Marion GARCON * & Pierre LANARI *

1. III) 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 ci-contre 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 de l’espace d’accommodation liées aux variations eustatiques globales. (d) Géométrie actuelle des dépôts 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. Précisons que la déformation est 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). Pendant cette période, la tectonique est active et un petit anticlinal se forme au coeur du grand synclinal de Barrême. Les conglomérats de cette unité sont polygéniques avec quelques éléments arrondis provenant des zones internes des Alpes. Ces éléments de schistes verts et schistes bleus indiquent que les dépôts sont à proximité d’une paléo-embouchure de fleuve. Le passage des Marnes bleues aux conglomérats indique un changement dans la dynamique locale de transport, et 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. Le dépôt de séries monotones de marnes micritiques bleues indique une augmentation de l’espace d’accommodation entre 35 et 33 Ma. (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 dépôt de calcaires nummulitiques correspond au début de la phase d’immersion du bassin. Ils témoignent d’une très faible profondeur d’eau. E W IV) Illustration de dépôts sédimentaires syntectoniques. Formation de l’anticlinal du Château de Clumanc (d) Le repliement de l’anticlinal du Château de Clumanc conduit à la formation d’un pli en genou déversé vers l’ouest. Du fait de cette tectonique, les conglomérats, en discordance sur les marnes bleues, présentent une stratification sub-horizontale au sommet de l’anticlinal et sub-verticale, en éventail, sur son flanc ouest. L’érosion, probablement post-exondation du bassin, permet de mettre à jour les marnes bleues au cœur de la structure. (c) Pendant le dépôt des conglomérats, la tectonique de raccourcissement est particulièrement active. L’anticlinal du château de Clumanc se replie progressivement vers l’ouest. Les conglomérats sont plissés et une structure en éventail apparaît sur le flanc ouest de l’anticlinal. E W (b) Après une phase d’érosion du sommet de l’anticlinal du Château de Clumanc, les conglomérats se déposent, à la fin du rupélien, sur une surface sub-horizontale. La discordance angulaire provoquée par ce dépôt post-érosion est très bien marquée par la présence du banc calcaire dans les marnes bleues. Le bassin de Barrême est caractérisé par une tectonique active qui a été particulèrement bien enregistrée par les dépôts sédimentaires oligocènes. Au niveau du Château de Clumanc, cette tectonique est à l’origine de la formation d’un petit anticlinal dans le cœur du grand synclinal de Barrême (cf figure ci-dessus à 30Ma). La figure présentée ci-contre propose d’illustrer l’évolution syntectonique des dépôts sédimentaires sur ce petit anticlinal du château de Clumanc. (a) Au début de l’oligocène, le raccourcissement des zones externes des Alpes entraîne la formation d’un anticlinal qui plisse les dépôts marins de calcaires nummulitiques et de marnes bleues. Précisons que la présence d’un banc calcaire dans les marnes bleues au niveau du château de Clumanc (non représenté sur le log stratigraphique) est vraisemblablement liée à une variation très locale de l’espace d’accommodation. E W E W Évolution tectono-sédimentaire d’un bassin d’avant chaîne : Cas du bassin de Barrême, le long de la transversale de Clunanc (Alpes Occidentales, France). Marion GARCON * & Pierre LANARI * 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 se produit, et les calcaires nummulitiques se déposent dans le bassin. Ils sont suivis au rupélien des dépôts de marnes bleues puis de 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 est 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 induit un soulèvement du bassin et entraîne 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. I) Localisation du Bassin de Barrême dans le contexte géologique des Alpes Introduction : Le bassin de Barrême est situé au Sud Est de Digne. Il appartient aux massifs sub-Alpins constitués de formations sédimentaires mézozoïques et cénozoïques. Il présente une forme alongée Nord Sud avec une largeur d’environ 5 km pour une longueur de 20 km. Il contient des sédiments paléogènes et néogène, et repose sur des formations Crétacé L’intérêt de ce poster 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. La géométrie de ses formations sédimentaires présente l’avantage d’illustrer parfaitement les liens entre la tectonique générale des Alpes et les dépôts sédimentaires dans le bassin d’avant chaîne. II) Log stratigraphique des unités sédimentaires tertiaires au niveau de la transversale de Clumanc : 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 Conclusion : Le bassin de Barrême est un bassin d’avant chaîne qui témoigne d’un épisode marin oligocène, relativement peu profond, et bref dans le temps (environ 10 Ma). Au Priabonien, le début de la phase de transgression marine, marquée par le dépôt des calcaires nummulitiques, est directement lié à une flexure de la lithosphère sous le poids de la chaine alpine. La variation de l’espace d’accommodation dans le bassin apparaît étroitement liée à la tectonique de raccourcissement qui affecte d’ailleurs l’ensemble de la sédimentation marine (plis, dépôts en discordance angulaire, dépôts en éventail). Au début du Chattien, le déplacement, vers l’ouest, des fronts de chevauchements alpins conduit progressivement à l’exondation du bassin et signe la fin de l’épisode marin. L’évolution du bassin de Barrême apparaît donc fortement contrôlée par une tectonique de raccourcissement alpine qui influence la géométrie et la nature des formations sédimentaires dans le bassin d’avant chaîne. * Étudiants M1 STE, mention Géologie, Université de Grenoble, OSUG, UJF (contact : Marion.Garcon@e.ujf-grenoble.fr & Pierre.lanari@e.ujf-grenoble.fr) Poster réalisé dans le cadre du module FTUE424b Stage de straigraphie (Encadrement : Pierre TRICART & Matthias BERNET)