Laurie BougeoisL3 Sciences de la Terre et des PlanètesENS Lyon

Rapport du Stage de GéologieRapport du Stage de Géologie StructuraleStructurale

Etude du massif de laEtude du massif de la ChartreuseChartreuse

Encadrants : Arnaud PECHER, Thierry VILLEMIN

Introduction p. 2

1. Premier jour : de Belledonne à la Roche Veyrand p.3

1.1. Panorama général sur la Chartreuse et les Bauges p.3

1.2. Affleurement du Supercollet p.4

1.3. Le cristallin de Belledonne - Allevard-les-Bains p.5

1.4. La Vallée du Bréda p.6

1.5. Le Granier et son histoire p.7

1.6. Vers Saint Pierre d'Entremont p.8

2. Deuxième jour : de laRoche Veyrand au Jura Méridional p.9

2.1. Panorama vu depuis la Ruchère p.9

2.2. Panorama et mesures de pendages p.11

2.3. Corbel p.12

2.4. Panorama vu depuis le Châtelard p.14

3. Troisième jour : étude des déformations ductiles entre Saint Laurent du Pont et Saint Pierre de Chartreuse

p.14

3.1. Saint Laurent du Pont p.14

3.2. Fourvoirie p.15

3.2.1. Sur la route menant à Fourvoirie p.15

3.2.2. A l'entrée du tunel de Fourvoirie p.15

3.2.3. Sur la route longeant le tunel p.16

3.3. Le Pont de la Perelle p.17

3.4 Chevauchement et plans C-S dans le Crétacé Supérieur p.17

3.5. Pont Saint Pierre p.19

Conclusion p.20

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Introduction

Le but de cette excursion géolgique fut de nous familiariser avec les structures et objets géologiques d'une région des Alpes ; comprise entre Chambéry et Grenoble, la Chartreuse est une barre Urgonienne qui fait saillie dans le paysage.

A travers l'observation de nombreux panoramas mais également d'affleurements, nous avons pu reconstituer deux coupes géologiques et parcourir la quasi-totalité de l'échelle stratigraphique : du Primaire (Hercynien) juqu'au Quaternaire.

Tout au long de ce rapport, nous verrons les différentes structures géologiques rencontrées au cours de ces trois jours de stage. Nous repporterons ces étapes sur les coupes réalisées et mises en annexes (Annexes 1 et 2).

Ayant été présente le jour de l'option « analyse de terrain » je me suis permise d'enrichir légèrement mon rapport par quelques notions apprises ce jour là. Toutefois ne suivant pas réellement cette option, tout ce nous avons vu grâce aux logiciels utilisés ne figurent pas dans ce rapport.

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Détail de la carte géologique de la région

1. Premier jour : de Belledonne à la Roche Veyrand

1.1. Panorama général sur la Chartreuse et les Bauges

Figure. 1. Panorama sur la Chartrause et les Bauges

On se situe au milieu du massif de Belledonne, sur la bordure Nord-Ouest. En face, on peut voir différentes structures géologiques :

Au Sud-Ouest et remontant vers le Nord-Est, le massif de la Chartreuse (barre calcaire principalement urgonienne) est encadré par la Dent de Crolles le plus au Sud et le Garnier le plus au Nord. Juste en dessous de la barre urgonienne de la Chartreuse, on aperçoit une autre barre calcaire, légèrement moins massive et plus fine. Il s'agit de la barre calcaire du Tithonique. Entre les deux barres calcaires se trouvent les terrains de l'Hautérivien et du Valanginien, plus tendres et donc peu visibles depuis le panorama. On voit ainsi l'alternance très puissante entre des niveaux marneux effacés dans le paysage et des barres calcaires dures et peu errodées.

La vallée de Chambéry, autrement appelée « Combe de Savoie », se situe au Nord de la Chartreuse. Il s'agit d'une entaille qui recoupe les différentes structures (les différents massifs). On peut voir d'ailleurs les structures géologiques fléchir vers la vallée.

Après la Combe de Savoie, en remontant vers le Nord on aperçoit la massif des Bauges, qui comporte, entre-autres, la Dent d'Arcluses, synclinal perché très caractéristique. Ce massif est, comme la Chartreuse, une barre calcaire urgonienne.

Au loin, en prenant l'axe de la Combe de Savoie, on peut voir la Dent du Chat (son nom est dû à sa forme en canine, et est le fruit d'une légende dans la région) qui appartient au Mont du Chat. On commence déjà à sortir des Alpes, on se retrouve dans le Jura Méridional où les structures stratigraphiques sont différentes de celles du domaine alpin.

Une grande vallée glaciaire où coule l'Isère sépare Belledonne des massifs calcaires (Chartreuse et Bauges). Elle s'étend d'Albertville (au Nord) jusqu'à Grenoble où l'Isère recoupe les massifs subalpins séparant la Chartreuse du Vercors. La vallée entre Montbellian et Grenoble s'appelle la Vallée du Grésivaudan. Elle commence à la Combe de Savoie et se termine au niveau de la Cluse de l'Isère. Dans la vallée de l'Isère, les terrains vont du Callovo-Oxfordien (158 à 152 Ma) jusqu'à l'Urgonien (120 Ma).

Au premier plan de ce panorama, une zone de collines fait saillie. Il s'agit des Collines bordières de Belledonne. Morphologiquement, elles ressortent du paysage mais on voit bien qu'il ne s'agit pas des mêmes terrains que ceux de la Chartreuse et des Bauges. Les terrains parraissent moins « durs » que ceux du calcaire urgonien. Il s'agit probablement de terrains plus marneux (cf 1.4.)

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Chartreuse Bauges

Collines bordières de Belledonne

Vallée du Bréda

Dent d'Arcluse

GranierDent de Crolles

Combe de Savoie(vallée de Chambéry)

SSW NNE

On observe une morphologie particulière creusée dans les collines bordiaires. En effet, on peut voir la terminaison d'une colline bordière de Belledonne formant une vallée mais qui semble être plus haute topographiquement qu'une seconde vallée légèrement plus au Sud. En réalité, la rivière du Bréda a creusé dans un premier temps la vallée plus haute entrainant la formation d'un point bas. Puis, lors des glaciations quaternaires,'un glacier a bloqué le cours de la rivière. Cette dernière s'est alors détournée et a creusé la roche plus au Sud entrainant la formation d'une deuxième vallée avec un point plus bas que celui décrit précedemment. C'est ainsi que s'est formée la Vallée du Bréda actuelle.

Figure 2. La Vallée du Bréda

1.2. Affleurement du Supercollet

Lors de cet arrêt nous avons étudié un afflleurement sur le bord de la route. On pouvait voir un double débit dans la roche. L'un était subvertical, il s'agissait de la schistosité, et l'autre, la stratigraphie, était faiblement penté.

Figure 3. Double débit dans la roche

Quelle est la nature de la roche ?On peut voir que la texture est difficilement visible à l'oeil nu, bien qu'au niveau de la minéralogie on

distingue quelques minéraux :- un minéral phylliteux qui pourrait être de la séricite, de la chlorite ou encore de l'illite (argile)- un minéral blanc peu fréquent : du feldspath orthose- le minéral principal reste quand même du quartz (raie l'acier et a un aspect de gros sel)

La présence si importante de quartz nous indique que cette roche pourrait être une quartzite. Lorqu'on regarde le log stratigraphique mis à disposition, on peut ainsi dater la roche : elle s'est formée au Trias.

Une fois la roche déterminée, et sachant qu'il s'agit d'une roche métamorphique, il est important de se demander si le protholite est sédimentaire ou cristallin ? On peut voir un microconglomérat déformé mais pas trop recristallisé : les cristaux ne sont pas engrainés, et n'ont pas recristallisés ensemble. Le protholite est donc sédimentaire.

Un peu plus loin, on observe une roche beaucoup plus fine, un peu violacée (couleur lit de vin). Cette couleur est le témoin d'un milieu réducteur. Il s'agit d'une métapélite. Le protholite est donc ici également sédimentaire. Ce faciès est mal daté : il est probablement du Permien ou à la limite Permo-Trias. Dans le log stratigraphique on est à la base du Trias à quartzite. Il s'agit d'une roche détritique (contient des microconglomérats

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Bréda

Vallée du Bréda

Ancienne vallée glaciaire

SW NE

Schistosité

Stratigraphie

et des conglomérats). Ce type de roche (violacée) dans les gorges du Guil (bas Queras) est souvent associé à du volcanisme, à des Rhyodacites.En règle générale, ces pélites violacées caractéristiques du Permien sont liées au climat tropical de l'époque.

Figure 4. Microconglomérat métamorphisé

En observant cet affleurement, on se rend compte qu'on se situe au niveau des terrains les plus bas qui recouvrent Belledonne. Le Permien est le fruit du démantellement de la chaine hercynienne (cristallin de Belledonne). Ces sédiments détritiques témoignent donc de la fin de l'histoire hercynienne.

Dans les Alpes, le Permien peut être discordant sur du houillé (Carbonifère) mais ce houillé n'est pas continu, c'est pourquoi on en n'observe pas ici. En règle générale le Permien et le houillé sont très schistosés bien que le houillé soit un peu plus métamorphisé.

1.3. Le cristallin de Belledonne - Allevard-les-Bains

Sur l'affleurement, on peut observer des filons de quartz ainsi qu'une quantité importante de minéraux noirs. Ils pouraient être de la biotite mais cette hypothèse est refusée car l'éclat est argenté et non doré. Cela pourrait également être du graphite mais ceci est impossible car le minéral n'attache pas. Finalement, quand on regarde attentivement on se rend compte que la couleur est verte sombre : il s'agit ainsi de chlorite.On observe également des phyllites composites chlorite / biotite ainsi que des composites séricite / chlorite.Sur un des échantillon on a pu observer de la sidérite (minéral brun) formée grâce à une circulation de fluide.

Figure 5. Filon de sidérite

Cette fois-ci on peut affirmer que nous sommes dans le cristallin car on a perdu totalement la texture d'origine et la plupart des minéraux ont recristallisé.

Quelle est la nature de la roche ? - On pourrait penser qu'il s'agit d'un orthogneiss mais il n'y a pas assez de feldspaths et la roche est trop sombre.- Ce pourrait donc être un paragneiss mais un protholite seulement sédimentaire semble être erroné. Il s'agirait plutôt d'un protolite volcano-sédimentaire car la chlorite apparaît dans une roche avec du Fe, Mg, H2O, peu de SiO2, et pas de K. La roche pourrait donc être volcano-détritique.

Ainsi on peut appeler cette roche un « Gneiss chloriteux du Collet d'Allevard-les-Bains » sans préciser s'il s'agit d'un ortho- ou d'un para-gneiss.

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Filon de sidérite

1.4. La Vallée du Bréda

Nous sommes en présence d'une roche sombre litée : la couleur indique que la roche s'est formée dans un milieu réducteur avec probablement de la matière organique. La roche est constituée d'une alternance de lits plus massifs et d'autres plus schisteux (ce sont eux qui sont sombres). Il s'agit de la série marno-calcaire du Bajocien-Bathonien. On peut noter également que la roche est bien déformée mais n'est pas métamorphisée.

Figure 6. Série marno-calcaire du Bajocien-Bathonien

Lorsqu'on observe les deux litages (stratigraphie et schistosité) on se rend compte que la schistosité est quasi-horizontale. Ainsi, le pli formé est couché.

Figure 7. Relation stratigraphie/schistosité pour un pli couché

A partir des pendages de la stratification et de la schistosité nous pouvons déterminer l'orientation de l'axe du pli observé. Pour cela il faut avoir une stratigraphie (S0) différente et non parallèle à la schistosité (S1). L'intersection entre S0 et S1 est une ligne parallèle à l'axe du pli.

Pour voir cette intersection, il vaut mieux regarder dans les calcaires car ils sont moins déformés et donc il existe un plus grand angle entre S0 et S1.

Nous avons donc mesuré différents pendages : schistosité : N28 30°E dans les calcaires – ligne de plus grande pente N112

N30 32°E dans les marnes plus tendresstratigraphie : N105 10°Nligne d'intersection : N4

Il existe deux méthodes pour retrouver l'axe du pli : - soit on reporte les plans de schistosité et de stratigraphie dans un diagramme de Wulf. L'intersection entre les deux plans nous donne la droite parallèle à l'axe du pli et donc son orientation.- soit on trace le plan de stratigraphie puis on projette sur lui la ligne d'intersection. Normalement on devrait retrouver le même point projeté qui représente la même droite parallèle à l'axe du pli.

En utilisant la première méthode et grâce au logiciel STEM on trouve que l'axe du pli a un orientation de N44-9°NE. Cela parrait cohérent avec l'orientation générale du massif de la Chartreuse (NNE-SSW)

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S1 quasi-

horizontale

Figure 8. Diagramme de Wulf permettant d'orienter l'axe du pli dans le Bajocien-Bathonien

Il faut noter que la stratigraphie est tellement horizontale qu'on a beaucoup de mal à mesurer le pendage...

1.5. Le Granier et son histoire

En face de nous, nous pouvons voir le Granier. Nous voyons que la falaise est très pentue. En effet, au Moyen-Age il y a eu un énorme éboulement du calcaire : on a retrouvé des éboulis jusqu'aux porte de Chambéry. Pour parcourir un tel trajet il a fallu une vitesse initiale importante. L'hypothèse suivante a été formulée : il y a eu un décollement des marnes Hautériviennes, puis de grandes coulées d'eau entre ces marnes imperméables et le calcaire Urgonien associées à la friction auraient crée une vaporisation formant comme un coussin d'air et permettant de réduire l'importance des frottements. Ceci aurait ainsi entraîné un glissement très important. Certains glissements peuvent avoir une vitesse proche de 200 km/h. Cela a formé des pseudotrachylites : roches (verres) qui fonde sous la friction au moment de l'impact (cf météorites)

Figure 9. Vue sur le Granier

Du Granier à la Dent de Crolles : on a un synclinal perché recoupé par des failles. Il s'agit de failles verticales (décrochements) car on peut voir sur la carte géologique qu'elles recoupent les vallées sans faire de « V ». Ces failles peuvent être dues à un plissement différentiel. Toutefois les plis ne se forment pas toujours de la même manière : il y a un décalage de l'axe des plis bien qu'ils gardent approximativement la même orientation. Ces failles principalement dextres sont appelées « failles de transfert ».

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Calcaire urgonien

Marnes hautériviennes

Valanginien

1.6. Vers Saint Pierre d'Entremont

La roche observée est un calcaire lithographique : il s'agit du calcaire tithonique (Malm supérieur).On peut observer le contact entre deux masses rocheuses : le calcaire tithonique et l'alternance calco-schisteuse du Berriasien. Elles sont disposées en série inverse. Grace à la carte géologique, on peut voir que nous nous situons dans une structure anticlinale. Ainsi on se trouverait au niveau du flanc inverse d'un pli anticlinal déjeté. D'autre part, l'orientation de la schistosité dans le Berriasien par rapport à la stratigraphie est cohérente avec cette hypothèse. Lorsqu'on s'avance un peu sur la route, on peut voir directement un « petit » pli anticlinal légèrement déjeté qui correspondrait à un pli disharmonique appartenant au grand anticlinal observé sur la carte. Notre hypothèse quant au pli déjeté est donc bien valide.

Figure 10. Pli déjeté dans le Tithonique

Lorsqu'on s'éloigne légèrement on peut observer un panorama allant du Granier à la Roche Veyrand.Il y a une réduction nette d'épaisseur entre le flanc Ouest du pli (flanc inverse) et son flanc Est (flanc

normal). Celle-ci s'est opérée lors de la formation du pli : le flanc normal a tiré sur le flanc inverse ce qui peut réduire jusqu'à 90% des épaisseurs des couches. On a pu voir un petit aperçu de cette réduction au niveau du pli déjeté dans le Tthonique vu précédemment où le côté Ouest était plus fin que le côté Est.

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Berriasien – brècheBerriasien – marne

Tithonique – calcaireVide

S0 = stratigraphie

S1 = schistosité

Flanc inverse

Flanc normal

Calcaire du Tithonique

Vide

Série inverse

W E

Figure 11. Panorama entre le Granier et la Roche Veyrand

En règle générale, il existe deux modes pour faire des pli-failles : - Premier mode : une faille se forme et reste en place tandis que par dessus s'enroule la masse rocheuse sous l'effet de la contrainte. La faille n'est jamais visible mais la géométrie particulière de ce pli nous indique qu'elle existe.- Deuxième mode : la faille se met en place mais son point de terminaison (Fault Tip) progresse vers le haut lorsque la rampe se développe. Il existe alors une très forte dissymétrie dans le pli et le flanc inverse peut être aminci.

–

Figure 12. Modèles de formation de pli-faille

Le deuxième mode est celui à retenir pour la Chartreuse : le flanc amont est très long et peu penté tandis que le flanc aval est très court et parfois renversé et aminci. Pour conserver le volume de roche, le modèle impose des plis en chevrons au moment où l'on passe du plat à la rampe.

2. Deuxième jour : de la Roche Veyrand au Jura Méridional

2.1. Panorama vu depuis La Ruchère

On se situe désormais dans le Sud de la vallée du Giers Vif entre Saint Pierre d'Entremont et Saint Christophe-sur-Giers. En face de nous, nous avons le Vallon de Corbel (il s'agit d'une combe).

Malgré de mauvaises conditions météorologiques nous empêchant de voir correctement les structures géologiques, nous avons pu distinguer au Sud-Ouest la barre urgonienne du Dinay. Au Nord-Est se situe la barre urgonienne de la Roche Veyrand. Par beau temps on peut même voir jusqu'au Granier.

La barre de la Roche Veyrand est légèrement avancée par rapport à celle du Dinay. Ce décalage est dû à la faille de l'Alpette qui est un décrochement dextre.

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Granier

Hautérivien

Valanginien

Berriasien

La Roche Veyrand

Urgonien

Crétacé

Tithonique

Mode 1. Mode 2.

W E

Figure 13. La Faille de l'Alpette vue depuis La Ruchère

Sous l'Urgonien on peut voir un talut, il s'agit de l'Hautérivien qui est d'une épaisseur suffisemment faible pour être couvert d'éboulis et qu'on ne puisse pas le voir affleurer. Au contraire, on voit bien affleurer le Valanginien sous la barre calcaire.

Au Nord-Ouest par beau temps on peut voir la Crête de Thivelet : il s'agit d'une crête où les strates calcaires datant du Valanginien sont verticales.

Figure 14. La Crête du Thivelet et le pli du Vallon de Corbel

Cette fois-ci l'anticlinal observé est beaucoup moins creusé que le précédent (celui vu la veille dans le Tithonique, cf 1.6.). En effet, le pli était plus prononcé et le Jurassique affleurait.

Les sédiments trouvés sur la Chartreuse étaient à la base plus au Sud. Il s'agit de la couverture de Belledonne qui a glissé quand Belledonne s'est surélevée : la couverture s'est alors plissée et faillée. Les marnes du Jurassique (ainsi que le Trias et le Lias qui sont plus minces et donc moins significatifs) sont à l'origine du décollement. Au final, seule la lentille du Permien reste collée au cristallin de Belledonne comme nous avons pu le voir le matin du premier jour.

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Urgonien

Valanginien

Faille de l'Alpette

La Roche VeyrandLe Dinay

Urgonien

Hautérivien

Valanginien

Berriasien

Tithonique

La Roche Veyrand

Vallon de Corbel

Crête de Thivelet

SSW NNE

W E

2.2. Panorama et mesures de pendages

Nous pouvons voir la Crête de Thivelet (strates verticales de Valanginien), plus au loin la Roche Veyrand (Urgonien) et enfin au premier plan le Pas du Frou (Urgonien).

Figure 15. Vue sur le Pas du Frou

Dans le calcaire affleurant sur le bord de la route, nous avons mesuré de nombreux pendages sur les miroirs de failles observés dans la roche. On a obtenu ainsi la direction du plan porteur, son pendage (inclinaison de la ligne de plus grande pente) et le pitch des stries.

Figure 16. Mesure de l'inclinaison d'une strie

Il faut faire attention avec les stries car souvent on ne retrouve que la trace du dernier événement, ainsi on ne peut pas toujours savoir ce qu'il s'est passé antérieurement (c'est à dire s'il s'agit d'une faille qui a rejoué). Des fois seulement on peut accéder à plusieurs évènements lorsque la fracture n'est pas orientée de façon idéale pour rejouer alors les stries des différents évènements vont être préservées.

Les données exploitées lors de l'option « Analyse de terrain » permettent de déterminer deux familles de décrochements dextres et deux autres de décrochements senestres. On se rend compte alors qu'une famille dextre peut être associée avec une famille senestre : il s'agit d'un système conjugué.

On trouve alors deux systèmes conjugués. Le premier correspondrait à celui de la faille de l'Alpette.

Les structures les plus importantes en Chartreuse sont les plis avant les décrochements (cf faille de l'Alpette). Ces plis sont d'axe N10-N20. La contrainte maximale σ1 serait alors de direction N100-N110 (10+90=100 ou 20+90=110). Or la faille de l'Alpette est dextre et de direction N70-N80. La direction de σ 1 est donc de N110 (80+30=110). On retrouve la même orientation. Les failles et les plis sont donc issus du même événement tectonique.

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Urgonien

Crétacé

Valanginien

Hautérivien

Pas du Frou

Crête de ThiveletW E

Autour des grands accidents tectoniques on peut avoir des perturbations de contraintes. Il s'agit d'une réorientation des contraintes autour des points de terminaison. En effet, cela s'opère lorsque que le milieu reste sous contraintes alors que la faille est fixée en ses deux points de terminaison. On va avoir alors une réorientation des contraintes. Le deuxième système conjugué mesuré au niveau des miroirs de failles, et tourné d'environ 30° par rapport au premier, correspond à cette perturbation des contraintes dont l'origine est à rechercher dans une terminaison Ouest de la faille de l'Alpette (se terminant au niveau de la Ruchère)

Figure17. Principe de déviation de contraintes

2.3. Corbel

Depuis le village de Corbel, nous avions un panorama sur la Roche Veyrand et la faille de l'Alpette.

Figure 18. Panorama vu depuis Corbel

En remontant sur la route on peut voir le Valanginien vertical : les déformations sont importantes et la roche est quasi schistosée. On observe des fentes de tensions remplies de calcite ainsi qu'un crochon de faille (Figure 19.) dans le Valanginien. Il nous indique le jeu d'un décrochement senestre à cet endroit. Ce qui est confirmé par l'allure des stries au niveau du miroir de faille.

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Barre calcaire du Dinay

La Roche Veyrand

Faille de l'Alpette

Urgonien

Valanginien

végétation

Faille de l'Alpette

La Roche Veyrand

Barre calcaire du Dinay

NNW SSE

Faille de l'Alpette

Contrainte principale liée à la

faille

Point de terminaison fixe

Réorientation des

contraintes

Figure 19. Crochon de faille dans le Valanginien

Lorsque l'on continue sur la route on trouve des éboulis de marnes hautériviennes puis le calcaire urgonien. Un miroir de faille dans le calcaire contenant de nombreuses stries nous indique qu'il s'agit d'un décrochement senestre. L'orientation de ce miroir est N165-vertical avec un pitch de 28°W.

Figure 20. Stries au niveau d'un miroir de faille dans le calcaire Urgonien

Quand on continue sur la route, on peut voir un conglomérat à éléments anguleux peu remaniés. La stratification est mal définie mais plutôt redressée avec un fort pendange vers l'Ouest. Au dessus de ce conglomérat, on trouve des grès à matrice argileuse. Il s'agit de la molasse du Miocène. Les conglomérats sont de la base du Miocène et sont syn-tectoniques de l'âge de la formation des Alpes. En effet, ils se sont formés avant et pendant le dépôt des molasses.

Que s'est-il passé réellement ? A la fin du Crétacé, il y eu une émersion suivie d'une karstification. Les petits niveaux de sable marquent cette émersion puis pendant la permière partie du Tertiaire (Eocène-Miocène) démarrent les phénomènes de karstification ainsi que le dépôts des molasses.

Un peu plus loin on retrouve le conglomérat molassique du Miocène, en place cette fois-ci. La direction de la stratification est N10-17°E. Ces molasses miocènes sont en discordance sur le Crétacé Supérieur.

Enfin, en face nous pouvons retrouver la barre du Frou qui fait un magnifique « V » dans la vallée (Figure 21.). Ceci est une conséquence directe du pendage des strates.

Figure 21. Le « V » dans la vallée témoignant de l'inclinaison de la barre du Frou

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Crochons de faille

Plan de faille

Pitch 28°W

2.4. Panorama vu depuis le Châtelard

En fin de journée, nous nous sommes arretés au Chatelard car nous pouvions voir un panorama permettant de distinguer entre-autres le pli dans la barre du Frou. Ainsi nous avions reconstitués l'ensemble de notre coupe géologique allant de Belledonne au Jura Méridional. (cf Annexe 1)

Figure 22. Pli dans la barre du Frou et panorama du Chatlelard

3. Troisième jour : étude des déformations ductiles entre Saint Laurent du Pont et Saint Pierre de Chartreuse

On se situe désormais au niveau de la bordure Ouest de la Chartreuse, dans le bassin molassique. Aujourd'hui on va réaliser une coupe (cf Annexe 2) déduite de la minute de terrain du Giers vif relevée entre Saint Laurent du Pont et Saint Pierre de Chartreuse (cf Annexe 3).

D'un point de vue lithologique, les jours précédents étaient marqués par deux barres calcaires principales : celles du l'Urgonien et celle du Tithonique. Désormais, la barre calcaire du Valanginien (calcaire du Fontanil) s'ajoute dans le paysage. La distinction entre calcaires de l'Urognien et du Fontanil est difficile à faire.

3.1. Saint Laurent du Pont

En face de notre arrêt on a vue sur une colline où l'on devine une falaise calcaire (de l'Urgonien probablement) dont les couches pendent fortement vers l'Ouest. Ce calcaire vient butter sur des molasses du Miocène.

Figure 23. Panorama depuis Saint Laurent-du-Pont

Plus loin, on peut mieux distinguer l'ensemble de la barre urgonienne affleurant ici. On se rend compte qu'au sein même de cet âge, il y a des hétérogénéités. En effet, à la base de l'Urgonien, il semblerait qu'on ait une série massive suivie d'une série plus tendre, puis à l'Urgonien supérieur on retrouve un calcaire massif. Une vire à Orbitoline a été localisée au dessus de cet Urgonien supérieur. (Figure 24.)

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La Roche VeyrandCrête de Thivelet

Pas du Frou

Urgonien

CrétacéMiocène

Valanginien

Urgonien

Urgonien

végétation

Miocène

WE

Figure 24. Alternance de la dureté des roches dans l'Urgonien

3.2. Fourvoirie

3.2.1. Sur la route menant à FourvoirieSur le bord de la route on peut voir des grès molassiques d'orientation N10-57°E. De l'autre coté de la

rivière on retrouve ce grès mais les strates pendent cette fois-ci de façon très raide vers l'Ouest : les sédiments sont donc légèrement plissés.

Plus haut, on peut observer des conglomérats quaternaires déposés plus ou moins horizontalement. Il s'agit probablement d'alluvions. La rivière a donc creusé dans son propre lit, ceci est dû au retirement d'un barrage glaciaire : lorsque le glacier s'en va, la rivière n'a plus de raison de garder un lit haut topographiquement.

Figure 25. Alluvions quaternaires

3.2.2. A l'entrée du tunel de FourvoirieA l'entrée du tunel de Fourvoirie on peut observer une barre calcaire (N25-65°W). Il semblerait que ce soit

de l'Urgonien. Sous nos pieds, il est fort probable que ce soit encore de la molasse du Tertiaire car la morphologie n'a pas changé.

Toutes les couches calcaires semblent être tronquées à leur base. Nous comprenons que nous sommes sur un contact anormal : l'Urgonien (vieux) repose sur du Miocène (jeune). Il s'agit du Chevauchement de la Chartreuse Occidentale.

Figure 26. Barre urgonienienne à l'entrée du Tunel de Fourvoirie et chevauchement sur le Miocène

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Urgoniens inférieur et moyen

Urgonien supérieur

Vire à Orbitolines

Urgonien

Miocène N25 - 65°W

Chevauchement de la Chartreuse Occidentale

W E

N25 - 65°W

N20 - 70W

Calcaire massif

Calcaire massif

Calcaire plus tendre

Niveau plus marneux au sein du calcaire urgonien

3.2.3. Sur la route longeant le tunel Lorsqu'on continue sur la route on voit que le pendage devient de plus en plus raide. Puis on change de type

de calcaire : on ne voit plus de strates métriques et le calcaire est bien plus massif. On est au contact avec le calcaire du Fontanil (Valanginien). Il est étonnant de ne pas avoir vu d'Hautérivien entre les deux calcaires. On a donc probablement un chevauchement du Valanginien sur l'Urgonien. En effet un peu plus loin on a pu calculer le pendage du calcaire du Fontanil (N75-27°W) et on se rend compte que le Valanginien se situe au-dessus du l'Urgonien.

Figure 27. Chevauchement du Valanginien sur l'Urgonien

En sortant du chemin à côté du tunel, après une vingtaine de mètres de marnes hautériviennes, on observe un calcaire en éperon qui semble être du Tithonique. On a encore une incohérence avec les épaisseurs des couches qui pourrait de nouveau être expliquée par l'existence d'un chevauchement. D'autre part, bien que le Tithonique forme une dent dans le paysage, la stratigraphie reste cohérente avec l'orientation de celle du Valanginien.

Après le Ttithonique, on trouve des sédiments marno-calcaires plissés puis ensuite en structure monoclinale. Il s'agit de sédiments du Kimmeridgien.

Figure 28. Succesions des couches géologiques aux alentours de Fourvoirie

Au niveau du pli dans le Kimmeridgien, des stries sont parallèles aux strates puis deviennent plus obliques au fur et à mesure que l'on progresse sur la route. On peut expliquer ce phénomène par l'existence d'un décrochement ayant eu lieu avant la formation d'un plissement ce qui entraîne des stries parallèles à la stratification (Figure 29). Puis le décrochement continue en même temps que la formation du pli et permet de former des stries ayant un certain angle avec les strates. En analysant les stries par rapport aux strates, on se rend compte qu'il y a eu à cet endroit un décrochement senestre qui s'est effectué pendant la formation du pli.

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Urgonien stratifié

Valanginien massifN25 - 65°W

N75 - 27°WN26 - 85°W

SENW

Urgonien

Valanginien

MiocèneTithonique

Kimmeridgien

Hautérivien

200 m50 m

20 m

W E

Stratification

Orientation des stries

Orientation des stries

Stratification

Stries parallèles avec la stratificationStries faisant un certain angle avec la stratification

3.3. Le Pont de la Perelle

On est désormais en présence d'une séquence marno-calcaire basculée et schistosée. Lors de l'arret précédent, nous pouvions voir des plis rampes dans le Kimmeridgien. Si l'intersection entre la schistosité observée ici et la stratification est parallèle avec l'axe des plis observés précédemment alors un seul et unique événement est à l'origine des deux structures géologiques.

D'après les études faites lors de l'option « Exploitation de terrain » cela semble être cohérent.

Figure 30. Diagramme stéréographique montrant l'unicité de l'évènement entrainant les plis et les décrochements

3.4 Chevauchement et plans C-S dans le Crétacé supérieur

Lorsqu'on se « balade » sur le chemin, longeant la route au niveau du Pic de l'Oeillette, de loin on a l'impression qu'on a du calcaire puis des marnes avant de retrouver du calcaire. Cela nous fait penser à la succession trouvée dans l'Urgonien à l'entrée du tunel. On serait alors dans l'Urgonien Supérieur. Mais en se rapprochant des roches, on se rend compte qu'on a la succession suivante : Urgonien calcaire, puis Urgonien un peu plus marneux, puis Crétacé Supérieur (calcaire schisteux) en dessous d'une nouvelle barre calcaire urgonienne (de l'Urgonien Inférieur). Ainsi on aurait de nouveau un contact anormal permettant le chevauchement de l'Urgonien Inférieur sur du Crétacé Supérieur.

Dans les sédiments du Crétacé, on peut voir de beaux plans C'-S. Cela montre que la schistosité est celle liée au cisaillement provoqué au cours du chevauchement. Cela nous indique également le sens du cisaillement : l'Urgonien chevauche le Crétacé supérieur. On se situe au niveau du Chevauchement Central de la Chartreuse (Figure 31).

(Attention sur le schéma qui suit, le pendage de l'Urgonien suit la direction du cisaillement, ce qui n'est pas forcément le cas dans la réalité, mais nous n'avons pas pu mesurer de pendage dans le calcaire urgonien)

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Stries provoquées par le raccourcissement

Direction de raccourcissement

Figure 29. Formation de stries parallèlement à la stratification lors d'un raccourcissement

Ki

Direction de raccourcissement

Figure 31. Plans C-S / C'S et chevauchement de l'Urgonien inférieur sur le Crétacé

Pour savoir si ce chevauchement appartient au même événement que celui qui a entrainé les plis observés jusqu'à présent, il faut chercher sa direction de transport. Cette direction de transport appartient d'une part au plan de symétrie global qui est lui même perpendicualire à la ligne d'intersection entre S1 et C ou C', et d'autre part au plan de cisaillement C. Ainsi, sur un diagramme stéréographique la direction de transport est caractérisée par l'intersection des deux plans sus-cités.

Figure 32. Détermination de la direction de transport

Les optants ayant fait les mesures, il semblerait que la direction de transport ait une orientation de N144 – 32°SE, ce qui donne une direction de raccourcissement maximal à N139 – 13°SE. Ceci reste cohérent avec le reste des mesures. Il s'agit donc du même événement que celui ayant entrainé les plis dans le Kimmeridgien.

On peut voir également le basculement de trois blocs dans le Crétacé. Sous le principe d'une « bibliothèque mal rangée », ce basculement correspond au même cisaillement que celui observé via la schistosité.

Figure 33. Blocs basculés

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Urgonien inférieur

Crétacé supérieu

r Plan de

cicaillement CPlan de

cicaillement C'

Scistosité S1

Représentation en diagramme stéréographique

S1

Chevauchement Central de la Chartreuse

Sens du cisailllement

3.5. Pont Saint Pierre

Sur la route pour aller jusqu'à ce pont on a pu voir des marnes crétacées puis du calcaire tithonique plissé et enfin de nouveau des marnes crétacées : du Berriasien plissé. On se situe ainsi au niveau d'un pli anticlinal.

Figure 34. Pli anticlinal après le Chevauchement central de la Chartreuse

Figure 35. Pli dans le Berrasien

Au loin on peut voir au niveau du Grand Som un chevauchement amenant de l'Urgonien sur de l'Urgonien. On pourrait penser que la barre du haut est de l'Urgonien à l'envers tandis que la barre du bas serait de l'Urgonien à l'endroit. On peut noter que pour monter au Grand Som on ne trouve que des terrains tendres, et on ne retrouve pas les terrains calcaires du Valanginien (cf coupe générale – Annexe 2).

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Urgonien

Crétacé sup.

Crétacé sup.

Tithonique

Marnes crétacées

W E

Chevauchement Central de la Chartreuse

Alternance marno-calcaire du Berriasien

Faille inverse

Eboulis

S0 : N32 - 56°E

S1 : N22 - 48°E

Conclusion

Au cours de ces trois jours à travers la Chartreuse, nous avons appris quelques bases de la géoloie structurale : comment à partir d'observations faites à différentes échelles, depuis la roche jusqu'au panorama, on peut comprendre quels peuvent être les liens entre les différentes structures géologiques et quels sont les évènements cassants et ductiles ayant pu avoir lieu dans une région.

En effet, lors de la formation d'une montagne, un ensemble de structures géologiques peuvent résulter d'un même événement. Ici une contrainte maximale d'orientation globalement SSE-NNW fut à l'origine des nombreux plis observés dans les sédiments d'une part (déformations ductiles) et des grands décrochements telle la faille de l'Alpette (déformations cassantes) d'autre part. L'axe des plis et les directions de failles sont globalement NNE-SSW.

Outre l'aspect géologique, ce stage nous a permis de découvrir la Chartreuse autrement que sous la neige en hiver ou avec un sac à dos en été... Ce fut très enrichissant et plaisant.

20/20

Panorama vu depuis le Châtelard