Creusement et remplissage de la vallée de l’Isère Gérard

39GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 4, 2002

Résumé

Afin d’étalonner les caractéristiquesgéophysiques des sédiments comblant lavallée de l’Isère dans la région deGrenoble, IPSN a décidé de traverser latotalité de la série alluviale par foragedestructif. Le choix du site GMB1 résulted’un compromis entre le financementpossible et la profondeur minimale dusubstratum proposée par le géophysicienM. Vallon (1999).

D’une longueur totale de 564 m, leforage a traversé 535 m de sédimentsmeubles comprenant 15 m d’alluvionsfluviatiles sablo-graveleuses emboîtéesdans 516 m d’une monotone série lacustresablo-silto-argileuse reposant sur 4 md’un till de base. De petits galets noyésdans la matrice sablo-argileuse des 80 minférieurs traduisent un environnementglacio-lacustre. Le substratum, recoupé encarottage sur 29 m, correspond auxcalcaires marneux, riches en filonnets decalcite, du Bajocien inférieur.

Une telle séquence hectométriquetémoigne de l’importance des lacs

d’ombilics qui ont résulté de chacune desglaciations majeures, ici la dernièred’âge würmien, dans les vallées alpines.

Parallèlement, la monotonie de lasédimentation lacustre écarte toute idéede récurrence glaciaire notable dans larégion de Grenoble après le maximumd’extension glaciaire würmienne.

Replacés dans le contexte régional, lesrésultats du forage GMB1 confirment :

- la profonde incision würmiennedans les sédiments de l’auge glaciairerissienne et le substratum rocheux. Lapuissance du dernier glacier versGrenoble a dépassé 1 000 m ;

- la dynamique lacustre qui a contrôléle comblement de l’ombilic, avec iciexclusivement des apports distauxisérois ;

- une dynamique fluviale qui ne s’estexprimée que tardivement par unechenalisation installée dans lecreusement lié au Bölling très chaud(12 000 BP).

Des bois dans une terrasse de kame,latérale au glacier, dans un petit lacd’altitude 245 m au Crey, à l’estimmédiat de Grenoble, avaient fourni desâges autour de 26 500 +

-2 6501 800 BP.

Cet indice permet de considérer que lasédimentation de la vallée de Grenobleavait débuté antérieurement et que lemaximum d’extension du glacier würmiende l’Isère est encore plus ancien.

Abstract

In order to determine the geophysicalcharacteristics of the sedimentary fill ofthe Isère valley in the Grenoble area,IPSN decided to penetrate the completealluvial sequence with a non-coredborehole. The choice of drilling siteGMB1 was the result of a compromisebetween the available funding and theminimum depth to the Mesozoicbasement, as determined by geophysicalmethods (Vallon, 1999).

This was the second time that theaxial fill of an Alpine valley had beenpenetrated by a deep borehole.

Creusement et remplissagede la vallée de l’Isèreau Quaternaire récent. *Apports nouveaux du forage GMB1 (1999)dans la région de Grenoble (France)

Glacial erosion and infilling of the Isère valley during the recent Quaternary.New results from borehole GMB1 in the Grenoble area (France)

Gérard NICOUD (1)

Gilles ROYER (2)

Jean-Christophe CORBIN (2)

Francis LEMEILLE (3)

André PAILLET (1)

Géologie de la France, 2002, n° 4, 39-49, 7 fig.

Mots clés : Coupe sondage, Sédiment lacustre, Wurm, Paléogéographie, Déglaciation, Isère, Vallée Isère.

Key-words: Borehole sections, Lake sediments, Wurm, Paleogeography, Deglaciation, Isère France, Isère Valley.

* Manuscrit déposé le 10 janvier 2003, accepté le 24 février 2003, France.(1) EDYTEM-CISM, Université de Savoie, 73376 Le Bourget-du-Lac Cedex, France.(2) GEO-RS, 34 chemin de l’Echut, 31770 Colomiers, France.(3) IPSN, BP 6, 92265 Fontenay-aux-Roses, France.

CREUSEMENT ET REMPLISSAGE DE LA VALLÉE DE L’ISÈRE AU QUATERNAIRE RÉCENT

GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 4, 200240

The 564-m-long borehole intersected535 m of soft sediments, including 15 mof sandy–pebbly fluviatile alluviumcutting into the top of a 516-m-thickmonotonous, sandy-silty lacustrine clayformation, which in turn rests on 4 m ofbasal till with small pebbles. Fine gravelfloating in the silty-clayey matrix of thelowermost 80 m indicates a glacio-lacustrine environment. The basement,which was cored for 29 m, is a marlylimestone, rich in calcite-veins, of theEarly Bajocian.

Such a thick sequence demonstratesthe importance of the umbilical lakes thatwere created during each major glacialperiod, in this instance the last Würmianage, in Alpine valleys.

Similarly, the monotony of thelacustrine deposits excludes the possibilityof any significant glacial recurrence in theGrenoble area after the maximum extent ofthe Würmian.

Placed in a regional context, theresults of borehole GMB1 confirm:

- the deep Würmian incision into thesediments of the Rissian glacial valleyand into the rocky basement; the lastglacier in the Grenoble area was at least1000 m thick;

- the lacustrine dynamics thatcontrolled the infilling of the umbilicallake with, in this case, only distaldeposits from the Isère region;

- a late fluviatile dynamics that isexpressed by channelling in a depressionformed during the very warm Böllingperiod (12,000 bp).

Pieces of wood from a lateral kameterrace in a small lake 245 m a.s.l. atCrey (immediately east of Grenoble)have yielded ages in the region of26,500 +

-2 6501 800 bp.

This evidence raises the possibilitythat sedimentation in the Grenoble valleymay have begun before that time and thatthe maximum of extent of the IsèreWürmian glacier may have occurredmuch earlier.

Le contexte géologiqueLongue de 150 km entre Albertville

au nord-est et Rovon au sud-ouest de

Grenoble, la vallée de l’Isère présente unfond plat, d’altitude voisine de 200 à230 m vers Grenoble, dominé par desversants dissymétriques dépassant2 000 m d’altitude (fig. 1).

Cette vallée a été façonnée par lesglaciers isérois successifs, alimentésuniquement en rive gauche par les glacierslocaux de Belledonne et le glacier Drac-Romanche. Ces flux glaciaires ontemprunté une vallée fluviatile de l’Isèreétablie dès la fin du Pliocène par capturessuccessives de l’Arc, de l’Isère et du Dracconsécutivement à la surrection desmassifs bordiers (Darmendrail, 1994 ;Debelmas, 1995).

Le seuil molassique de Rovondélimite, vers le sud, le surcreusement dela dernière glaciation, localement rétrécipar la cluse de Grenoble. Toute cettevallée, à valeur de méga-ombilicglobalement parallèle aux structures, estinstallée largement sur le « sillonsubalpin », dans les marnes et les marno-calcaires du Jurassique moyen jusqu’àGrenoble et au contact molasse - massifsubalpin au sud-ouest. Seule la cluse deGrenoble, entre Chartreuse et Vercors, estperpendiculaire au sillon subalpin et

impose un brusque coude à la vallée. Labase de l’auge glaciaire n’avait jamais étéatteinte par forage. Elle se situe à plusieurscentaines de mètres de profondeur tout aulong de la vallée, pour dépasser 400 m àGrenoble, soit au-dessous de la cote-177 m NGF (Gignoux, 1944).

Les nombreux sondages hydrogéolo-giques et géotechniques montrent tous,sous des alluvions grossières décamé-triques de surface, la présence de sédi-ments lacustres pluri-hectométriquespostérieurs au retrait des glaciers de la der-nière glaciation (Fourneaux, 1976 ;Marghalan-Ferrat, 1975). La lithologie etla géométrie des corps sédimentairestémoignent du contrôle du comblement dela vallée de l’Isère par une dynamiquelacustre (Nicoud G. et al., 1987) avec :

- des argiles, des silts et des sablesvers la base, des graviers et des galetsvers le haut ;

- des matériaux fins distaux devenantgrossiers près des zones d’apportslongitudinaux ou latéraux.

L’évolution du niveau du lac a étéprécisée entre 240 m (lac de Moirans) et190 m (lac terminal de la Rivière)[Hannss, 1984 ; Monjuvent et al., 1987].

Fig. 1.- Cadre géographique de la vallée de l’Isère alpine.

Fig. 1.- Geographical settings in the Isère valley.



La plaine alluviale de l’Isère est, parailleurs, encadrée par des banquettes,tapissées de tills de fond et s’élevant d’unecentaine de mètres au-dessus de la valléeactuelle (La Gache - La Flachère,Champagnier). Elles sont constituées,elles aussi, de sédiments lacustres (argilesd’Eybens, sables de Bresson), palustres(lignite de la Flachère) et fluvio-glaciaires(cailloutis de Champagnier). Ellestémoignent d’une ancienne plainealluviale de l’Isère à l’arrivée des glacierswürmiens (Bourdier, 1962 ; Monjuvent,1978 ; Nicoud, 1981).

En résumé, les spécialistes sontd’accord pour présenter la vallée actuellede l’Isère emboîtée dans les sédimentsd’une vallée plus ancienne, antérieure à ladernière glaciation würmienne. Elle estcomblée d’alluvions lacustres plus oumoins épaisses, masquées par desalluvions fluviatiles chenalisées.

Mais de nombreuses incertitudes,voire des divergences, apparaissent chezles auteurs. Elles concernent :

- l’ampleur du surcreusement glaciairewürmien par rapport au surcreusementglaciaire rissien ;

- la présence éventuelle d’alluvionslacustres de l’ancienne vallée à la base duremplissage actuel ;

- le nombre de pulsations glaciaireswürmiennes, et par là, de phases desurcreusement ;

- la nature même du remplissage allu-vial avec d’éventuelles passées morai-niques et des intercalations graveleuses ;

- la chronologie et l’âge des dépôts ;

- et même, une remise en cause du rôleérosif des glaciers, avec prédominanced’une subsidence d’origine tectonique.

C’est dans ce contexte que lesquaternaristes ont longtemps attendu unforage profond. Le forage GMB1, en1999 à Montbonnot près de Grenoble,répond à cette attente.

Les données du forage

Les observations réaliséesdans le forage

Le lever des cuttings (déblais deforage), réalisé en temps réel au moment

de la foration (“mud logging”), a ensuiteété interprété en fonction des indicationsdes diagraphies. Cette réponsediagraphique conforte les lithologiesobservées (argilosité, porosité,granulométrie,…), confirme les limitesentre grandes unités et permet de préciserla lithologie de certaines zones, enl’absence de cuttings par corrélationsavec les forages voisins (fig. 2).

Ainsi, le forage a traversé six unitésmajeures distinctes :

- 0-15 m : formations détritiquesgrossières de surface ;

- 15-71 m (épaisseur 56 m) :ensemble sableux ;

- 71-485 m (épaisseur 414 m) :ensemble monotone d’argiles carbonatéessableuses grises à passes sableuses bienexprimées ; cette unité a été subdivisée enplusieurs sous-ensembles ;

- 485-531 m (épaisseur 46 m) : unité« sableuse » développée à la base duremplissage ;

- 531-536 m (épaisseur 5 m) : unitébasale constituée de blocs hétérogènes,de nature variée, noyés dans un cimentdétritique argileux plus ou moins induré ;

- 536-564 m (épaisseur 28 m) :substratum jurassique (calcaires noirs duBajocien inférieur) (Barfety et al., 2000).Le forage a été stoppé dans cetteformation.

Fig. 2.- Lithologie simplifiée du forage GMB1 - Montbonnot

Fig. 2.- Simplified lithologie of GMB1 - Montbonnot log.



Le niveau supérieur 0-15 m

La partie supérieure du forage (0-2,4 m) a été levée à partir de l’observa-tion des parois de la fosse de tir creuséeen vue de l’installation de l’air-gundestiné au profil sismique vertical (PSV).

Sous le sol cultivé, les deux premiersmètres du forage sont constitués d’un solalluvial gris sombre sablo-graveleux ren-fermant des granules, des racines et de lamatière organique. Ce sol repose sur desargiles silto-sableuses gris bleuâtre àbrunâtre, très micacées, à lamines entre-croisées présentant des rubanements etauréoles d’oxydation.

Une datation 14C a été réalisée dansdes bois flottés trouvés dans cetteformation à 2,4 m de profondeur. L’âgeconventionnel est 270 ± 60 BP ce quicorrespond à 1 470-1 680 AD (datationréalisée par C. Fléhoc, BRGM).

La surface de discontinuité entre lesformations limoneuses et la séquencesous-jacente est franche, très oxydée etirrégulière.

De 2,4 à 15 m, la séquence est grano-classée. La lithologie évolue de termesgrossiers en position basale à des termesplus fins mieux classés en position sommi-tale. La base de cette unité est constituéede gros éléments (jusqu’à 8 cm de long)provenant du socle de Belledonne (granite,gneiss, schistes) et ou de formations sédi-mentaires (calcaires, marnes). Le corpsprincipal est formé d’une alternance desables à granules et de galets gris sombre(jusqu’à 4 cm). La partie supérieure estcomposée d’une part, d’un sable grissombre argileux assez bien classé à élé-ments anguleux à sphéricité médiocre etd’autre part, d’un ensemble classé à quartzdominant et à éléments métamorphiquesabondants.

Par comparaison avec les donnéesproches de la vallée, cet ensemble estcontinu, bien identifié et emboîté dansl’ensemble sous-jacent. Classiquement, ilprésente un granoclassement semblableavec des faciès basaux très grossiersriches en bois flottés d’âge égal ou plusrécent que 11 850 ± 100 BP (H14 493-3 766) [Hannss, 1984].

Le niveau 15-71 m (épaisseur 56 m)

Il s’agit d’une unité sableuse monotoneconstituée, lorsque l’observation est

possible (absence de cuttings au-delà de42 m suite à des problèmes techniques), desables moyens à grossiers argileux grisnoirâtre. La sphéricité des grains estmédiocre. Les micaschistes et les clastesaltérés multicolores (rouille, verdâtres,noirâtres,…) sont abondants, en présencede gneiss, de lydiennes, d’élémentscharbonneux, de quartz, de feldspaths et denombreux micas.

La séquence est granocroissante dubas vers le haut au moins dans la partieobservée de 43 à 15 m. L’argilositéaugmente progressivement vers la base etla variation de taille se tient à l’intérieurde la classe granulométrique des sables.

L’unité 71-485 m (épaisseur 414 m)

Du point de vue lithologique, cetteunité de sédiments fins peut se subdiviseren sous-unités :

- 71-198 m (épaisseur 127 m) :absence de cuttings jusqu’à 102 m ; alter-nance d’argiles silteuses plus ou moinscarbonatées (CO3Ca 12-15 % avec despointes à 23 %), gris à gris sombre,micacées et de silts argileux gris.L’épaisseur des alternances se situe géné-ralement autour de 5 m. Plusieurs pas-sages sableux (152-163 m, 182-186 m et188-192 m) interrompent la monotonie.Ces sables silteux sont fins à très fins àéléments anguleux (éléments de quartz,micaschistes, serpentine, gneiss, frag-ments de grès fins à ciments carbonatés etde carbonates, éléments charbonneux).De 152 à 163 m, les sables renferment deminuscules éléments de bois. La calcimé-trie de ces niveaux sableux est très faible(CO3Ca 8 %). La compaction de cesniveaux est importante et se traduit parune réduction importante du trou vers160 m de profondeur, de 158,75 cm(6’1/4) initial à 80 cm.

- 198-233 m (épaisseur 35 m) : argilesilteuse gris sombre plus ou moinscarbonatée (CO3Ca 20-29 %), plastique ;localement plus silteuse avec denombreux éléments de quartz, demicaschistes, de dolomite, de calcairerecristallisé et présence de petits élémentscharbonneux (matière organique ?) ;

- 233 m-240 m (épaisseur 7 m) : sablesilteux plus ou moins carbonaté (CO3Ca23 %) ;

- 240-354 m (épaisseur 14 m) : argilesilteuse grise localement brun-ocre plusou moins carbonatée (CO3Ca 19-26 %) àrares éléments fins à moyens de quartz,micas et micaschistes. Présence locale declastes carbonatés et de rares petits frag-ments de bois ;

- 354-423 m (épaisseur 69 m) :alternance de silts argilo-silteuxlocalement argilo-sableux, gris à grisblanchâtre, à fragments grossiers et trèsgrossiers de calcaires dolomitiques etd’argiles silteuses grises à brun-ocre,localement silto-sableuses plus ou moinscarbonatées à éléments très grossiersquartzeux, calcaréo-dolomitiques, micaset rares fragments ligneux (CO3Ca 24-26 %) ;

- 423-457 m (épaisseur 34 m) : argilesplus ou moins silteuses gris sombre àbrun rouille carbonatées localementsilteuses à éléments calcaires, quartzhyalin et rares fragments de bois (CO3Ca23-24 %) ;

- 457-460 m (épaisseur 3 m) : sablegrossier mal classé à quartz hyalin, micas,gneiss et amphibolite (CO3Ca 15 %) ;

- 460-485 m (épaisseur 25 m) : siltsargileux gris à gris blanchâtre plus oumoins carbonatés, localement à élémentstrès grossiers de gneiss, de quartz et demicaschistes (CO3Ca 15-30 %) ;

L’unité 485-531 m (épaisseur 46 m)

Elle est constituée de sables fins à trèsfins argileux gris à gris blanchâtre plus oumoins bien classés (quartz dominant,nombreux micas, gneiss, micaschistes,amphibolites fréquentes, éléments de cal-caire et de dolomie). La présence d’unélément dominant (quartz) peut indiquerun tri très évolué. La calcimétrie est irré-gulière (CO3Ca 12-17 %). La granulomé-trie de cette unité est globalementdécroissante vers le sommet de manièreténue. L’augmentation de la radioactiviténaturelle (gamma ray) traduit un accrois-sement de l’argilosité vers le sommet. Lapyrite est localement abondante.

À la base, entre 529 m et 531 m, unepetite passée de silts argilo-sableux(CO3Ca 15-30 %) gris blanchâtre àéléments grossiers à très grossiers dequartz, d’amphibolite et de calcairescomplète l’unité.

L’unité basale 531-536 m(épaisseur 5 m)

Elle comprend des blocs hétérogènes,de nature variée, noyés dans un cimentdétritique à argileux plus ou moins induré(CO3Ca 23 %). Les éléments récupéréssont des esquilles fraîches éclatées dedifférente taille (quartz et quartzitesdominant, gneiss, micaschistes, serpentine,amphibolites, calcaires et dolomie). Cetteunité surconsolidée est interprétée commeun till basal en raison de l’identification deblocs polygéniques semblant être degrande taille et de la présence d’esquillesanguleuses fraîches de roche saine. Lamatrice est légèrement carbonatée. Lavaleur CO3Ca observée dans la matrice(35-40 %) n’en fait pas une formationdétritique carbonatée particulière, ni dusubstratum dont les valeurs de CO3Ca sontplus élevées. L’interprétation en till estalors cohérente compte tenu de la naturedes éléments et de la faible épaisseur decette formation.

Une interprétationdes observations

Ainsi, sur un substratum de calcairesnoirs du Bajocien inférieur atteint à536 m de profondeur et traversé sur 29 m,un épais comblement homogène fait suiteau départ du glacier würmien. La surfaced’érosion se tient à la cote -318 m NGF.Elle est tapissée d’un till basalsurconsolidé et plurimétrique.

Une sédimentation glacio-lacustre luisuccède sur près de 75 m. Les sédimentssont surtout constitués de sables fins et desilts argileux emballant des éléments deroches sédimentaires et métamorphiques,sans éléments organiques.

La sédimentation devient ensuite plusfine, franchement lacustre distale, avec desalternances d’horizons argileux et silteux,comprenant des fragments ligneux sur uneépaisseur de plus de 385 m. La sédimenta-tion lacustre devient légèrement plus gros-sière, plus proximale avec la diminutionde la tranche d’eau. Le passage est pro-gressif à des sables de plus en plus gros-siers d’épaisseur voisine de 70 m.

La série lacustre s’interrompt icibrutalement. Elle fait place à des alluvionsfluviatiles grossières épaisses de 12,5 m etrecouvertes de limons de crues sur 2,5 m.

L’Isère a creusé son chenal dans lessédiments lacustres.

Une telle série, obtenue à partir del’examen minutieux de cuttings, est àrapprocher des sondages carottés étudiésdans l’ombilic de Malville, en domaineglaciaire rhodanien, dans le Bas-Dauphiné (Monjuvent, 1988 ; Monjuvent,Nicoud, 1988 ; Mandier, 1988). Ceschéma se retrouve systématiquementdans les vallées alpines, en positiondistale par rapport aux apports latéraux oulongitudinaux.

Les implicationssur la connaissance

du QuaternaireBien que la technique de sondage

mécanique (rotary à la boue non carotté)retenue ne permette pas un dépouillementgéologique complet (sédimentologie, géo-chimie, minéralogie…), les données duforage GMB1 lèvent de nombreusesincertitudes, confirment des extrapola-tions plus ou moins récentes et écartentquelques hypothèses sur l’évolution qua-ternaire récente de la vallée de l’Isère.

L’ampleur du comblementquaternaire consécutif au retrait

glaciaire würmien

Selon le forage Beauvert (indiceBRGM 07964X0028 ou X = 865,42 ; Y =323,66 ; Z = 223 m) sis au sud immédiat deGrenoble (Gignoux, 1944), le fond de lavallée se tenait au-delà de la cote -177 mNGF, à plus de 400 m de la surfacetopographique de la vallée. Cette donnée aété par la suite extrapolée. Sur la cartegéologique Domène 1ère édition(Debelmas et al., 1969), les auteurs placentle substratum rocheux à 600 m deprofondeur entre Crolles à l’ouest et Frogesà l’est, sur un transect distant de 10 km àl’amont du forage GMB1. Ce résultat estparfaitement compatible avec les donnéesdu forage étudié et réalisé en 1999 (fig. 3).

Cette épaisseur pluri-hectométriquedu comblement est tout à fait comparableavec celles reconnues par sondagesmécaniques dans la vallée du Rhône :> 225 m dans l’ombilic de Malville(Nicoud et al., 1987), > 328 m à l’amontde Martigny dans le Valais suisse (Fingeret Weidmann, 1987) et par prospections

géophysiques dans les dépressionslacustres périalpines (Finckh et al., 1984),en Suisse occidentale (Pugin, 1988) etdans la vallée de l’Isère (Vallon, 1999).

La lithologie du comblementalluvial

Les données du forage GMB1confirment tout à fait la sédimentationlacustre décrite dans la vallée de l’Isèredepuis très longtemps (Kilian, 1897) etdétaillée par de nombreux auteurs avec,entre autres : Michel, Rothe (1959) ;Bourdier (1962) ; Fourneaux (1968 et1976) ; Monjuvent (1978 et 1988), …Cette sédimentation lacustre se retrouvesystématiquement dans les valléesalpines du nord (Nicoud et al., 1987) etdans les autres vallées circum alpinescomme la vallée d’Aoste en Italie(Nicoud et al., 1999).

Mais le relevé lithologique du forageGMB1 apporte une donnée fondamentalesur la continuité de la sédimentationlacustre depuis le décollement des glacesdu fond rocheux jusqu’à la chenalisationde l’Isère dans les sédiments lacustres.L’évolution verticale des faciès présenteune logique déjà observée sur le site del’ombilic de Malville (Monjuvent,Nicoud, 1987) avec une sédimentationdistale par rapport aux apports principauxlongitudinaux et latéraux.

Ainsi, au-dessus d’un till basalsurconsolidé, à éléments polygéniquesriches en cristallins et cristallophylliens,une formation à dominante sableuse, àclastes très variés de même nature que letill basal représente une sédimentationglacio-lacustre. Son épaisseur est iciestimée à 75 m. Lui succède sur 385 m uneépaisse alternance monotone d’argiles, desilts et de sables fins, à clastesgénéralement monogéniques dominés pardes quartzites et des micaschistes et àfragments ligneux.

Par passage progressif, 70 m de sablesde plus en plus grossiers terminent la sérielacustre. Celle-ci reste relativement distaleen l’absence d’éléments plus grossiersemballés.

Les apports latéraux des torrentsproches du Domeynon ou de la Combedescendus de Belledonne, voire duManival descendu de Chartreuse, ne sont



pas perceptibles. Leur sédimentation finedistale est noyée dans celle apportée parl’Isère. Par contre, leur sédimentationgrossière reste circonscrite en pied deversant dans le forage de Lancey (Piraud,1924), avec des dépôts grossiersdécamétriques en surface (matériauxtorrentiels et deltaïques proximaux)progradant sur plus de 68 m de sédimentsfins distaux. Cette disposition géométriqueest relevée dans l’ensemble des valléesalpines occupé un temps par des lacsconsécutifs à la dernière déglaciation(Baconnais et al., 1981).

Aucune interruption de la sédimenta-tion soit par un niveau d’érosion, soit parl’intercalation d’un till, ne témoigne depulsations glaciaires lors du comblementlacustre.

Enfin, les vitesses d’avancementrégulières tout au long de la foration n’ontpas été perturbées par la présence deformations surconsolidées avant 531 m deprofondeur, dans le till basal. De ce fait, laprésence de sédiments lacustres, de type« argiles d’Eybens », antérieurs à ladernière glaciation et surconsolidés par lesglaciers, est à exclure, ce que Bourdier(1962) avait bien remarqué. Il n’y a pasnon plus évidence de subsidence, oùseraient conservés des sédimentsdétritiques anciens.

Quant à l’alluvionnement fluviatileisérois, d’épaisseur générale variant de 10 à20 m, à éléments grossiers hétérométriqueset couverture limoneuse de débordement, ilapparaît brutalement sur les sableslacustres. L’Isère s’est, à un instant donné,

encaissé en chenalisant dans les sédimentslacustres. C’est ce que suggéraient déjà lesobservations de Fourneaux J.C. (1976).

L’emboîtement de la valléede l’Isère.

Le sondage GMB1 montre donc, sur531 m de son profil, une série glacio-lacustre à lacustre, coiffée par un épisodefluviatile. Cette série repose sur leplancher morainique de la dernièreglaciation würmienne. L’érosion glaciairea atteint la cote de -318 NGF, à l’aplombdu forage. Elle a affecté le substratumjurassique du Bajocien inférieur.

Le niveau de base de la vallée del’Isère, à l’arrivée des glaces würmiennes,s’établissait autour de l’altitude 400 mcomme le souligne le plateau deChampagnier (Monjuvent, 1978).

De ce fait, les glaciers würmiensisérois ont tranché, au droit deMontbonnot, de l’ordre de 720 md’alluvions anciennes de l’Isère et demarno-calcaires bajociens (fig. 4). Lessédiments résiduels de la vallée anciennede l’Isère antérieure à la glaciationwürmienne, sont conservés enbanquettes, latéralement à la valléeactuelle qu’ils dominent de près de 200 mvers Grenoble. Les banquettes les plusconnues sont localisées dans la Combe deSavoie (Planaise), le nord Grésivaudan(Francin, La Gache-Pontcharra) et l’estde Grenoble (Eybens-Champagnier).

Les descriptions des formations duremplissage sont nombreuses, parfoiscontradictoires (Bourdier, 1936 et 1962 ;Fourneaux, 1968 et al., 1969 et 1976 ;Bellair et al., 1970 ; Nicoud, 1981 ;Hannss, 1982 et 1984 ; Monjuvent, 1978).Elles montrent une série lacustre à fluvio-glaciaire, localement intercalée d’unhorizon palustre à lignite, reposant sur untill basal de l’avant-dernière glaciationattribuée au Riss et recouverte d’un uniquemanteau morainique würmien. Cette sérieest en tout point analogue à celle traverséepar le forage. Les sédiments sont parcontre surconsolidés et présentent unebonne tenue en carrière.

Les sédiments lacustres, célèbres dès1860 grâce à C. Lory et parfaitementétudiés depuis, sont les argiles d’Eybenstraversées par un forage carotté en 1969 sur86 m entre les cotes 275 et 184 m NGF où



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6004002000-200-400

m

0 1 2 km

Alluvions lacustres würmiennes

Alluvions fluviatiles et torrentielles

Moraine würmienne

Substratum rocheux

GMB1A41 Isère

MontbonnotChartreuseDomène

Rau le DomeynonBelledonne

NW SE

-117 NGF-117 NGF(400 m) (400 m)

Alluvions grossières

Alluvions sableuses

Alluvions silto-argileuses

Moraine de fond

Substratum rocheux 0 4 8 km

SW NE NENW SE SW

Rovonla Rivière Moirans Voreppe St Egrève

Grenoble

Confluence Isère-Drac

Eybens Montbonnot

Gières GMB1St Martin d'Hères

St Nazaireles Eymes

Crolles

Beauvert

C L U S E D E L ' I S È R E G R É S I V A U D A N

-117 NGF(400 m)

- 318 NGF(536 m)

Fig. 3.- Le comblement alluvial dans la basse vallée de l’Isère.

Fig. 3.- Alluvial filling into the downstream area of the Isère valley.



elles reposent sur des galets et des blocsmorainiques (Bellair et al., 1970 ;Monjuvent et Uselle, 1973). Ellesprésentent des lamines à micro etmacrorythmes témoignant, d’après lesauteurs, d’une vitesse de sédimentation del’ordre de 0,5 cm/an. Elles se sont déposéesdans un grand lac du Grésivaudanconsécutif au retrait du dernier glacierrissien. La série étudiée à Eybens comporteun bois flotté plus ancien que 44 000 ans,datation réalisée au BRGM par Fléhoc(comm. orale, 2000). Elle conforte la dateétablie « plus ancien que » 37 000 ans parMoret en 1955 sur le même échantillon.Les auteurs attribuent aux argiles d’Eybensun âge interglaciaire Riss-Würm s.l.

Les argiles d’Eybens passent progressi-vement vers le haut aux sables de Bresson,d’épaisseur décamétrique. Ceux-ci fontplace ensuite aux cailloutis polygéniquesstratifiés fluviatiles à fluvio-glaciaires deChampagnier. Le contact est net, lescailloutis ravinant les sables.

Le forage d’Eybens ne montre pas, à labase, de séquence glacio-lacustre à galetsdémesurés polygéniques noyés commecela a été rencontré dans les foragescarottés dans l’axe de l’ombilic deMalville, du lac d’Annecy (Manalt, 1998),de la rade de Genève (Moscariello, 1996),du lac de Zurich (Lister., 1984) et extrapolédans le forage GMB1. Ces sédimentsglacio-lacustres occupaient vraisemblable-ment l’axe du grand lac du Grésivaudan deretrait glaciaire rissien, de niveau supérieurou égal à 360 m (Fourneaux, 1976 ;Monjuvent et Nicoud, 1987) mais de baseinconnue en dehors des versants aujour-d’hui tranchés. Quoi qu’il en soit, la valléeactuelle de l’Isère est emboîtée très large-ment dans les sédiments de la valléeancienne. Les limites basales reconnuespour les argiles d’Eybens, identifiéescomme telles, se tiennent aux cotes 184 mNGF à Eybens et inférieures à 189 m àSaint-Jacques de Moirans (Fourneaux,1976). Le niveau de recouvrement connun’excède donc pas 30 m.

Une reconstitutionde l’histoire quaternaire

récenteLe forage GMB1 de 1999 a donc beau-

coup apporté sur la connaissance de lanature et de la puissance des corps sédi-mentaires constituant le remplissage allu-

vial de la vallée de l’Isère. Par contre, pourl’instant, aucun élément de datation dans lasérie lacustre n’a pu être extrait (bois,pollens…). L’approche chronologique desévénements restera encore incertaine.

Une approche paléogéographique

Dans cette partie grenobloise de la valléede l’Isère, deux grandes phases lacustrespuis fluviatiles ont succédé à chacune desdeux phases glaciaires majeures.

Au retrait des derniers glaciers del’avant-dernière glaciation considéréecomme rissienne, marquée par la pré-sence de rares reliquats identifiés d’un tillde fond (forage Eybens, La Gache-

Pontcharra plus à l’amont), un grand lacdu Grésivaudan, de cote supérieure ouégale à 360 m s’est installé. Son remplis-sage distal est représenté par les argilessurconsolidées d’Eybens et les sables deBresson. Le niveau du lac s’est progressi-vement abaissé. Il a été comblé totale-ment par l’amont. Un niveau continu desédiments palustres à lignites s’étend deLa Gache-Pontcharra jusqu’à LaFlachère, 4 km à l’aval (Hannss, 1982 ;Nicoud, 1981). Il fixe une cote de lac de327-330 m lors de l’établissement decette plaine marécageuse. Des débrisligniteux semblables ont été retrouvés àBrignoud, 16 km à l’aval, en positionlatérale à la vallée de l’Isère, entre 327 et350 m d’altitude.

400

350

300

250

200

150

100

50

0

- 50

- 100

- 150

m

0 0,5 1 km-117 NGF-117 NGF(400 m) (400 m)

Alluvions deltaïques du Crey

Alluvions würmiennes à holocènes

Moraine würmienne

Alluvions "anciennes" anté-würmiennes

Moraine rissienne

Substratum rocheux

Eybens

Bresson

Champagnier

Beauvertprojeté223 m

GMB1projeté218 m

O m b i l i c d e G r e n o b l e

-117 NGF(400 m)

-318 NGF(536 m)

Le Crey245 m

275 m

189 m189 m184 m

Surface de la vallée de l'Isère à l'arrivée des glaciers würmiens

W E

??

Fig. 4.- L’emboîtement de l’auge würmienne dans les alluvions de l’auge rissienne (coupe synthétiqueau niveau d’Eybens).

Fig. 4.- Cut-and-fill of the würmian glacial through into the rissian glacial through (synthetic crosssection at the vicinity of Eybens).



Une sédimentation grossière fluviatilepuis fluvio-glaciaire a recouvert, encontinuité, les niveaux palustres dans leNord-Grésivaudan. Par contre, elle araviné les sablons dans la régiongrenobloise, témoignant de la disparition

rapide du lac avant son comblement dansce secteur aval du Grésivaudan. Cettevidange lacustre a résulté de l’incision,par l’Isère, des terrasses fluvio-glaciairesrissiennes, à l’aval de l’ombilic et ce,durant l’interglaciaire Riss-Würm s.l.

C’est sur une plaine alluviale de niveauévoluant au-dessus de 370 m à La Flachèreet autour de 400 m à Champagnier, que lesglaciers würmiens sont arrivés. Ils ontcreusé dans les matériaux grossiers puisdans les sédiments fins jusqu’à s’enfoncerdans le substratum marno-calcairebajocien. L’entaille a été impressionnantepuisqu’elle est de l’ordre de 720 m au droitdu forage GMB1.

Une seule phase glaciaire apparaît auWürm, en l’absence de tills de fondsuperposés et attribuables au Würm. Lemaximum d’extension est souligné par lesarcs morainiques frontaux de la Bièvreorientale (moraine du Château de Cumane,Gidon et al., 1969). L’altitude atteinte parles glaces était de l’ordre de 1050 m autourde Grenoble (moraines des Seiglières surBelledonne, des Guillets en Vercors), cequi explique la surconsolidation dessédiments lacustres et fluviatiles del’ombilic rissien (fig. 5). Puis lespremières étapes de retrait sont soulignéespar les arcs morainiques frontaux du seuilde Rives à Voiron, au nombre de 6 àl’arrière du stade du maximum.

La profonde incision würmienne estrapidement occupée par un lac principaldans l’axe de l’auge glaciaire, lac qui vas’agrandir vers l’amont au fur et à mesuredu retrait du glacier et de son décollementdu fond de l’auge. D’autres lacsjuxtaglaciaires, de plus petite taille etrelativement éphémères, se sont installés.La présence de ces lacs et le niveau desplans d’eau sont attestés par des formationslacustres distales ou proximales localiséeset aujourd’hui étagées au-dessus dessédiments des plaines alluviales du Drac etde l’Isère (fig. 6).

Le lac de Moirans, le premier consti-tué, précurseur du lac du Grésivaudan, estprouvé par les terrasses d’alluvions del-taïques de Saint-Jean de Moirans, d’alti-tude 225 m. Ce lac était barré à l’aval parla terrasse fluvio-glaciaire würmiennede Vinay-Rovon, d’altitude 240 m. D’unniveau initial maximum à 240 m environ,le niveau du lac s’est abaissé par érosionfluviatile du barrage alluvial alors que,parallèlement, croissait son extension versl’amont du Grésivaudan.

Le lac du Croset, au sud de Vif, adéterminé un petit plateau constitué decailloutis deltaïques apportés par le Dracet des sables lités subhorizontaux, sans

Lac deLac deMatheysineMatheysine

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Lac du TriLac du TrièvesvesLac du Trièves

Lac deMatheysine

Glaciers

Milieu lacustre à glaciolacustre

Alluvions fluvio-glaciaires

Moraines latérales

0 5 10 km

le Marais1150 m

les Seiglièresles Guilletsles Guillets

1050 m1050 mles Guillets

1050 m

Lac du BeaumontLac du BeaumontLac du Beaumont

LaffreyPierre Châtel930 m

750 m750 m750 m

Fig. 5.- Le stade maximum de la glaciation würmienne autour de Grenoble (d’après Monjuvent et al.,1987).

Fig. 5.- Maximum extension of the würmian glaciation surrounding Grenoble (from Monjuvent et al.,1987).

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St Jean de Moirans

Rovon

Vinay

0 5 10 km

Glaciers

Milieu lacustre à glaciolacustre

Alluvions fluvio-glaciaires

Limites du glacier würmien

Moraines latérales

Principales corniches

Lac de MoiransLac de Moirans240-225 m240-225 m

LacLacdudu

CrosetCroset400 m400 m

Lac de Moirans240-225 m

Lacdu

Croset400 m

ChampagnierChampagnierChampagnier

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GrenobleGrenoble

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250 m

Isère

Fig. 6.- Les premiers lacs proglaciaires lors de la déglaciation würmienne (d’après Monjuvent et al., 1987).

Fig. 6.- First proglacial lakes during the würmian deglaciation (from Monjuvent et al., 1987).



couverture morainique (Monjuvent,1978). Son niveau d’eau se tenait à400 m, altitude des couches du topset.Son isolement en fait un lac d’obturationglaciaire par le glacier de l’Isère en retraitdu seuil de Rives.

Le lac du Crey a été reconnu par unepetite terrasse deltaïque de cote 245 mplaquée à la base du plateau deChampagnier, au débouché du ravin deBresson, vers Eybens (Monjuvent, 1978).Cette terrasse de kame domine la valléed’une vingtaine de mètres. Les cailloutisdeltaïques ont livré des fragments de bois(Hannss, 1982) qui ont fourni des datesde 29 300 ± 5 000/3 100 BP (H 3 642 -2 888) et de 26 500 ± 2 200/1 800 BP(H 3 636-2 882). Ce lac témoigne d’unstade de retrait du glacier de l’Isère,souligné vraisemblablement par lesmoraines latérales de Poisat, à proximitéamont du Crey. Le front du glacier del’Isère ne dépassait alors pas Grenoble.

Puis la fusion définitive des glaces duGrésivaudan fait apparaître désormais unseul lac, de la dépression de Moirans jus-qu’au Nord-Grésivaudan. Son comblementa été recoupé par le forage GMB1. Uneévolution du niveau du lac a été enregistrée(fig. 7) :

- avec les sables de la Balme de Glos, àFontaine, à la cote 221 m (Bocquet, 1969) ;

- avec les argiles organiques de laterrasse de la Rivière, à la cote 190 m,attribuées au Tardi-glaciaire (Coûteaux,1978) par l’analyse palynologique. Cetteobservation souligne que le lac duGrésivaudan s’est abaissé, dès la fin duWürm, à une cote égale ou inférieure à190 m. De même, les nombreux sondagesdans la cluse de Grenoble témoignentd’une succession deltaïque progradante,marquée par les apports grossiers du Drac,avec de très nombreux bois intercalés etdatés (Bernath, 1988).

A la fin du Tardi-glaciaire, durant lapériode sèche du Bölling, la vidange dulac s’est accélérée et l’Isère s’estencaissée d’une quinzaine de mètres, enchenalisant, dans les alluvions sableuseslacustres. Ce niveau d’érosion est tapisséde bois reconnus dans tout leGrésivaudan. L’Isère se jetait vers l’avaldans le lac résiduel de la Rivière.

Toutes les dynamiques glaciaires,lacustres et fluviatiles, démontrées dans la

région grenobloise, intègrent cettereconstitution paléogéographique. Le lacwürmien du Grésivaudan prend place dansla déglaciation würmienne finale. Aucuneévidence ni suspicion d’oscillationsglaciaires majeures n’ont été enregistréesune fois le glacier de l’Isère en retrait duseuil de Rives, son point d’extensionmaximum. L’évolution du plan d’eau,depuis la cote 240 m, est bien maîtriséegrâce aux nombreux sédiments résiduels(Monjuvent et Nicoud, 1987).

Une approche stratigraphique

L’évolution du grand lac duGrésivaudan, consécutif au retrait dudernier glacier rissien est connu par lessédiments lacustres, en particulier lesargiles d’Eybens dont l’âge est antérieur à44 000 BP (Fléhoc, comm. orale, 2000) à

partir d’un bois déjà daté en 1955 plusvieux que 37 000 ans (Moret, 1955).L’âge du comblement de ce lac au NordGrésivaudan est rapporté au début duWürm grâce aux analyses palynologiquesdes lignites de la Flachère (Gremmen,1982) et aux datations absolues (Hannss,1982), antérieurement à 65 300 BP.

Le bois retrouvé dans les argilesd’Eybens pourrait être contemporain, cequi apparaît logique si l’on considère quele lac subsistait encore à l’aval lorsque lalimite du rivage se tenait une dizaine dekilomètres à l’amont, à La Flachère. Sonniveau se tenait alors vers 330 m.

L’arrivée du glacier würmien n’estpas datée directement mais soninstallation définitive à son maximumserait attestée au Würm moyen,antérieurement à 40 000 ans, par la

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Eybensle Crey, 245 m26500 à 26900 BP

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0 5 10 km

Lac de La Rivière (190 m)

Lac du Grésivaudan (225 à 190 m)

Principales corniches

Grottes

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Lac de la Rivièrere

190 m190 m

Lac de la Rivière

190 m

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la Rivila Rivière,re,tourbe, 181 mtourbe, 181 m(Tardiglaciaire,(Tardiglaciaire,PrPréborboréal)al)

la Rivière,tourbe, 190 m(Tardiglaciaire,Préboréal)

les Bs les Bs de Glos, 221 mde Glos, 221 mBalme de Glos, 221 m

les Guillets, silexles Guillets, silex(Moust(Moustérien)rien)

les Guillets, silex(Moustérien)

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Fi L l d i l i i ü iFig. 7.- Les lacs de retrait glaciaire würmien (d’après Monjuvent et al., 1987).

Fig. 7.- Würmian glacial retreat lakes (from Monjuvent et al., 1987).



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La déglaciation est déjà bien engagéeavant le dépôt de la terrasse de kame duCrey, près d’Eybens, à la cote 245 m,dans l’intervalle 34 300-24 700 BP en sebasant sur les datations des bois qu’ellerenferme. L’évolution du lac würmien duGrésivaudan, depuis le lac de Moirans à240 m d’altitude, se serait achevée avecle lac terminal de la Rivière à 190 md’altitude, postérieurement à 4 640 ±140 BP (Ly 504) d’après un bois inclusdans le sommet des sables lacustres versMoirans.

La récupération des fragments de boiscontenus dans les cuttings du forageGMB1 et leur datation permettraientd’apprécier l’âge des sédiments de l’unitéprincipale, entre 71 et 457 m deprofondeur. À Annecy, des fragments debois retrouvés dans une carotte lacustreont fourni des âges de 25 400 ± 170 et24 980 ± 230 (Manalt, 1998), en accordavec la chronologie que fournissent ici lesbois de la terrasse deltaïque du Crey. Il en

est de même dans le würmien de l’ombilicde Malville (26 470 ± 920 BP - Ly 3814).

L’incision des sédiments lacustressableux par l’Isère s’est effectuée dans leGrésivaudan, durant le Bölling, antérieure-ment à 11 850 ± 100 BP, âge des nombreuxbois datés à la base de la série fluviatile duGrésivaudan, de Francin à Lancey. Cetteincision s’est poursuivie jusqu’à 2 125 ±40 BP (H. 7 362-7 357), âge de l’un desbois livrés par la gravière de l’îled’Armieux, à l’extrémité méridionale de laplaine de l’Isère (Hannss, 1984).

Ainsi, les données chronologiquesplaident pour une glaciation würmienned’extension majeure antérieurement à40 000 ans et pour une déglaciation encours antérieurement à 34 300 ans. Aumoins deux stades de stationnements duglacier lors du retrait à l’aval de Grenoble(stade de la terrasse glacio-lacustre duCroset et stade de la terrasse de kame duCrey jusqu’à 24 700 ans) et enfin, unretrait généralisé, ont été mis en évidence.

Ces attributions chronologiques vontdans le même sens que celles énoncéespar Andrieu et al. (1988) sur ladéglaciation des Pyrénées françaises, parMonjuvent et Nicoud (1988) sur ladéglaciation rhodanienne au Würm et parSeret et al. (1990) sur la déglaciation desVosges. Par contre, il s’oppose aux

travaux de Campy (1982), Campy etRichard (1988) sur le glaciaire würmiendu Jura, de Jorda (1988) sur ladéglaciation würmienne des Alpesfrançaises du Sud et, bien sûr, auxdonnées chronologiques établies sur lesglaces polaires et les sédiments marins del’Atlantique nord.

Le comblement du lac würmien duGrésivaudan, au droit du forage GMB1,aurait ainsi débuté autour de 34 300 ans,lors du décollement du glacier du fond del’auge et par l’extension vers l’amont dulac primitif de Moirans. Ce comblements’est achevé vers 12 000 ans, âge del’encaissement de l’Isère dans sessédiments lacustres sableux. Les dépôtsfluviatiles sont plus récents, dès11 800 ans. Ils restent pelliculaires(environ 15 m) par rapport aux sédimentsglacio-lacustres et lacustres (environ515 m au forage GMB1).

Un taux moyen de sédimentation,englobant les dépôts glacio-lacustres àlacustres, sur la base d’une tranchesédimentaire de 515 m et d’une durée dedépôt de l’ordre de 23 000 ans, s’établiraità 22,4 mm/an. Mais la valeur de ce tauxn’est qu’indicative, faute de donnéesdirectes sur la date de la formation du lacdu Grésivaudan et du début de lasédimentation. Ce taux sera, par ailleurs,variable sur la hauteur du comblement.



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Documents

Creusement et remplissage de la vallée de l’Isère Gérard