Image de la semaine | 10/05/2021

Les terrasses fluvio-lacustro-glaciaires du plateau de Louze, Chanas (Isère)

10/05/2021

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

Résumé

Quand un glacier coupe un fleuve et forme un lac. Moraines et dépôts fluvio-lacustres marquant l'avancée extrême d'un glacier alpin, le glacier de la Bièvre-Valloire.


Coupe du rebord Sud d'un diverticule du plateau de Louze (Chanas, Isère, à 45 km au Sud de Lyon)

Figure 1. Coupe du rebord Sud d'un diverticule du plateau de Louze (Chanas, Isère, à 45 km au Sud de Lyon).

Ce front de taille a été effectué au début des années 1990 pour dégager un terrain plat et y installer une entreprise spécialisée dans le conditionnement des fruits (on est dans la vallée du Rhône). Cet ancien front de taille recoupe des terrains stratifiés, majoritairement constitués de lits de galets arrondis, avec des intercalations de lits gréseux. La notice de la carte géologique de Serrières nomme cette formation « Gy1 : Moraine du stade de Louze ».

Localisation par fichier kmz du front de taille dans les moraines de Chanas (Isère).


Vue du rebord Sud du plateau de Louze (Isère)

Figure 2. Vue du rebord Sud du plateau de Louze (Isère).

Ce rebord Sud, dont l'altitude moyenne est de 210 m, domine la vallée du Rhône (à gauche) et la plaine de Bièvre-Valloire (au premier plan) d'environ 50 m. Ce plateau de Louze a signification de terrasse fluvio-lacustro-glaciaire. Tout à gauche, le massif du Pilat, rebord oriental du Massif Central. En haut à droite, le plateau molassique de Bonnevaux. La punaise jaune localise la figure 1 (et les figures 4 à 14). La punaise rouge localise les figures 22 à 28.


Carte géologique 1/50 000 avec la même projection que la figure 2

Figure 3. Carte géologique 1/50 000 avec la même projection que la figure 2.

Le plateau de Louze est constitué de Gy1, « moraine du stade de Louze ». Les cartes géologiques attribuent cette moraine à un stade ancien (Günz et/ou Mindel). Au Nord, ce plateau est plaqué de loess (OEy). Fy5 représente des alluvions récentes. Ce plateau de Louze est dominé à l'Est par un plateau (le plateau de Bonnevaux) constitué de “molasses” miocènes (voir, par exemple Les chenaux des « molasses  » miocènes de la région lyonnaise (Rhône) et Les canyons dans la molasse miocène du Bas Dauphiné).


La semaine dernière, nous avons vu des terrasses fluvio-lacustres en Himalaya (Les terrasses fluvio-lacustres de l'Himalaya, Ladakh indien). Il n'est pas nécessaire d'aller si loin pour voir l'“intérieur” de tels objets géologiques. À 45 km au Sud de Lyon, une excavation a été creusée dans les années 1990 pour y installer des bâtiments d'une entreprise spécialisée dans le conditionnement des fruits. Cette excavation permet de voir de quoi est constituée une belle terrasse, extrémité Sud d'un plateau, le plateau de Louze. La notice de la carte géologique 1/50 000 de Serrière décrit ainsi cette formation : « Gy1, Moraine du stade de Louze. […] Ce stade et rattaché au Günz ou au Mindel. […]. Ce stade est l'avancée maximum du glacier de la Bièvre-Valloire qui venait alors buter contre le Massif Central et formait un barrage au Nord duquel existait un lac. Le plateau de Louze correspond donc à une formation glacio-Iacustre. »

La légende de la carte géologique Lyon 1/250 000 appelle cette formation « FGw : Dépôt fluvio-glaciaire mindélien » (attribution différente ou du moins plus restreinte que celle de la notice du 1/50 000). Alors dépôts morainiques, dépôts lacustres, dépôts fluvio-glaciaires… ?

Rappelons que la glaciation de Günz est la plus vieille des quatre glaciations alpines “classiques” définies il y a plus d'un siècle, suivie des glaciations du Mindel, du Riss et enfin du Würm. Cette terminologie définie au Sud de l'Allemagne à la fin du XIXe est une simplification, et n'est pas facilement applicable partout, en particulier en Bas Dauphiné. Les corrélations entre les différents stades représentés par telle moraine ou telle terrasse et les quatre glaciations classiques (plus quelques autres définies au cours du XXe siècle) n'est pas facile. La glaciation la plus étendue pourrait correspondre à la longue phase froide qui culmine vers 400 000 a BP (Günz ancien à Mindel selon la terminologie classique). On l'appelle aussi Maximum d'Englacement du Pléistocène moyen (ou MEG, Most Extension Glaciation) si on suit les auteurs anglo-saxons, ou également la « Möhlin glaciation », nom proposé par les auteurs suisses. Discuter des corrélations entre ce stade de Louze et les différentes glaciations alpines avec leurs différentes terminologies n'a pas sa place dans cet article. Il suffit de savoir que ce stade de Louze est le plus distal des témoins glaciaires du Bas Dauphiné, et serait contemporain de la MEG.

Rappelons aussi en quoi consistent les dépôts morainiques. Maurice Gidon dans son site Geol-Alp les définit ainsi : « Les caractéristiques principales des dépôts morainiques sont l'hétérométrie et le désordre des éléments que l'on y rencontre. "Hétérométrie" : les éléments sont de tout calibre, depuis les colloïdes argileux jusqu'à des gros blocs (parfois plurimétriques), en passant par les graviers et les cailloux de toutes tailles. De plus les éléments arrondis se mêlent sans distinction aux éléments anguleux. Dans le Bas Dauphiné une partie des éléments arrondis correspond à des galets arrachés aux conglomérats du bedrock molassique. Une autre partie, sans doute la plus importante, est due à l'incorporation des apports latéraux par les cours d'eau descendant des pentes de la vallée glaciaire. "Désordre" : les éléments sont de nature et donc de provenances très diverses ; ils ne sont pas triés ni organisés en strates mais mélangés en vrac et en proportions variables d'un point à un autre. »

Nous allons regarder différents aspects révélés par cet ancien front de taille pour en tirer le maximum de conclusions possibles (après seulement 10 minutes derrière cet entrepôt), et replacer ces conclusions dans ce qu'on sait de l'histoire pléistocène du Sud de la région lyonnaise.

Vue d'ensemble sur une grande partie du Nord du front de taille de l'entrepôt de Chanas (Isère)

Figure 4. Vue d'ensemble sur une grande partie du Nord du front de taille de l'entrepôt de Chanas (Isère).

La photo de la figure 1 correspond à ce qui se trouve à droite de la paroi visible au fond à droite. Comme sur cette figure, on voit que l'affleurement est stratifié, avec en particulier une couche à gros galet à mi-hauteur. Même à cette distance, on voit un certain tri granulométrique des éléments de types galets et cailloux. Ce dépôt ne correspond absolument pas à une moraine en place.


Détail de la paroi du front de taille

Figure 5. Détail de la paroi du front de taille.

De bas en haut, les deux quarts inférieurs sont constitués de galets “moyens” (≤ 5 cm). Le troisième quart contient en plus des galets de diamètre ≥ 10 cm. Un niveau de sable est interstratifié entre le 2e et le 3e quart. Le quatrième quart est de nouveau constitué de galet moyens. La base de ce niveau est plus claire, moins indurée (en creux), et ses galets sont un peu plus petits. L'énergie du milieu était très variable, de niveaux de haute énergie (niveaux à gros galets) à des niveaux très calmes (niveaux de sable).


Détail sur le centre de la photo précédente

Figure 6. Détail sur le centre de la photo précédente.

On retrouve, en plus détaillé, ce qui a été vu sur la photo précédente, à savoir différentes couches de galets de taille homogène dans chaque niveau, mais variable d'un niveau à l'autre. Plusieurs lentilles purement sableuses sont interstratifiées entre les lits de galets.


Détail du milieu de la figure précédente

Figure 7. Détail du milieu de la figure précédente.

On voit très bien la forme arrondie des galets, l'absence de galets anguleux, l'absence de galets manifestement striés… Certains galets semblent être en calcaire, d'autre en roche cristalline.


Autre vue du front de taille de l'entrepôt de Chanas

Figure 8. Autre vue du front de taille de l'entrepôt de Chanas.

En plus des strates horizontales, on voit des strates obliques, indication de progradation et/ou de chenalisation.


Autre vue du front de taille de l'entrepôt de Chanas

Figure 9. Autre vue du front de taille de l'entrepôt de Chanas.

En plus des strates horizontales, on voit des strates obliques, indication de progradation et/ou de chenalisation.


Vue d'ensemble de la partie Sud du front de taille où l'on retrouve tout ce qui a été décrit dans la moitié Nord, Chanas, Isère

Détails sur le Sud de l'exploitation et un chenal

Figure 11. Détails sur le Sud de l'exploitation et un chenal.

Un beau chenal de conglomérat coloré en orange (par des oxydes ferriques) et en noir (par de la matière organique ou des oxydes de manganèse). Une lentille de sable est visible à environ 1 m sous le chenal. Une autre lentille est (difficilement) visible juste à gauche et sous le chenal “coloré”.


Détails sur le Sud de l'exploitation et un chenal

Figure 12. Détails sur le Sud de l'exploitation et un chenal.

Un beau chenal de conglomérat coloré en orange (par des oxydes ferriques) et en noir (par de la matière organique ou des oxydes de manganèse). Une lentille de sable est visible à environ 1 m sous le chenal. Une autre lentille est (difficilement) visible juste à gauche et sous le chenal “coloré”.


Détails sur le Sud de l'exploitation et un chenal

Figure 13. Détails sur le Sud de l'exploitation et un chenal.

Un beau chenal de conglomérat coloré en orange (par des oxydes ferriques) et en noir (par de la matière organique ou des oxydes de manganèse). Une lentille de sable est visible à environ 1 m sous le chenal. Une autre lentille est (difficilement) visible juste à gauche et sous le chenal « coloré ».


Détail sur les “lentilles” de sable des photos précédentes

Figure 14. Détail sur les “lentilles” de sable des photos précédentes.

Les strates internes sont régulières et parallèles à la base. Ces lentilles sableuses et leurs strates régulières sont recoupées par les niveaux conglomératiques. Il y avait donc alternances d'épisodes à haute énergie (niveaux de galets) érodant des niveaux déposés dans des eaux très calmes (niveaux de sables).


La formation « Gy1 : Moraine du stade de Louze » n'est donc pas une moraine “intacte” déposée telle quelle sur les bords ou au front d'un glacier. Il s'agit d'alternances de différents types de dépôts, (1) sédiments déposés par des courants rapides quand ceux-ci ralentissaient (niveaux de galets), par exemple au niveau d'un delta torrentiel arrivant dans un lac, d'un torrent arrivant dans une “plaine”, d'une rive convexe d'un méandre… (2) de sédiments déposés dans un milieu très calme, par exemple un lac, le bras mort d'une rivière... et, bien sûr, (3) de tous les intermédiaires possibles.

Comment s'intègrent tous ces éléments dans ce que “disent” les cartes géologiques ?

La carte géologique au 1/250 000 distingue 16 types de formations glaciaires, fluvio-glaciaires, péri-glaciaires… datant du pré-Mindel au Würm. Ces 16 types de formations couvrent une grande surface entre le Rhône et les Alpes (cf. fig. 15). La notice de la carte géologique de Serrières donne (page 16) une carte du secteur de Chanas où sont indiqués tous les arcs morainiques (moraines frontales et début des moraines latérales) laissés sur place lors des différents retraits et non détruits par les glaciations suivantes ; ils sont indiqués sur cette carte par les symboles Gy1 (le plus vieux) à Gy5 (le plus jeune). Lors des différents maximums glaciaires, le glacier de l'Isère, débouchant des Alpes entre Chartreuse et Vercors, se dirigeait vers le Rhône par ce qui est maintenant la plaine de la Bièvre-Valloire. D'après ce schéma, le plus distal de ces arcs morainiques, Gy1 (stade de la Louze dû à la MEG), se situe juste au niveau de Chanas et barre complètement la vallée du Rhône. C'est au Nord de ce glacier de la MEG et de son arc morainique appuyé à l'Ouest sur le Massif Central et à l'Est sur le plateau molassique de Bonnevaux que se situe l'affleurement de cet article. Selon cette interprétation, ces dépôts se seraient formés dans un lac plus ou moins temporaire et en cours de comblement. Ce lac aurait été alimenté en eau et en sédiments (1) par le Rhône venu du Nord, (2) par des petits cours d'eau venu du Massif Central et du plateau de Bonnevaux, (3) par des torrents sous-glaciaires issus du glacier principal.

Extrait de la carte géologique de Lyon au 1/250 000

Figure 15. Extrait de la carte géologique de Lyon au 1/250 000.

Tous les terrains dans les gris, gris bleu, vert bleu… entourés par les lignes pointillées bleues correspondent au terrains glaciaires et péri-glaciaires des différents stades, parfois recouverts de terrains jaune pâle correspondant à des loess. Chanas est localisé par la flèche jaune.


Juxtaposition d'un extrait de la carte géologique Lyon au 1/250 000 (en haut) et du schéma de la page 16 de la notice de la carte géologique de Serrières (en bas)

Figure 16. Juxtaposition d'un extrait de la carte géologique Lyon au 1/250 000 (en haut) et du schéma de la page 16 de la notice de la carte géologique de Serrières (en bas).

Cette carte schématise les traces des différentes glaciations, quand le glacier de l'Isère, débouchant des Alpes entre Chartreuse et Vercors se dirigeait vers le Rhône par ce qui est maintenant la plaine de la Bièvre-Valloire. Les arcs morainiques (moraines frontales et début des moraines latérales) laissés sur place lors des retraits glaciaires et non détruits par les glaciations suivantes sont indiquées sur cette carte : Gy1 pour le plus ancien à Gy5 pour le plus récent. Le plus distal de ces arcs morainiques, Gy1, se situe juste au niveau de Chanas et barre complètement la vallée du Rhône. C'est au Nord de ce glacier datant de la MEG et de son arc morainique appuyé à l'Ouest sur le Massif Central et à l'Est sur le plateau molassique de Bonnevaux que se situe l'affleurement de cet article (flèche rouge). Ces dépôts se seraient formés dans un lac plus ou moins temporaire et en cours de comblement.


Plaine de la Bièvre-Valloire et vallée du Rhône

Figure 17. Plaine de la Bièvre-Valloire et vallée du Rhône.

En haut, le paysage actuel du “confluent” entre la vallée du Rhône et la plaine de la Bievre-Valloire. En bas, collé sur la carte géologique, le glacier de la Bièvre-Valloire lors de son extension maximale, ses moraines (en marron) et le possible/probable lac de Louze où se sont déposés les sédiments de Chanas (flèche rouge).


Paléogéographie des Alpes du Nord au Maximum d'Englacement du Pléistocène moyen (MEG)

Figure 18. Paléogéographie des Alpes du Nord au Maximum d'Englacement du Pléistocène moyen (MEG).

Les glaciers venant des Alpes (le lobe lyonnais et le glacier de la Bièvre-Valloire) avaient créé un lac majeur en amont de Lyon et un lac mineur, le lac de Louze (astérisque rouge). Par rapport à la carte original, j'ai modifié la région de Chanas en intégrant les données de la notice de la carte géologique de Serrières. Pour cela, j'ai rallongé le glacier de la Bièvre-Valloire qui, sur la carte originale s'arrêtait au milieu de la vallée (trait bleu épais) et n'atteignait pas le Rhône, et j'ai rajouté le lac de Louze.

S. Coutterand, 2018. Origines des blocs erratiques du Salève, Archives des sciences, 70, 51-56 [pdf]


À quoi pouvait ressembler “en vrai” ce lac de Louze au Pléistocène moyen, qui, suivant les saisons ou les années, pouvait être soit un lac permanent, soit une plaine basse inondée seulement pendant les périodes estivales de fonte des neiges et des glaces et où “méandraient” des bras des cours d'eau ? Pour essayer de le savoir, il suffit d'appliquer le bon vieux principe de l'actualisme et de chercher sur Terre des régions où il y a actuellement des grands glaciers pouvant barrer des vallées et engendrer des lacs. Google Earth permet cette recherche en survolant les bords des calottes et autres champs de glace actuels du globe (cf. Survoler les champs de glace de Patagonie et leurs environs). Et bien que comparaison ne soit pas raison, voici des images d'un glacier groenlandais à l'origine de quatre lacs dont deux ne sont pas sans rappeler ce qu'on peut imaginer du paléo-lac de Louze car partiellement envahis par des deltas torrentiels. Et il se trouve qu'après avoir trouvé ce glacier en suivant toute la côte groenlandaise sur Google Earth, je me suis rappelé que j'avais survolé ce secteur lors d'un vol sur une ligne régulière de Paris à Phoenix. En fouillant dans mes vieilles photographies, j'ai retrouvé une vue où, malgré des nuages, on voit, mieux que sur Google Earth, le glacier barrant la vallée, le lac ainsi créé, un torrent constituant un delta presqu'au front du glacier barrant la vallée… Un équivalent actuel du paléo-lac de Louze ?

Glacier s'écoulant vers la côte Ouest du Groenland depuis la calotte centrale

Figure 19. Glacier s'écoulant vers la côte Ouest du Groenland depuis la calotte centrale.

Ce glacier barre des vallées avant d'arriver sur la côte, ce qui a entrainé la formation de quatre lacs, numérotés de 1 à 4. Les deux punaises jaunes localisent des deltas lacustres mieux visibles sur la photo suivante.

Localisation par fichier kmz du glacier barrant des vallées au Groenland.


Gros plan sur 2 lacs formés par le barrage dû à un glacier, Groenland

Figure 20. Gros plan sur 2 lacs formés par le barrage dû à un glacier, Groenland.

Au niveau des punaises jaunes, des deltas reproduisent un environnement similaire à ce qu'on a pu reconstituer à Chanas. La figure suivante est une vue aérienne du secteur de la punaise du lac 2.


Photographie prise par le hublot d'un vol régulier Paris-Minéapolis-Phoenix montrant la terminaison du lac 2 de la photo précédente, lac de barrage dû à un glacier au Groenland

Figure 21. Photographie prise par le hublot d'un vol régulier Paris-Minéapolis-Phoenix montrant la terminaison du lac 2 de la photo précédente, lac de barrage dû à un glacier au Groenland.

Malgré le nuage, on reconnait le glacier barrant la vallée principale et à l'origine du lac. Un torrent longe le glacier juste à la limite glacier/montagne (en charriant et roulant sans doute de nombreux blocs rocheux arrachés aux moraines latérales), et rejoint un torrent venant des montagnes. L'ensemble forme un delta qui envahit progressivement l'aval du lac et où l'on voit serpenter le torrent. Le Sud du lac de Louze pléistocène devait ressembler à ce paysage actuel, bien que le plateau de Bonnevaux ne soit pas aussi élevé que les montagnes groenlandaises.


Les affleurements naturels montrant ces sédiments fluvio-lacustro-glaciaires sont rares à Chanas. Mais des travaux peuvent ici ou là montrer de belles coupes, souvent temporaires. Cela a été le cas en 2015-2016 où une excavation a entaillé le versant de la terrasse pléistocène pour y construire une maison et sa cour attenante. Cet affleurement est maintenant dans une propriété privée, masqué et est invisible depuis la route. Il est à 300 m à l'Est du premier affleurement (punaise rouge sur la figure 2). C'est dommage que cet affleurement soit désormais invisible et sans doute en cours de végétalisation et de dégradation. On y voyait en effet la base des terrains fluvio-lacustro-glaciaires (les mêmes que dans les photographies 1 à 14) mais aussi le substratum sur lequel ces terrains se sont déposés.

Ce substratum est constitué de terrains marins datant du Pliocène inférieur. La notice de la carte géologique au 1/50 000 les décrit ainsi : « P1M. Pliocène inférieur marin. Il est essentiellement représenté par des argiles grises, localement micacées et sableuses. […]. Elles forment le substratum de la plaine du Rhône, d'une partie de la Bièvre-Valloire. […] À Chanas, différenciation d'un faciès argileux et sableux, lité, avec des bivalves dont Abra rhodanica. Ces sédiments marins pliocènes correspondent au remplissage du canyon messinien du Rhône (Miocène supérieur) par la mer pliocène qui re-remplissait la Méditerranée asséchée au Messinien » (cf. La crise de salinité messinienne en Méditerranée).

Vue d'ensemble du second affleurement de Chanas (Isère) tel qu'il était en juin 2016

Figure 22. Vue d'ensemble du second affleurement de Chanas (Isère) tel qu'il était en juin 2016.

La partie supérieure du front de taille est constitué des sédiments fluvio-lacustro-glaciaires du Pléistocène, sédiments où l'on voit très mal la stratification. La partie inférieure est constituée de sédiments marins du Pliocène inférieur, sédiments bien stratifiés et parfaitement horizontaux.

Localisation par fichier kmz du second affleurement fluvio-lacustro-glaciaire de Chanas (Isère).


Détail de l'extrémité droite de l'affleurement précédent, Chanas

Figure 23. Détail de l'extrémité droite de l'affleurement précédent, Chanas.

On voit bien que la base des sédiments fluvio-lacustro-glaciaires recoupe et biseaute les sédiments pliocènes horizontaux. Les niveaux de galets pléistocènes se sont déposés sur une surface d'érosion (sans doute due à l'arrivée du glacier lui-même).


Détail de l'extrémité gauche de l'affleurement précédent, Chanas

Figure 24. Détail de l'extrémité gauche de l'affleurement précédent, Chanas.

On voit bien que la base des sédiments fluvio-lacustro-glaciaires recoupe et biseaute les sédiments pliocènes horizontaux. Les niveaux de galets pléistocènes se sont déposés sur une surface d'érosion (sans doute due à l'arrivée du glacier lui-même).


Détail sur la limite entre les sédiments fluvio-lacustro-glaciaires grossiers et les sédiment pliocènes marins fins et bien stratifiés, Chanas (Isère)

Figure 25. Détail sur la limite entre les sédiments fluvio-lacustro-glaciaires grossiers et les sédiment pliocènes marins fins et bien stratifiés, Chanas (Isère).

On retrouve dans les sédiments fluvio-lacustro-glaciaires les caractéristiques vues sur les photos 1 à 14.


Détail sur la limite entre les sédiments fluvio-lacustro-glaciaires grossiers et les sédiment pliocènes marins fins et bien stratifiés, Chanas (Isère)

Figure 26. Détail sur la limite entre les sédiments fluvio-lacustro-glaciaires grossiers et les sédiment pliocènes marins fins et bien stratifiés, Chanas (Isère).

On retrouve dans les sédiments fluvio-lacustro-glaciaires les caractéristiques vues sur les photos 1 à 14.


Détail sur les sédiments marins du Pliocène inférieur, alternance d'argiles grises et d'argiles sableuses jaunes, Chanas (Isère)

Figure 27. Détail sur les sédiments marins du Pliocène inférieur, alternance d'argiles grises et d'argiles sableuses jaunes, Chanas (Isère).

Certains bancs sont légèrement “ondulés” (slumping, convolutes … ?).


Détail sur les sédiments marins du Pliocène inférieur, alternance d'argiles grises et d'argiles sableuses jaunes, Chanas (Isère)

Figure 28. Détail sur les sédiments marins du Pliocène inférieur, alternance d'argiles grises et d'argiles sableuses jaunes, Chanas (Isère).

Certains bancs sont légèrement “ondulés” (slumping, convolutes … ?).