intéressant de regarder en détaill’interface entre les deux unités, qui n’est accessible que de façon discontinue.

Au Clot, le socle ne chevauche pas directement les marnes jurassiques mais une couche intermédiairesde Trias volcanique constitué de spilites (figure 13). Une cataclasite d’épaisseur métrique renfermant desblocs pluridécimétriques signale un déplacement non négligeable (figure 14). On note une faille normalede plan N145-54NE.

Un peu plus au Nord au ravin de Blingier le Trias est toujours présent mais les spilites laissent placeà des dolomies fortement plissées (figure 15) montrant par endroits des strates faisant poinçon dans lesocle déformé (figure 16). Nous interprétons ces dernières structures comme des plis ayant cassé et dont

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(a) Photo. (b) Interprétation.

Figure 11 – Fentes de tension dans les marnes jurassiques (tous les critères chronologiques ne sontpas visibles sur cette photo).

(a) Photo. (b) Interprétation.

Figure 12 – Le chevauchement du socle.

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(a) Photo (cliché Adrien Boisart). (b) Interprétation.

Figure 13 – Chevauchement du socle sur les spilites triasiques.

(a) Cataclasite. (b) Spilite.

Figure 14 – Détail du chevauchement sur le spilites.

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il ne reste sur place qu’un flanc rebiqué. On note dans les dolomies à S0 N084-50N un plan de faille FN133-45SW.

(a) Quelques plis successifs. (b) Direction des plis.

Figure 15 – Dolomies triasiques plissées au contact avec le socle.

Figure 16 – Dolomies imbriquées dans lesocle.

Figure 17 – Socle déformé au niveau duchevauchement.

Le socle est très déformé près du contact, le matériel est broyé sauf quelques galets de quartz emballés(figure 17). Aucune figure de cisaillement n’a pu être clairement identifiée mais de nombreux petits plisd’axe N130 à vergence SW sont visibles (figure 18). Ces plis du socle sont cohérents avec la premièrefamille de plis décrite dans le Jurassique et la compression générale NE-SW liée très certainement à laphase pyrénéo-provençale. D’autre part la direction des plis triassiques N087 peut-être rapprochée decelle de la deuxième famille de plis jurassiques (N074) s’exprimant sur le versant sud du massif de socledéplacé.

Ainsi, avant le Priabonien, un régime de compression NE-SW au cours de la phase pyrénéo-provençaleest responsable (au moins en partie) du soulèvement du socle du Pelvoux et de son chevauchement auSW sur les sédiments mésozoïques. La majorité des structures décrites, à vergence SW, enregistrentdirectement cette compression (première famille de plis jurassiques, micro-plissement du socle), mais

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(a) Quelques plis successifs. (b) Direction des plis.

Figure 18 – Socle plissé au niveau du chevauchement.

par effet géométrique le chevauchement a pu avoir localement un mouvement vers le S-SSE et générerdes plis d’axe N070-N090. Il convient désormais de s’intéresser au bassin d’avant-pays proprement ditafin de connaître les événements géologiques ayant affecté la région plus tardivement.

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II. Lithologie des sédiments tertiaires et implications paléoenvi-ronnementales

1) Disposition générale

Dans la région il existe une lacune de sédimentation allant du crétacé à la fin de l’Éocène. On voitaussi bien en cartographie (figure 8) que sur le terrain (figure 19) que les premiers sédiments priaboniensrecouvrent et semblent sceller le chevauchement socle-jurassique (figure 20). L’essentiel de la déformationpyrénéo-provençale était donc achevée lorsqu’a débuté la transgression, et les dépôts se sont établis surune paléopente vers le S-SE [16]. À l’Est de la zone d’étude on peut bien observer la disposition enonlaps des sédiments éocènes sur le socle formant une surface structurale (figure 21).

(a) Photo (cliché Adrien Boisard).

(b) Interprétation.

Figure 19 – Vue d’ensemble de la la face ouest du Pic Queyrel, depuis la chapelle des Trois-Croix.φC : chevauchement du Chaillol ; φQ : chevauchement du Queyrel ; φB : chevauchement de Barbeyroux

Toutefois on voit clairement que l’ensemble tertiaire, ou tout au moins une grande partie basale,présente un pendage global vers le Sud (figure 19), et ce pendage diminue vers le Sud (figure 21). Il y adonc eu un basculement post-éocène que nous rattachons au soulèvement tardif du massif du Pelvouxà l’Oligocène. Ainsi ce dernier a connu au moins deux épisodes de soulèvement distincts, un à la fin duCrétacé-fin de l’Éocène lié à la phase pyrénéo-provençale et l’autre à l’Oligocène en lien avec l’orogenèse

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Figure 20 – Coupe schématique E-W du bassin sédimentaire des grès du Champsaur (tiré de [5]).La légende est la même que pour la partie droite de la figure 1, et les positions X, Y et Z se réfèrent à ce même

document. À l’Est se rencontrent des écailles de Jurassique qui ne nous concerneront pas directement.

(a) Photo (cliché Glwadys Govin). (b) Interprétation.

Figure 21 – Disposition en onlap des sédiments tertiaires sur le socle.Le pendage des turbidites semble diminuer vers le Sud (lignes bleues) ce qui peut suggérer que le Pelvoux s’est soulevédurant le dépôt de celles-ci (Éo-Oligocène) (l’effet flexural se manifeste dans la direction E-W et ne s’exprime pas ou très

peu sur cette vue).

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alpine proprement dite.Nous allons maintenant détailler depuis la base jusqu’au sommet du Pic Queyrel les sédiments du

bassin flexural et expliciter les informations qu’ils nous apportent.

2) Niveaux basaux et paléovallées

Intéressons en premier lieu au contact tertiaire-substrat. Par endroits, comme au pas de l’Escalier(figure 22), du calcaire à nummulites, qui sera plus amplement étudié au 3) a/, repose directement surle socle (pour plus de détails on pourra se référer à [12] et [11]). Mais en quelques points du contacts’intercalent entre le substrat (en l’occurrence du jurassique) et le calcaire nummulitique des niveauxdétritiques discordants plus ou moins grossiers, allant de grès fins à des conglomérats à éléments dé-cimétriques (figure 23). Ces dépôts sont donc d’âge ante-priabonien, probablement du Baronien ou duLutetien. La répartition ponctuelle de ces niveaux et la nature des sédiments présents suggèrent qu’ils’agit de paléovallées remplies de matériel terrigène, sur lesquelles j’ai décidé de mettre l’accent au coursde ce stage.

(a) Photo. (b) Interprétation.

Figure 22 – Le contact socle-nummulitique au pas de l’Escalier.

(a) Photo. (b) Interprétation.

Figure 23 – Le contact jurassique-conglomérats au ravin de Merdaret.

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Nous avons pu identifier des paléovallées sur toute la facade du Queyrel regardant le Drac (figure25) : ravin de la Combe de Baume, ravin du Col, ravin de Merdaret pour le versant Ouest, et RocherRoux et les Combes pour le versant Sud. Gupta dans [10] a conduit une étude détaillée sur ce thèmeet propose une carte de localisation des paléovallées (figure 24, on peut noter que l’auteur a omis cellesde la Combe de Baume et du ravin du Col).

Figure 24 – Localisation et caractéristiques des paléovallées identifiées au sein des grès du Champsaur(tiré de [10]).

A : facies fluviatile ; B : facies d’estuaire lagunaire ; C : facies d’estuaire marin ; T : épaisseur (thickness)

Typiquement nous avons rencontré 2-4 mètres de conglomérats surmontés de 3-6 mètres de grèsgrossiers puis fins, puis les calcaires à nummulites. Les conglomérats présentent en général (mais passystématiquement) une couleur rouge signant leur mise en place en milieu continental et oxydant. Guptaa pu identifier des paléosols sur les rebords de certaines vallées [9]. Les éléments intégrés sont de troisnatures (cf. figure 26) : des morceaux de carbonates jurassiques (fig. 27) voire des dolomies triasiques, desgalets de quartz (abondants), et des morceaux de socle (amphibolites, micaschistes, ...). Cela confirmeque le massif du Pelvoux et sa couverture mésozoïque étaient soulevés et émergés au moins au Priabonien,et soumis à l’érosion. Nous avons trouvé dans le socle des masses conséquentes de quartz pur (figure 28)pouvant être à l’origine des nombreux galets de quartz rencontrés dans les conglomérats.

La surface d’érosion est parfois observable (figure 29). L’évolution granulométrique peut être pro-gressive (fig. 30) ou brutale (figure 31).

Les chenaux que nous avons observés sont globalement E-W se ce indiquerait des paléodirectionscontrôlées en partie par le bombement flexural orienté certainement N-S dans la région. Toutefois notrevision est fragmentaire car nous avons surtout étudié le versant W qui offre principalement des sectionsN-S. Le soulèvement du Pelvoux a certainement imposé par endroits des directions N-S, peut-être àrelier avec les paléovallées visibles en versant sud. La résultante a pu être globalement vers le SE. Àpetite échelle la proportion d’éléments de socle par rapport aux éléments carbonatés augmente pourles paléovallées septentrionales [10] ce qui montre que le socle en partie dénudé de ce massif constituaiteffectivement une source majeure d’éléments détritiques au Priabonien. Au ravin du Col, les conglomératssont assez épais (figure 32 (a)) et de deux types : des brèches de carbonates jurassiques sont surmontéesde poudingues de socle (figure 32 (b)). On peut donc penser qu’il y a d’abord eu démantèlement decarbonates jurassiques proximaux, puis développement d’un cours d’eau plus conséquent ayant amené

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(a) Ravin de Merdaret. (b) Combe de Baume.

Figure 25 – Paléovallées sur le terrain.

(a) Au Rocher Roux. (b) À la Combe de Baume.

Figure 26 – Éléments pris dans les conglomérats basaux.c : carbonate jurassique ; q : galet de quartz ; s : morceau de socle

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Figure 27 – Morceau de calcaire jurassique,ravin de la Combe de Baume.

La fente de tension dans le galet est évidemmentanté-priabonienne, cf. I..

Figure 28 – Masse de quartz dans le socle,nord du ravin de la Combe de Baume.

Figure 29 – Surface d’érosion au sommet duJurassique, Combe de Baume.

Figure 30 – Granoclassement au sein desconglomérats basaux, ravin de Merdaret.Sur quelques décimètres on passe de conglomératsgrossiers à des grès, ce qui suggère un ennoiement

progressif de la vallée au cours de la transgression, avecrétrogradation.

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(a) Ravin de Merdaret. (b) Combe de Baume.

Figure 31 – Chenaux dans les conglomérats basaux.La direction est ± N100. Il s’agit de processus sédimentaires assez brefs avec probablement un abandon rapide du chenal.

des éléments de socle plus distaux. Cela est compatible avec l’idée que le coeur du Pelvoux était émergédès le secondaire avec pas ou peu de couverture sédimentaire. Le soulèvement pyrénéo-provençal a ensuitefait émerger les sédiments mésozoïques qui formaient peut-être alors une sorte de couronne autour ducentre cristallin.

Ces niveaux basaux marquent ainsi le début de la transgression nummulitique et annoncent des facièsmarins.

3) Niveaux intermédiaires et supérieurs et signification paléoenvironnemen-tale

a/ Calcaires à nummulites

Ces calcaires clairs à grosses nummulites et quelques autres fossiles (figure 33) sont présents sur toutle pourtour de l’unité tertiaire. Il atteignent 25-30 mètres par endroits. Ce sont des faciès marins deplate-forme de faible profondeur (zone photique pour les nummulites, soit < 200m)

Au Pas de l’escalier ce calcaire est localement recouvert de dépôts alluviaux. Sachant que le lieu esten bordure nord de l’unité tertiaire et très proche du massif du Pelvoux, cette émersion pourrait êtredue à un soulèvement du socle cristallin localement plus rapide que la montée du niveau eustatique.

b/ Marnes à globigérines

Ces niveaux marneux assez clairs et peu épais (10m maximum) sont assez peu visibles sur le terrain(figure 35), quand ils ne sont pas absents. Ils signalent une augmentation de la profondeur par rapportaux calcaires à nummulites.

c/ Alternances turbiditiques

Au-dessus des marnes à globigérines se développe une épaisse série de turbidites qui constitue deloin la partie la plus complexe et la plus renseignée de l’ensemble tertiaire. La dénomination « grès duChampsaur » se rattache plus spécifiquement à ces turbidites étant donné que de puissants bancs degrès les structurent (figure 36). On rattache souvent les grès du Champsaur aux grès d’Annot qui sesont mis en place dans un bassin flexural plus au Sud. La connexion entre leurs bassins est discutéemais leurs conditions de dépôt sont incontestablement similaires. Les turbidites trouvant leur source dematériel dans la chaîne interne et non pas dans le bombement flexural externe comme pour les dépôts

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(a) Une épaisseur de conglomératsconséquente.

(b) Brèche de carbonates jurassiques surmontée de poudingue de socle.

Figure 32 – Paléovallée du ravin du Col.

(a) Grandes nummulites. (b) Gastéropode.

Figure 33 – Fossiles du calcaire à nummulites.

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(a) Le lapiaz du bas semble un peu rempli sur le haut pardes galets assez grossiers, suggérant une éventuelleémersion locale initiant un karst avant les venues

alluviales. Le paleokarst a pu être repris à l’actuel parl’érosion.

(b) Les éléments alluviaux, de nature variée : carbonates,quartz, socle.

Figure 34 – Le calcaire à nummulites au pas de l’Escalier.

(a) Au niveau de la Combe de Baume. Les marnesforment une pente plus douce entre les falaises de calcaire

nummulitique et les premiers bancs gréseux.

(b) Sur la crête du Barry. Ce sont les mêmes niveaux maisvus de dessus. Ils sont ici bien repérables par leur couleur

claire.

Figure 35 – Les marnes à globigérines.

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précédents, elles sont donc en général en onlap sur ces derniers, en l’occurrence les marnes à globigérines(parfois appelées marnes bleues) [15].

(a) Bancs épais de grès le plus basal, face Sud du Queyrel. (b) Niveaux de silt, partie supérieure de la face Ouest duQueyrel.

Figure 36 – Lithologie des turbidites.

Sur les flancs du Pic Queyrel on peut trouver des classiques séquences de dépôts turbiditiques,présentant des laminations (figure 37). Si l’alternance grès-niveaux plus argileux est de rigueur, onrencontre à la base de la série des strates marneuses très épaisses (figure 38) signalant peut-être unéloignement encore important de la zone de dynamique turbiditique.

(a) Limite entre deux séquences et granoclassement (blocpas en place).

(b) Lamines dans les niveaux gréseux (entre le col et lepas de l’Escalier).

Figure 37 – Séquences turbiditiques.

Une des particularités des grès du Champsaur est leur nature volcanoclastique. Une proportion nonnégligeable de feldspaths par rapport au quartz signale des apports volcaniques. À l’Est de la zoned’étude (à Méollion notamment) ont été identifiés au sein des grès des éléments andésitiques qui ontd’ailleurs permis de dater la formation avec des âges obtenus sur amphibole volcanique de 32,5 ± 2,2et 34,3 ± 1,0 Ma [6] [4] (cf. annexe 1)). Ces datations ont d’autant plus de valeur que les grès duChampsaur ne contiennent que très peu de fossiles stratigraphiques. D’après des analyses géochimiques

24

(a) Sur la crête Nord du Pic Queyrel. (b) Sur le sentier Ouest du col de l’Escalier (cliché AdrienBoisart).

Figure 38 – Les épaisses strates marneuses à la base des turbidites.

Boyet conclut dans [2] que deux sources contribuent à ce volcanisme, une mantellique et une crustale.Son origine géodynamique sera discutée au 4).

Dans les détails de nombreuses particularités sédimentaires peuvent être décrites. Des inclusionscharbonneuses correspondant à des morceaux de végétaux supérieurs terrestres (figure 39) témoignentd’apports continentaux épisodiques.

(a) Face Ouest du Pic Queyrel. (b) Face Sud du Pic Queyrel. Ces morceaux de tigesprésentent des micro-fentes de tension qui auraient pupermettre de contraindre une direction d’étirement si le

bloc avait été en place.

Figure 39 – Inclusions de charbon.

Des galets mous sont fréquemment arrachés et emportés, souvent aplatis, et parfois responsables, enmodifiant la chimie environnante, de la formation d’auréoles de couleur différente de l’encaissant (figure40).

Parfois ces éléments agglutinent du matériel sédimentaire en roulant et finissent par former unegangue se distinguant nettement de la lithologie encaissante (figure 41).

Un certain nombre de déformations syn-sédimentaires sont identifiables (cf. figure 42).

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(a) Galets mous. (b) Auréole de diffusion autour d’un galet.

Figure 40 – Galets mous et auréoles associées, ravin de Merdaret.

(a) Strates présentant les éléments. (b) Vue de détail d’un élément.

Figure 41 – Éléments roulés, partie sommitale de la face Ouet du Pic Queyrel.

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(a) Petit slump au sein des grès. (b) Figure d’échappement.

Figure 42 – Déformations synsédimentaires, partie supérieure de l’arête ouest du Pic Queyrel.

Nous avons essayé d’estimer des paléocourants à partir d’arguments sédimentaires mais la cettetâche fut délicate. Des rides sont observables (figure 43) mais restent rarement visibles en place etdifficile à interpréter. Les éléments inclus et transportés ne montrent pas de critères clairs d’orientationpréférentielle (figure 44). S’il y a peu de lichen les lamines sont par endroits repérables et peuvent fournirdes paléodirections de courant (figure 45), mais un nombre raisonnable d’estimations exploité de manièrestatistique est nécessaire afin de ne pas surinterpréter ce qui peut n’être que des divagations latérales.Nous n’avons pas pu conduire ce travail et nous nous appuierons sur les résultats de McCaffreyet Brunt qui en travaillant sur l’ensemble du bassin ont pu dans [13] et[3] estimer les positions etles directions des principaux chenaux actifs pendant les dépôts turbiditiques (figure 46). L’orientationglobale NE → SW est cohérente avec notre mesure isolée et compatible avec le tracé local du frontpennique, à peu près perpendiculaire.

Figure 43 – Rides de courant, arête NW duPic Queyrel.

Figure 44 – Ensemble carbonaté stratifié prisdans les grès, arête NW du Pic Queyrel.

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(a) Vue d’ensemble 3D. (b) Détail de la face NNW avec lamines recoupées.

Figure 45 – Critère de paléodirection de courant, arête Nord du Pic Queyrel (juste au-dessus desmarnes basales).

Cette affleurement indique un écoulement ENE → WSW

Figure 46 – Chenaux principaux dans lesturbidites (tiré de [3]).

Figure 47 – Modèle sédimentologique d’unbassin d’avant-pays (tiré de [1]).

A : géométrie générale du bassin. B : positionnementde la trilogie sédimentaire. C : diagramme

chronostratigraphique résultant

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4) Distribution spatio-temporelle et interprétation géodynamique

a/ Géométrie et dynamique du bassin d’avant-chaîne

En résumé, depuis les calcaires à nummulites jusqu’aux turbidites la profondeur s’accroît progressi-vement. Or dans un bassin flexural les plus grandes profondeurs sont situées proche de la chaîne. Ainsisi on considère un point initialement situé sur le rebord externe du bassin, celui-ci va progressivementse rapprocher du front de chevauchement à cause de l’avancée de ce dernier (vers l’Ouest pour notrecas). La trilogie sédimentaire observée en Champsaur (calcaires néritiques - marnes hémipélagiques -turbidites) est donc bien expliquée par le modèle général du bassin flexural d’avant-pays qui prend alorstout son sens (cf. figure 47).

Le rattachement des grès du Champsaur à un bassin flexural d’avant-chaîne étant désormais justi-fié, on peut tenter de proposer comme l’a fait Gupta dans [12] une paléogeographie de la région auPriabonien, qui n’est autre que l’expression en surface du modèle en coupe E-W du bassin (cf. figure48).

(a) Profil Est-Ouest du bassin flexural. (b) Carte paléogéographique schématique.

Figure 48 – Paléogéographie au Priabonien.Tiré de [12].

b/ Apparition de molasses à l’Oligocène : modèle proposé

Nous avons expliqué de façon satisfaisante l’initiation et l’évolution de la sédimentation dans lebassin flexural. Qu’en est-il de sa terminaison ? Nous n’avons pas en Champsaur oriental de sédimentspostérieurs à l’Oligocène. Les molasses miocènes classiquement présentes sur les massifs subalpins ne serencontrent dans la région qu’à partir du Dévoluy, plus à l’Ouest (figure 49).

Pour expliquer cette évolution sédimentologique franche Sinclair propose le modèle de détachementde slab au niveau de la limite lithosphère océanique-lithosphère continentale, qui aurait eu lieu préci-sément à l’Oligocène (figure 50 (a)) avec pour effet de soulever brutalement le bassin flexural en coursde fonctionnement (et donc de stopper la sédimentation à ce niveau) et de faire en même temps sauterle front de chevauchement plus à l’Ouest. Si ce modèle explique bien les évolutions sédimentologiquesconstatées, il est également satisfaisant d’un point de vue volcanologique (figure 50 (b)). Par ailleurs ilest considéré comme réaliste en géophysique.

Nous venons de décrire et d’expliquer les aspects sédimentologiques du bassin d’avant-pays duChampsaur. Il nous reste à considérer sa déformation.

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(a) Diagramme global (b) Diagramme précis au Tertiaire

Figure 49 – Diagramme chronostratigraphique général des Alpes externes à hauteur du Champsaur(tiré de [12]).

(a) Aspect sédimentologique. Tiré de [14], établi pour laSuisse.

(b) Aspect volcanologique. Tiré de [2].

Figure 50 – Le modèle du détachement du slab.

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III. Déformation et tectonique post-éocènes

1) Déformation basale et interaction avec le substrat jurassique

Afin d’établir une continuité avec la partie I. nous allons commencer par décrire le contact nummu-litique - substrat (ce sera en l’occurrence du jurassique pour nos sites d’étude) qui recèle de nombreuxmarqueurs de la déformation. Les niveaux détritiques éocènes basaux, somme toute assez massifs, re-posent en général sur des marnes callovo-oxfordiennes très friables et peu compétentes. Il en résulte unedifférence d’érodabilité responsable de la formation de surplombs voire de « baumes » faisant le bonheurdes ovins et caprins locaux (figure 51). On peut signaler que si ces surplombs sont très marqués en faceOuest ils le sont beaucoup moins en face Sud. Le climat pouvant être supposé uniforme sur les deuxversants, il n’est pas exclu que cette différence ait une origine tectonique. En effet l’évident contraste decomportement rhéologique entre marnes et nummulitique pourrait se traduire par l’existence d’un petitniveau de décollement permettant un mouvement relatif du tertiaire avec une composante vers l’Ouest.

(a) Ravin de Merdaret. (b) Combe de Baume.

Figure 51 – Surplombs au contact jurassique-nummulitique.

En se rapprochant du contact des stries sont effectivement observables sur la surface basale du num-mulitique. Au ravin de Merdaret on rencontre deux familles de stries qui se distinguent essentiellementpar leur pitch (figure 52 (a)) :

– une première famille imprimée sur la surface basale convexe des grès nummulitiques orientée N055avec un pendage moyen de 35SE. Le pitch est sub-horizontal, de 10NE à 10SW, et signe un mou-vement majoritairement décrochant NE-SW (sens non déductible ici, mais probablement sénestreà la lumière d’autres données) ;

– une seconde famille imprimée sur une couche recristallisée à l’interface (voire une gouge ?), doncplus tardive, avec un pitch significativement plus pentu, de l’ordre de 75 SW. On aurait ici plutôtla signature d’un mouvement inverse liée à une compression NW-SE, avec une légère composantedécrochante sénestre.

Les stries les plus anciennes semblent associées à un cisaillement vers les SW (figure 52 (b)).

Le site de la Combe de Baume est riche en informations et permet d’établir une certaine chronologieentre les évènements. En repartant du mésozoïque :

1. Les marnes jurassiques montrent une schistosité S1 à peu près N105-30N donc issue, s’il n’ y apas eu basculement ou plissement à petite échelle, d’une compression ± N-S à NE-SW. Cetteschistosité est crochonée vers le SW au niveau de la discordance (figure 53).

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(a) Deux familles de stries. (b) Cisaillement associé aux stries 1.

Figure 52 – Stries à la base du nummulitique, ravin de Merdaret

(a) Vue d’ensemble de la discordance. (b) Crochonnage au niveau du contact.

Figure 53 – Combe de Baume 1 : schistosité des marnes jurassiques.

32

2. Des fentes de tensions avec un σapparent1 moyen NE-SW affectent à la fois les marnes jurassiques

(dans lesquelles elles ne seraient pas incompatibles avec la schistosité) et les premiers niveauxéocènes. Ces fentes sont elles-aussi crochonées vers le SW à l’interface (figure 54).

(a) Fente de tension dans les marnes. (b) Crochonnage au niveau du contact.

Figure 54 – Combe de Baume 2 : fentes de tension NE-SW.

3. Les fentes de tensions sont recoupées et déplacées par des fractures parallèles au contact ou parle contact lui-même (figure 55), qui présente parfois des stries peu marquées d’axe ± N020. Cesstructures semblent être liées à une vergence globale vers le SW responsable du crochonnageévoqué ci-dessus. Des kink-bands présents dans les marnes (figure 56) pourraient également y êtrerattachés.

(a) Photo. (b) Interprétation.

Figure 55 – Combe de Baume 3 : déplacement NE → SW sur l’interface.Une écaille est presque formée.

4. Enfin une ensemble complexe de failles, normales pour la plupart, recoupent l’ensemble. Nous lesétudions en détail plus loin.

En définitive, un régime de compression NE-SW a régné dans la région depuis la fin du Crétacéjusqu’au milieu de l’Éocène en étant sur la fin contemporain des premiers dépôts tertiaires. Il s’est ex-primé selon différentes modalités au cours du temps, tout d’abord dans le mésozoïque en imprimant desplis sur les calcaires et une schistosité sur les marnes, puis en générant dans un contexte plus fragile

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donc superficiel des fentes de tension à la fois dans le Secondaire et le Tertiaire, et enfin en initiant undécollement Secondaire-Éocène au niveau duquel va s’établir un déplacement cisaillant de faible ampleurà vergence vers le SW.

Au ravin de Merdaret est présente une autre direction de plissement des marnes proches du contact,d’axe N072 (figure 57), qui est sans doute à rapprocher de la direction secondaire des plis dans leJurassique (N074) mise en évidence au I.. À proximité on retrouve toutefois des fentes de tensiontoujours ± NE-SW et des cannelures à l’interface de N045 à N070.

Figure 56 – Kink-bands dans les marnesjurassiques, Combe de Baume.

Figure 57 – Plissements dans marnesjurassiques, ravin de Merdaret.

Intéressons-nous pour finir aux failles qui affectent la base du tertiaire, représentées dans le stéréo-gramme de la figure 58. Deux familles de failles conjuguées se distinguent, une vers N82 (figure 61) etl’autre vers N110. Dans les deux groupes existent des failles montrant des pitch subverticaux (> 70̊ ) cequi en ferait de vraies failles normales. Au ravin du col un rejet normal important a écaillé des calcairesjurassiques présents au contact (cf. figure 59 et 60). Mais d’autre part certaines failles présentent despitch subhorizontaux (< 20̊ ) signalant un jeu décrochant, tantôt dextre tantôt sénestre (critères surécailles de calcite). À la Combe de Baume est visible une faille à jeu senestro-normal de pitch 52 NE.

Il a donc existé une phase d’extension ± N-S au Priabonien (les calcaires sont recoupés mais lesturbidites semblent sceller les failles) générant de nombreuses failles normales en base du Tertiaire. Nousproposons qu’il s’agit d’un relâchement en fin de phase pyrénéo-provençale. La faille normale de la figure13, située plus à l’Ouest, est peut-être aussi en lien avec cet évènement. Un certain nombre de ces failleson été reprises en jeu décrochant E-W au cours d’une phase ultérieure qui est peut-être celle ayantgénérer les fentes de tension tardives dans le Jurassique (cf. I.) et la seconde famille de stries évoquéeau début de cette partie. Voyons si les déformations enregistrées dans les niveaux supérieures peuventnous renseigner davantage.

2) Déformation des niveaux supérieurs

Les turbidites montrent des déformations à toutes les échelles qui ont étudiées plus amplementpar d’autres étudiants au cours du stage. On remarque tout d’abord que les turbidites ont subi unemétamorphisme de faible degré, dans le faciès prehnite-pumpelliite (± 250̊ C-4 kbar). Par endroitson note la présence de chlorite (figure 62) mais ce métamorphisme s’exprime surtout sur la matricevolcanique constituée de cinérites devenant vertes et entourant des ponctuations blanches non affectées,ce qui donne lieu à l’aspect moucheté caractéristique des grès de la région (figure 37 (b)), qui sontd’ailleurs parfois appelés « grès mouchetés ». Selon plusieurs auteurs ce métamorphisme serait en lienavec le passage des nappes de flysch.

La face Sud du pic Queyrel met au jour de nombreux plissements et chevauchements au sein desturbidites. Au lieu dit Rocher Roux s’observe un pli faillé assez complexe d’axe ± N030 avec une écaille

34

Figure 58 – Failles affectant la base du Tertiaire.En bleu, ravin de Merdaret ; en vert, ravin du Col ; en rouge, ravin de la Combe de Baume.

(a) Photo. (b) Interprétation.

Figure 59 – Faille normale du ravin du Col.Au lieu de plisser facilement comme les marnes les niveaux calcaires plus compétents ont été écaillés.

35

Figure 60 – Écaille de jurassique dans la faillenormale du ravin du Col.

Figure 61 – Failles basales au ravin deMerdaret.

intermédiaire renversée au niveau du chevauchement de Barbeyroux (figures 63 et 64).

Figure 62 – Chlorite dans les grès, ravin deMerdaret.

Figure 63 – L’écaille intermédiaire du pli deRocher Roux (cliché Étienne Jaillard).

De gauche à droite, les calcaires à nummulites et lesconglomérats de l’écaille intermédiaire, puis les marnes

et les grès de l’unité supérieure.

Plus à l’Est, aux Combes, on trouve un pli de géométrie similaire (figure 65). Des conglomératsrouges sont présents à la base de l’unité supérieure, juste au-dessus du chevauchement et du sentier. Lesdeux grosses faces triangulaires de grès près de la terminaison du chevauchement peuvent sembler êtredes synclinaux vues d’en-bas mais pour être allé à leur pied il n’en est rien. Nous avons pris un certainnombre de mesures au niveau du pli de grès de l’unité inférieure à proximité du sentier, et nous trouvonsun axe à N041 (figure 66), proche de l’axe estimé du pli de Rocher Roux.

On retrouve au niveau du chevauchement des Combes une petite écaille intermédiaire, à l’endroit cettefois, de calcaire à nummulites cisaillé (figure 67). Sous la première barre de grès des niveaux silteux sontplissés avec une vergence Ouest en dysharmonie par rapport aux grès sus-jacents non déformés (figure68). À l’Est et à l’Ouest des Combes se trouvent des glissements en masse (figure 69) ne permettant pasde prolonger les structures.

Les plis de Rocher Roux et des Combes semblent en définitive s’être formés dans des conditionssimilaires, et on peut proposer un modèle de d’évolution schématique pour les plis du versant Sud duPic Queyrel (figure 70).

Pour avoir une vision en 3D il faut considérer désormais les autres versants du Pic Queyrel afin desavoir si on retrouve les chevauchements décrits en face Sud (figure 19, 71 et 72 ; les bordures des photospeuvent être à peu près mises en regard). On trouve effectivement un chevauchement majeur surtout le

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(a) Photo (cliché Adrien Boisart). (b) Interprétation.

Figure 64 – Pli et chevauchement de Rocher Roux.

pourtour du Queyrel, à vergence plus ou moins vers l’W-NW. Par ailleurs de nombreux plis à courtelongueur d’onde sont observables, notamment dans les niveaux de silts. Si la plupart de ces plis commeau Merdaret ou sur l’arête Nord-Ouest possèdent des axes ± N-S à NE-SW (figure 73) pareillement àceux de la face Sud, d’autres en revanche ont des axes NE-SW à E-W (arêtes Nord et Nord-Ouest, ...).Il n’est pas impossible que le soulèvement important du massif du Pelvoux à l’Oligocène, d’ailleurs malcontraint [8] participe à ces plissements. La déformation des turbidites reste donc complexe même si unedirection privilégiée de compression WNW-SSE à vergence vers le WNW semble se dégager.

Le modèle (d) de la figure 74 proposé par Butler dans [5] semble satisfaisant pour un certainnombre de plis faillés observés au Queyrel. Notons que parfois la déformation s’atténue progressivementdepuis une fracture jusqu’à des plissements de moins en moins marqués, à plusieurs échelles d’espace(figure 75).

3) Contexte géodynamique

Ainsi nous avons pu mettre en évidence à partir des observations de terrain plusieurs phases tecto-niques successives, qui sont d’après nos interprétations :

1. une compression NE-SW à vergence SW au cours de la phase pyrénéo-provençale affectant lemésozoïque et les dépôts tertiaire anté-priaboniens et responsable d’une partie du soulèvement duPelvoux. Elle se manifeste essentiellement par le chevauchement du Chaillol, des plis jurassiquesdans deux directions, des fentes de tension, et un décollement limité du tertiaire sur son substrat(vergence SW). L’origine géodynamique de cette phase est la rotation de la microplaque ibériqueet sa venue en butée sur la marge sud de la plaque européenne.

2. une phase distensive à la fin de la précedente, au Priabonien, créant des failles normales en surface,et peut-être liée à un relachement en fin de compression pyrénéo-provençale.

3. un épisode de compression WNW-ESE post-priabonien à vergence WNW, typiquement alpin,reprenant d’une part certaines structures existantes comme les failles normales ou le décollementbasaux, et générant d’autre part des plis et des chevauchements dans les turbidites, notammentles chevauchements de Barbeyroux et du Queyrel.

Certains auteurs soutiennent que ce dernier épisode serait antérieur au passage des nappes de flyschcar l’empreinte métamorphique de ce dernier n’est apparemment pas déformée. Nous ne pouvons conclureà partir des connaissances acquises au cours du stage et retiendrons simplement qu’il s’agit d’une phasealpine assez précoce liée au poinçonnement de la microplaque apulienne sur la plaque européenne.

Ces épisodes majeurs sont ressentis régionalement, notamment dans le massif du Pelvoux (figure 76).

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(a) Photo (cliché Gwladys Govin).

(b) Interprétation.

Figure 65 – Pli et chevauchement des Combes.

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(a) Pli dans les grès aux Combes. (b) Stéréogramme associé.

Figure 66 – Cylindrage du pli dans les grès des Combes.

Figure 67 – Écaille de calcaire intermédiaireaux Combes.

Figure 68 – Plissement dysharmonique enface Sud.

L’axe du pli est ± N-S avec vergence vers l’Ouest.

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(a) À l’Ouest. (b) À l’Est.

Figure 69 – Glissements en masse autour des Combes.

Conclusion

En somme le Champsaur oriental est une zone d’étude de choix par la richesse et la variété des infor-mations qu’il apporte sur l’histoire géologique de la région. Premièrement les sédiments du bassin flexuralont commencé à se déposer au cours d’une période clef, à la transition entre deux phases tectoniques,et ont pu par conséquent enregistrer leurs effets respectifs. Deuxièmement la position géographique duChampsaur en bordure sud du massif du Pelvoux complexifie la tectonique et la sédimentologie locales :à la polarité proximal-distal classique des bassins d’avant-pays s’ajoute une composante Nord-Sud non-négligeable du fait du soulèvement précoce, important et durable de ce massif cristallin externe. Enfin cebassin a été relativement bien préservé au cours des phases alpines tardives grâce à sa position globalede synclinal. Ce fait combiné à une couverture végétale limitée permet de disposer d’affleurements nom-breux et de qualité. Ce n’est donc pas un hasard si le bassin d’avant-chaîne du Champsaur est devenuun modèle d’étude et a reçu ces dernières années nombre de chercheurs ayant des motivations et desperspectives de recherche pétrolière. À l’inverse une bonne compréhension du fonctionnement des bassinsflexuraux actuels pourrait permettre de mieux appréhender la géologie de ce petit coin des Alpes.

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Figure 70 – Modèle de formation et d’évolution des plis de la face Sud du Pic Queyrel.Nous n’avons pas étudié en détail la base du Tertiaire en face Sud et ne pouvons conclure quant à l’existence ou pas d’undécollement global, que ce soit au contact mésozoïque-cénozoïque ou dans les marnes jurassiques elles-mêmes. Toutefois

la déformation semble surtout accommodée dans les turbidites au niveau du chevauchement du Queyrel. φQ :chevauchement du Queyrel ; φB : chevauchement de Barbeyroux

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(a) Face Nord-Est. (b) Face Nord-Ouest.

Figure 71 – Chevauchement sur les faces Nord du Pic Queyrel.

Figure 72 – Face Est du Pic Queyrel.Nous n’avons pas pu nous y rendre et utilisons les interprétation de M. Gidon. φC : chevauchement du Chaillol ; φQ :

chevauchement du Queyrel ; DN : discordance

(a) Ravin de Merdaret. Axe ± N030. (b) Arête Nord-Ouest. Axe ± N045.

Figure 73 – Plis à courte longueur d’onde dans les silts.

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Figure 74 – Modèlede déformation proposépar Butler (tiré de [5]).

Les bancs sombresreprésentent les bancs de

grès.

Figure 75 – Atténuation progressive de la déformation, les Combes.On peut faire le parallèle avec les figures 74 et 65.

Figure 76 – Phases tectoniques ressenties dans le massif du Pelvoux (Parc National des Écrins).

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Références

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A Annexes

1) Échelle stratigraphique du Cénozoïque

2) Carte géologique établie sur le terrain

voir pages suivantes

3) Logs stratigraphiques

voir pages suivantes

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