GARCON Marion * & LANARI Pierre *

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1 GARCON Marion * & LANARI Pierre *
Évolution tectono-sédimentaire d’un bassin d’avant chaîne : Cas du bassin de Barrême, le long de la transversale de Clunanc (Alpes Occidentales, France). GARCON Marion * & LANARI Pierre * Conglomérats de la Poste ou du Château de Clumanc (Oligocène) Galets provenant des unités locales (calcaire du crétacé et brèches associées), des Alpes externes (massifs cristallins externes) et des Alpes internes (radiolarites, méta-basaltes schistes verts, serpentines). Faciès marin peu profond (40-50 m de profondeur) Marnes bleues avec intercalations de Grès de Ville (Oligocène ) La présence d’intercalations de Grès de Ville dans la partie supérieur de la série indique des variations de courant (transport de particules plus grossières). Les Grès de Ville présentent des figures de charges et de courant. Faciès marin relativement profond (100 m de profondeur) Calcaires à nummulites avec galets lithophagés à la base (Éocène) Présence de traces d’organismes fouisseurs (crustacés lithophages) Faciès transgressif en discordance sur l’unité sous jacente Marnes bleues avec bancs de calcaires jaunes (Crétacé) Faciès marin profond Log stratigraphique des unités sédimentaires tertiaires au niveau de la transversale de Clumanc : Résumé : Le bassin de Barrême constitue le témoin caractéristique d’un bassin d’avant-chaîne marqué par une sédimentation cénozoïque syn-tectonique. Il s’est formé dans un synclinal d’axe Nord Sud qui plisse des formations sédimentaires datées du crétacé. La formation du bassin intervient à l’éocène lors des premiers plissements enregistrés dans la zone externe des Alpes. A la fin de l’éocène et au début de l’oligocène, une transgression marine intervient et les calcaires nummulitiques se déposent dans le bassin. Ils sont suivis au rupélien des dépôts de marnes bleues et des conglomérats. Le raccourcissement des zones externes engendre des dépôts syn-tectoniques particulièrement marqués par une discordance angulaire entre les marnes bleues et les conglomérats au niveau du Château de Clumanc. A partir du chattien (28,5 Ma), le bassin devient transporté (piggy-back basin) vers l’Ouest, à cause du déplacement du front de chevauchements vers l’avant de la chaîne. Le nouveau chevauchement actif va induire un soulèvement du bassin qui va entraîner une régression marquant la fin de l’histoire marine du bassin. Au tout dernier stade de son histoire, le bassin de Barrême a été incorporé dans la chaîne Alpine et son contenu a pu fournir du matériel détritique pour les autres bassins d’avant-chaîne qui se sont formés plus à l’ouest. Introduction : Le but de cette étude est de mettre en évidence les caractéristiques tectono-sédimentaires des dépots cénozoïques marins du bassin de Barrême. La transversale de Clumanc a été choisie car elle permet une coupe complète du bassin, et que la géométrie des formations sédimentaires illustre parfaitement les liens entre la tectonique générale des Alpes et les dépôts sédimentaires dans le bassin d’avant chaîne. Les dépôts de matériel d’origine continentale ne sont pas visibles au niveau de Clumanc. Cette observation peut s’expliquer de deux manières différentes, à savoir : (i) une inclinaison vers le sud du synclinal de Barrême suffisamment importante pour expliquer l’absence de dépôts, ou (ii) une érosion post-dépôt importante. Ces dépôts continentaux n’entrent pas dans la problématique abordée ici, car ils interviennent après la phase de régression marine. Illustration des relations entre l’histoire tectono-sédimentaire et les variations d’espace d’accommodation dans le bassin de Barrême : Le bassin de Barrême est affecté par une tectonique très marquée qui influence fortement le régime de sédimentation marine tertiaire. Les phases de transgression et de régression marines sont directement reliées à la tectonique locale (subsidence tectonique, exondation du bassin liée à la progression des chevauchements). La figure proposée corrèle l’évolution tectonique du bassin avec l’espace d’accommodation disponible lors du dépôt des séries sédimentaires. Dans ce travail, il n’est pas tenu compte des variations « rapides » de l’espace d’accommodation liées aux variations eustatiques globales. (d) Évolution du contexte tectonique du bassin Au début du Chattien, le chevauchement actif se déplace vers l’avant de la chaîne ce qui va engendrer un soulèvement du bassin. Ce soulèvement est directement à l’origine de la régression marine. C’est lors du transport du bassin sur le chevauchement actif que les séries vont se renverser vers l’Est pour leur donner leur géométrie actuelle. La déformation est néanmoins toujours active dans le bassin au niveau du Château de Clumanc. (c) Dépôt syn-tectonique des conglomérats de Clumanc Les conglomérats de Clumanc se déposent à la fin du Rupélien (entre 30 et 28,5Ma). Lors de cette période, la tectonique est active, et un petit anticlinal se forme contre le grand Anticlinal de St Lions. Les relations entre les dépots de conglomérats et la tectonique sont illustrées sur la reconstitution de l’histoire des formations du château de Clumanc. Ces conglomérats ont une origine variée avec même des petits éléments arrondis provenant des zones internes des Alpes. Ces éléments de schistes verts et schistes bleus indiquent que les dépôts ne se trouvent pas loin d’une paléo-embouchure de fleuve. Le passage des Marnes bleues aux conglomérats indiquent un changement dans la dynamique locale de transport, mais aussi une diminution de l’espace d’accommodation. Les dépôts de conglomérats correspondent à des profondeurs d’eau d’une quarantaine de mètres. (b) Dépôt des Marnes Bleues Les Marnes bleues du bassin de Barrême se déposent au début de l’oligocène (34-30 Ma), avec des alternances de Grès de Ville non représentées sur la reconstitution (voir le log pour plus d’informations). Ces Grès de Villes ne forment pas de niveau continu dans les marnes, mais ils se présentent dans la partie Ouest du synclinal sous forme de lentilles avec des terminaisons en biseau à l’Est. La source des Grès de Ville est probablement située à l’Ouest du bassin en formation. L’espace disponible a augmenté dans le bassin entre 35 et 33 Ma, puisque le mode de dépôt à changé. On dépose maintenant des séries monotones de marnes micritiques bleues. (a) Transgression marine et dépôt des calcaires à nummulites Au Priabonien (35 Ma), la mer envahit le synclinal de Barrême. Cette transgression est favorisée par la flexure de la lithosphère Européenne sous le poids de la chaîne Alpine en formation. Les calcaires nummulitiques se déposent en discordance angulaire sur des unités d’âge Crétacé qui forment le bed-rock de la région. Le niveau marin n’est alors pas encore très profond (quelques dizaines de mètres). Conclusion : Le bassin de Barrême (Alpes Occidentales) est un bassin d’avant chaîne… * Étudiants M1 STE, mention Géologie, Université de Grenoble, OSUG, UJF (contact : & Poster réalisé dans le cadre du module FTUE424b Stage de straigraphie (Encadrement : Pierre TRICART & Matthias BERNET)