EXTRAIT du BULLETIN DE LA CARTE GÉOLOGIQUE DE LA FRANCE

No 278. Tome LXI (1966).

Comptes rendus des Collaborateurs pour la Campagne de 1964.

ÉTUDE TECTONIQUE DU BORD SUBALPIN

DU PIC DE L'AIGUILLE

AU MASSIF DE CHARANCE (HAUTES-ALPES)

PAR

J. DELTEIL, M. DUCROZ,

P. GUARDIA et C. LEPVRIER 1

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Cette étude s'inscrit dans l'ensemble des travaux du Laboratoire de Géographie physique et de Géologie dynamique réalisés dans le massif du Dévoluy sous la direction de M. le Professeur L. Glangeaud.

La région considérée, proche de la ville de Gap, représente l'extrémité SE du Dévoluy ; les faciès y sont ceux du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur dauphinois. La répartition des différents types d'accidents rencontrés est en rapport avec l'existence de deux phases tectoniques, l'une antésénonienne, l'autre alpine (Ch. Lory, 1858).

La phase tectonique antésénonienne a laissé des structures de deux types d'une part, de vastes ondulations sans orientation définie : la cuvette du Moutet (Cl. Afchain, 1961) et le dôme des Roux (J. Delteil, 1962) ; d'autre part, des ondulations à axe court, plus fortement tectonisées et orientées E-W: L’anticlinal du Haut-Buech et l'anticlinal du Cuchon. Sur les structures précédentes viennent buter les anticlinaux faillés et les écailles de style tectonique alpin, représentés ici par les anticlinaux de Gleize, de Charance, ainsi que par l'écaille de Tavanet. Ces observations conduisent à apporter de nombreuses modifications à la carte au 80.000e de Gap, dans le secteur considéré.

Il est possible de diviser la région étudiée en quatre bandes transversales, qui sont en allant du N au S

- le pic de Gleize,

- les pics de Courmian-Montclair et de la Greysinière,

- le N du torrent de Tavanet,

- le torrent de la Combe et la Montagne de Charance.

1 Laboratoire de Géographie physique et de Géologie dynamique de la Sorbonne.

 

1. - Le pic de Gleize.

Le bord SE de la cuvette de la Montagne du Moutet est chevauché par un anticlinal complexe à cœur de Lusitanien. A l'W du pic de Gleize, le contact anormal superpose du Tithonique vertical à du Valanginien en série inverse, qui représente le flanc rebroussé de la Montagne du Moutet. Au pic de l'Aiguille, le mouvement en direction de l'W s'accentue et fait reposer sur le Valanginien et le Berriasien de la cuvette du Moutet, le Kimméridgien et le Tithonique du flanc inverse de l'anticlinal couché de Gleize. L'axe de l'anticlinal, que remplissent les marno-calcaires du Lusitanien, présente des phénomènes de bourrage qui donnent une importance très variable à la surface d'affleurement des marno-calcaires. Au col du Milieu, le chevauchement frontal est moins important qu'au N ; par contre, le flanc oriental de l'anticlinal du pic de Gleize, constitué par les calcaires durs du Kimméridgien, a continué à progresser vers l'W. Ce mouvement s'est effectué de deux manières différentes pour les moitiés supérieure et inférieure du Kimméridgien. La partie supérieure du Kimméridgien chevauche le coeur de l'anticlinal et amorce un début de rebroussement vers l’E au sommet du pic de Gleize, alors que la partie inférieure de ce même Kimméridgien subit un véritable encapuchonnement à l'intérieur des marno-calcaires lusitaniens appartenant au cœur de l'anticlinal.

Une telle disposition montre que les mouvements tectoniques ont eu plus de difficulté à s'effectuer au S qu'au N, c'est-à-dire que le chevauchement est maximum au centre de la cuvette de la Montagne du Moutet. De plus, au col du Milieu, le bord méridional de la cuvette de la Montagne du Moutet présente une direction WNW-ESE qui est orthogonale à celle de l'anticlinal du pic de Gleize. Ces faits viennent confirmer l'âge différent de la cuvette occidentale et de l'anticlinal oriental, ce que laissait déjà supposer l'angle aigu que font entre eux les axes de ces deux structures (Cl. Afchain, 1961).

2. - Les pics de Courmian-Montclairet de la Greysinière.

A l'emplacement du pic de la Greysinière existe un anticlinal de Kimméridgien, dont l'axe passe par le sommet de la montagne. Un seul affleurement limité de Lusitanien est situé au S du col de Gleize et appartient déjà au flanc oriental de cet anticlinal. Les flancs de cette montagne, qui sont ceux de l'anticlinal, comportent de très nombreux replis en cascades.

Cette première structure vient buter à l'W contre un second anticlinal dont seul le flanc W est bien visible au sommet de la Côte de l'Âne et dont la terminaison périclinale, légèrement déversée vers le SSW, traverse le torrent du col de Gleize à la cote 1448.

Le synclinal pincé entre les deux anticlinaux précédents a été écrasé de sorte qu'il n'en subsiste qu'un peu de.Berriasien qui apparaît au contact d'un accident vertical à l'W du pic de la Greysinière.

Enfin la partie méridionale de la Côte de l'Âne est constituée par un synclinal déversé de Berriasien et de Valanginien, la mauvaise qualité des affleurements empêche d'observer si ce déversement s'accompagne ou non d'un cisaillement.

 

3. -- Le N du torrent de Tavanet.

En général, on ne trouve pas ici de prolongement méridional aux structures que nous venons de voir. Seul parmi celles-ci, le synclinal affectant le S de la Côte de l'Âne semble être conservé dans la partie W de la région, en particulier au niveau du hameau de La Rivière.

Au-dessus de ce dernier et dans le torrent de Tavanet, un accident de type chevauchant superpose la barre tithonique au Valanginien et au Berriasien très laminé, ces deux étages représentant le flanc inverse du synclinal de La Rivière. Cet accident d'amplitude relativement grande est accompagné, vers l'W par des écailles qui n'affectent que le Valanginien. La cause de cet accident semble être la réaction propre du substratum à un chevauchement d'amplitude beaucoup plus importante qui se situe plus à FE : il s'agit d'un lambeau que l'érosion a entièrement séparé de sa racine. Ce cas constitue le second exemple régional d'un tel type d'accident, le premier ayant été décrit au sommet des Teyssonnières, au NW de La Roche-des-Arnauds (J. Delteil, 1962). Ce lambeau se compose d'une série inverse comportant du Tithonique à la base et du Kimméridgien au sommet ; la roche y est toujours extrêmement calcitisée. Il semble pouvoir être considéré comme le flanc inverse d'un anticlinal couché et chevauchant vers l'WSW. Seule la découverte du flanc normal peut nous renseigner sur l'origine effective de ce lambeau. Ce flanc normal peut être situé à l’E et au pied du bord subalpin ; c'est en effet à ce niveau que deux affleurements de Kimméridgien ont été localisés aux altitudes relativement basses de 1 600 et 1 500 m.

 

4. - Le torrent de la Combe et la Montagne de Charance.

Cette région a déjà fait l'objet d'une étude de P. Lory, (P. Lory, 1898-1899). Le synclinal de La Rivière possède une remarquable continuité du N au S. L'anticlinal de la Montagne de Charance le côtoie à l’E. Le flanc occidental de cet anticlinal, tantôt déversé, tantôt normal mais chevauchant à la base, est cerné dans sa partie S par un contact anormal continu. Cette disposition pourrait faire croire à un grand accident à surface plane et au chevauchement vers l'W de la Montagne de Charance tout entière. P. Lory (1898-1899) mettait déjà en garde ses lecteurs contre une telle hypothèse en écrivant à ce propos : «  On peut s'assurer qu'il s'agit d'accidents courts à peu près limités à la bordure de l'aire synclinale » (synclinal de La Rivière, La Chau et du bois du Devès) « et non point de la pénétration dans celle-ci de longs accidents linéaires ». Si l'idée d'un chevauchement massif peut être admise pour l'extrémité S de la Montagne de Charance, qui ne représente en fait que le seul flanc occidental de l'anticlinal de Charance, il n'en est pas de même au N où l'amplitude du chevauchement vers l'W est très faible ; par exemple à la cote 1388 à l’E de La Chau, où la surface du contact anormal est fortement inclinée vers l’E. Il semble peu probable que cette rupture se prolonge beaucoup en direction de l'E ; en effet, son fort pendage et le faible décalage des couches caractérisent.un accident local s'enracinant rapidement. Cependant, il est possible que ce contact Kimméridgien sur Kimméridgien soit fortuit et qu'il y ait néanmoins un mouvement tangentiel important dont la surface de chevauchement se serait redressée au front du charriage. Une troisième hypothèse consiste à admettre l'existence d'un grand accident passant à l'W des affleurements précédents, mais ceci implique le charriage simultané du synclinal de la Chau, ce qui, en dehors de considérations théoriques défavorables, est en contradiction avec les données géologiques locales : à savoir la constance du synclinal de La Rivière - La Chau - bois du Devès qui, au S comme au N, est rigoureusement autochtone.

Le flanc oriental de la Montagne de Charance se caractérise au S, comme au N sous le pic de Charance, par la superposition de deux barres de Tithonique. Par contre, entre ces deux régions, sous le sommet du Cuchon, la ligne d'accident subit un ensellement qui fait apparaître du Lusitanien dans l'unité supérieure, alors que le Berriasien et le Tithonique disparaissent dans l'unité inférieure autochtone. Les rapports structuraux des deux parties de la barre tithonique inférieure avec le Tithonique de l'unité supérieure peuvent par conséquent ne pas être les mêmes. Cependant, les deux barres inférieures de Tithonique sont redressées à la verticale sous l'accident, ce qui constitue un argument en faveur d'un déplacement qui se serait effectué en direction de l'WSW et qui aurait affecté l'unité supérieure dans son ensemble. Ce rebroussement très accentué est particulièrement visible au sommet de la barre inférieure la plus méridionale au lieu situé au-dessous de la cote 1873.

Ainsi, le flanc oriental de la Montagne de Charance est affecté sur toute sa longueur par un accident tangentiel auquel il est impossible de ne pas attribuer une portée relativement grande. Ce contact anormal divise la Montagne de Charance en deux unités : l'une supérieure constituée par un anticlinal d'axe N 50 W, l'autre inférieure comprenant le synclinal du Devès ainsi qu'un anticlinal à flancs de Berriasien et de Tithonique, grossièrement orienté NW-SE, dans lequel il est difficile de ne pas voir l'héritage d'une tectonique antérieure à celle qui a donné naissance à l'écaille qui la recouvre.

 

5. - Conclusion.

Depuis le pic de l'Aiguille au N jusqu'à la Montagne de Charance au S, le bord subalpin est constamment affecté par des accidents dont la variété trouve sa cause dans la présence d'un substratum déjà plissé par la phase tectonique antésénonienne et qui a rejoué à l'époque alpine.

Au N, aussi bien aux pics de l'Aiguille et de Gleize qu'au pic de la Greysinière, qui ont buté àl'W respectivement contre les structures antésénoniennes de la cuvette de la Montagne du Moutet et de l'anticlinal du Haut Buech, les chevauchements ont eu assez peu d'ampleur.

Au S au contraire apparaît un style en écailles qui se manifeste, dans la région du torrent de Tavanet, par un lambeau de terrains entièrement allochtone et, dans la région de la Montagne de Charance, par un grand accident responsable du charriage de l'anticlinal de. Charance sur le synclinal du Devès ainsi que sur un petit anticlinal dont la direction axiale est notablement différente de celle de la structure qui la chevauche.

Ainsi, on voit s'édifier un ensemble de trois unités tectoniques superposées l'inférieure est constituée par le synclinal de Devès lequel est compris entre le dôme des Roux à l’W et un anticlinal oriental de direction NW-SE, qui présentent les caractères de structures antésénoniennes. Cette unité autochtone est chevauchée par une structure anticlinale orientée N-S : l'anticlinal de Charance, dont la progression vers l'W semble s'atténuer en direction du N. La partie N de cette seconde unité sert de substratum au lambeau allochtone de Tavanet.

 

BIBLIOGRAPHIE

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AFCHAIN (Cl.), 1961. --- L'angle sud-est. du Dévoluy au sud du col du Noyer (Hautes-Alpes). Dipl. Ét. Sup., Paris.

DELTEIL (J.), 1962. --- Étude géologique de la région de Rabou et La Rochedes-Arnauds (massif du Dévoluy). Dipl. Ét. Sup., Paris.

GIGNOUX (M.), MORET (L.) et LORY (P.), 1932. --- Révision de la feuille de Gap au 80.000e. Bull. Serv. Carte Géol. Fr., XXXVI, no 187 (C. R. Collab. 1931).

GLANGEAUD (L.) et ALBISSIN (M. D'), 1958. -- Les phases tectoniques du NE du Dévoluy et leur influence structurologique. Bull. Soc. Géol. Fr., (6e sér.), t. VIII, p. 675.

GOGUEL (J.), 1948. - Recherches sur la tectonique des chaînes subalpines entre le Ventoux et le Vercors. Bull. Serv. Carte Géol. Fr., t. XLVI, 223, 46 p., 31 fig., 1 carte.

LORY (Ch.), 1860. - Description géologique du Dauphiné. Thèse, Paris, 747 p., 31 fig., 5 pl.

LORY (P.), 1895. - Sur les plis anciens du Dévoluy et des régions voisines. Bull. Soc. Géol. Fr., (3e sér.), t. XX111, p. CXI-CXLI et 843-844.

-, 1899. -- Feuilles de Die, Gap, Briançon, Vizille (pourtour du Dévoluy). Bull. Serv. Carte Géol. Fr., t. X, no 69 (C. R. Collab. 1898), p. 111-114.

MERCIER (.J.), 1958. -- Sur l'âge de la phase tectonique « antésénonienne » à l'W du Dévoluy (Drôme). Bull. Soc. Géol. Fr., (6e sér.), t. Vlll, p. 689-697

 

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Fig. 3. - Coupes géologiques E-W

replacées sur la carte des contours géologiques.

3, Hauterivien. - 4, Valanginien. - 5, Berriasien. -- 6, Tithonique. - 7, Kimméridgien.

- 8, Lusitanien. - 9, Oxfordien.

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