texte de ma conférence sur les bassins flexuraux vus au cours de nos sorties.
Les bassins d’avant-pays ou flexuraux en PACA.
Un bassin flexural ou d’avant-pays ou molassique se trouve à l’avant et /ou à l’arrière d’une chaîne de montagnes qui, par son poids, déforme son avant-pays en une dépression où s’accumulent les sédiments issus du démantèlement, de l’érosion de la chaîne. Ph1-2
Comment se forment-ils plus précisément ?
La terre est constituée de plaques lithosphériques mobiles les unes par rapport aux autres.ph3 Les unes s’écartent, d’autres se rapprochent, d’autres enfin, s’affrontent à la vitesse de quelques cm par an. Ph4 Voici un schéma récapitulatif. ph 5.
L’âge des fonds océaniques confirmé par les inversions magnétiques, révèle leur déplacement progressif depuis les dorsales océaniques jusqu’aux fosses où la lithosphère océanique disparait ayant pour conséquence la fermeture de l’océan. ph6-7. Les deux lithosphères continentales entrent alors en collision. Mais ayant la même densité, la subduction va vite se bloquer avant de reprendre un peu plus avant.
Le résultat est un empilement de segments de croûte continentale, responsable du raccourcissement et de l’épaississement crustal dans le prisme orogénique ainsi formé. Ph8. Ce fort épaississement est à l’origine d’une forte surcharge qui affecte la lithosphère plongeante, laquelle plie et se flexure. Cette déformation forme un bassin d’avant-pays ou flexural ou molassique où vont s’accumuler les produits de la chaîne en formation. Ph9. La collision se poursuivant, les sédiments des bassins flexuraux sont soulevés par des failles aveugles, puis par des failles inverses, sont déformés et incorporés en partie à la chaîne en formation. ph10. Un nouveau bassin va alors se former à l’avant du front de collision.
La progression d’Est en Ouest de la chaîne alpine se suit par l’âge des dépôts synsédimentaires successifs qui se déposent dans ces bassins flexuraux de plus en plus externes. ph11.
Voici une coupe du prisme orogénique alpin aujourd’hui.
Il y a en réalité 3 prismes emboîtés : ph12-13-14.
– Un prisme océanique incorporé à la chaîne, suite à la subduction de la lithosphère océanique. Le FH (flysch à helminthoïdes) s’est formé dans ce qu’il restait de l’océan alpin Cs éoc inf.
– Un prisme crustal limité à l’Ouest par le FP (front pennique). Les premiers bassins flexuraux eoc-oligo puis oligomio se remplissent. La transgression migrant d’E en W.
– Un prisme lithosphérique avec à l’Ouest les bassins flexuraux actuels mioplio (Grésivaudan, Valensole).
La photo 15 montre par satellite les Alpes et les bassins flexuraux actuels. Sur le terrain, dans des paysages superbes, on peut voir des lambeaux de la lithosphère océanique constituée d’éléments de la croûte et d’éléments du manteau : ce sont des roches vertes encore appelées ophiolites ainsi que les sédiments qui se sont déposés sur cette lithosphère : les schistes lustrés par exemple. ph16-17 (la série s’est renversée lors des plissements ph17).
Alors que la subduction est presque terminée, les derniers sédiments qui se déposent sont les flyschs – ici le FH ph18 – qui, avec la collision, vont être repoussés, vont passer sur le deuxième prisme, ZB, il en reste des témoins malgré l’érosion ph18, et se retrouver sur le 3 ième prisme ZD, vers l’extérieur de la chaîne : c’est la nappe des flyschs. Ph19-20. (ZB = zone briançonnaise, ZD = zone dauphinoise).
La collision induisant la flexure de la plaque plongeante et donc la subsidence du bassin flexural, se manifeste par la transgression nummulitique.
Les dépôts associés à la transgression nummulitique se mettent en place dans le temps et dans l’espace suivant la séquence – calcaires nummulitiques – marnes bleues- grès d’Annot. ph21-22. Cette sédimentation présente un diachronisme latéral d’Est en Ouest dont on peut mesurer la vitesse moyenne. Les premiers dépôts datent du bartonien vers l’Italie et du priabonien supérieur à Barrème (fin éocène), ce qui correspond à une vitesse de transgression de l’ordre de 2 à 5 cm/an.
Même vitesse pour les schistes à blocs qui témoignent de la mise en place des nappes de flyschs : priabonien vers l’Italie au chattien vers l’exterieur (oligo). ph23. L’érosion n’en a laissé qu’une partie.
Voici les bassins flexuraux de Provence classés en fonction de l’âge de leur remplissage de plus en plus récent vers l’Ouest. ph24. Les calcaires nummulitiques traduisent le début de la transgression – ph25-, les marnes bleues, l’approfondissement du bassin et les grés d’Annot son remplissage par des turbidites (coulées sableuses) décrites par Bouma en 1962.
Voici quelques photos de séquences de Bouma prises dans le synclinal de Peira Cava. Ph26-27-28-29-30. Et dans le vallon du Fournel où les grès sont chevauchés par les nappes briançonnaises et incorporés à la chaîne alpine. Ph31-32.
Les apports qui comblent ces différents bassins par l’intermédiaire de grands deltas progradants, proviennent des massifs émergés situés au sud : Maures, Corse, Sardaigne. Ph33-34
La suite des événements qui ont suivi la transgression nummulitique et le remplissage des bassins est bien enregistrée dans le bassin de Barrème. D’un axe N-S, son flanc Ouest se présente sous la forme d’un monoclinal. Ph35 avec une discordance entre les marnes aptiennes et les calcaires nummulitiques. Ph 36.
Pendage N/S, 30°E pour l’aptien et pendage N/S, 40° à 45°E pour les calcaires nummulitiques priaboniens (éocène) 37à 34MA.
Donc dépôt des calcaires sur une surface érodée. C’est un calcaire argilosableux, de couleur rousse ; il renferme de nombreuses nummulites, des lamellibranches, quelques polypiers, des débris de coquilles et ici un terrier : c’est la première étape de la transgression dans le bassin de Barrême qui commence juste à s’approfondir ph37. Puis les marnes bleues calcaires et sableuses se déposent pendant tout le rupélien. Elles caractérisent la transgression qui commence dès le priabonien et s’amplifie au rupélien dans le bassin flexural. ph 38-39.
Les grès de ville, calcaires, riches en paillettes de micas blancs, débris de coquilles et de végétaux marquent des épisodes de début de régression, de fluctuation de la ligne de rivage. Les minéraux lourds étudiés proviennent des Maures-Estérel et des volcans de St Antonin ph 40. les turbidites et les conglomérats de clumanc qui correspondent aux grès d’Annot : A la base de ces conglomérats les galets sont calcaires, la matrice est un grès grossier. Au-dessus, les conglomérats se chargent en galets exotiques (basaltes, serpentinites, radiolarites, andésites, gabbros). Ph 41-42.
Dans les grès associés, on peut voir des séquences de turbidites de type AC (grès grossiers et convolutes) avec à la base des cannelures provoquées par des objets traînés et des flutes cast (figures de courant). Les mesures du sens du courant indiquent des apports provenant de l’Est, en accord avec les galets exotiques qui viennent des Alpes internes et de St Antonin (andésites). Ph 43-44.
Donc, le bassin continue de se remplir, les faciès sont devenus fluviatiles. Le sens des apports est différent, les Alpes internes fournissent les matériaux détritriques ; elles se sont soulevées. Il y a régression. Le paysage devait être une plaine alluviale avec des chenaux fluviatiles Une vue vers l’Est, montre la discordance entre les conglomérats et les marnes bleues au niveau du château de Clumanc. Ph 45
Sur la route qui conduit à Clumanc, on peut voir le pendage vers l’Ouest des conglomérats. Ph46 La vue de la butte vers le nord montre cette fois un pendage vertical pour les conglomérats. Ph 47-48.
On peut donc reconnaître une sédimentation en éventail. Il s’agit d’un pli qui progresse de l’Est vers l’Ouest, d’un pli synsédimentaire qui a commencé avant le dépôt des conglomérats (discordance) et a continué ensuite. Ph48a.
Le bassin flexural commence à être soulevé sur son flanc Est.
Puis le bassin flexural est incorporé à la chaîne avec dépôt des molasses rouges datées du chattien (oligocène sup) et constituées de sables grossiers rouges plus ou moins consolidés et de chenaux dont les galets sont des calcaires locaux mais aussi des galets provenant du remaniement des conglomérats de Clumanc en particulier ph38- 49-50.
Donc environnement fluviatile avec chenaux et plaine d’inondation, les molasses rouges marquent l’émersion du bassin de Barrême.
On voit ensuite les molasses grises puis vertes : Cet affleurement, par exemple, commence par un dépôt de poudingues puis une alternance de grès, calcaires, marnes sableuses grises à micas blancs et grains de quartz. Ces strates contiennent des fossiles caractérisant un milieu continental ph 38-51-52-53.
La molasse verte datée de l’aquitanien (23 à 20,5MA- miocène) fait suite à cette molasse grise. La couleur est due à des grains de serpentinites et des pyroxènes de roches basaltiques. Ce sont des apports continentaux venus du nord-est. Ph38- 54. Le bassin est incorporé à la chaîne, soulevé, il n’y a plus que des dépôts continentaux qui proviennent des Alpes internes. Plus au sud, à Senez, non loin du village, une barre de grès grossiers à débris de fossiles, s’est éboulée en partie et présente un danger pour les habitants. On peut y voir des stratifications obliques bien marquées qui indiquent une progradation de la barre vers le nord. En s’approchant, de nombreuses rides de vagues sont visibles. La mer est peu profonde. Ph 55-56-57.
En résumé, les apports détritiques qui ont rempli le bassin flexural pendant la transgression de la fin éocène sont venus d’abord du Sud (Maures, Estérel, Corse, Sardaigne), puis lorsque la chaîne alpine interne a commencé à se soulever, à chevaucher vers l’Ouest, ils sont venus de l’Est (St Antonin) et du Nord. ph 58.
Les poudingues de Clumanc sont l’illustration de la vidange qui s’effectue alors vers le Sud alors que la mer se trouve à Senez (les conglomérats de Clumanc et les grès de Senez ont le même âge). Il y a modification du bassin suite aux compressions qui donnent les plis synsédimentaires côté Est
Le résultat en est l émersion du synclinal qui est incorporé à la chaîne alpine ; les Alpes continuant de se soulever, le synclinal aussi ; d’où les dépôts continentaux de molasse rouge, grise, verte. Transporté au dessus de la nappe de Digne, il est peu déformé. ph 59.
Le moteur possible de cette incorporation du bassin flexural à la chaîne en formation serait le poinçonnement de la plaque européenne par la plaque apulienne. A l’oligocène inf, la plaque Apulie change de direction de convergence contre la plaque europe (de E en W, au lieu de N au S). ph 60
La plaque plongeante se casse, une tomographie montre un corps froid qui se retrouve isolé dans le manteau plus chaud. Ph 61-62. Le rebond isostatique, engendré, permet la mise en place du corps d’Ivrée qui agit comme un poinçon vertical contre les Alpes internes qui sont soulevées. Ph 63
Le volcanisme andésitique (st antonin) est engendré par les mouvements du manteau consécutif au retrait du slab apennin.
Une étude très récente a montré qu’il n’y a pas eu rupture de la plaque plongeante (slab) avec des images mieux définies. Il n’en reste pas moins qu’il y a poinçonnement de la plaque européenne par la plaque apulienne avec une surrection rapide (2 à 3 mm/an à l’oligocène inf au lieu de 0,4mm/an de vitesse moyenne de surrection).
Voici maintenant quelques photos d’autres bassins flexuraux de Provence :
Peira Cava avec ses grès d’Annot, succession de turbidites et de chenaux sur environ 1000m d’épaisseur. ph64.
Clue du Pérouré. Au niveau de la clue affleurent des bancs redressés de conglomérats oligocènes à galets locaux qui alternent avec des marnes gréseuses, résultat d’une érosion locale. On peut y voir en coupe, un chenal qui coulait d’est en ouest sur une surface d’érosion.
Les couches suivantes remplissent le bassin en onlap, alternance de grès et de marnes. On peut y trouver des graviers de silex mais aussi de radiolarites alpines.
La source est plus lointaine et provient des Alpes en surrection.
Du vieux village d’Esclangon, la vue sur le vélodrome montre l’incorporation du bassin flexural à la chaîne alpine lors de la mise en place de la nappe de Digne à la fin du miocène. ph 65 à 71.
Au nord de la Motte du Caire, la molasse rouge oligocène repose sur les terres noires du JS, avec, là aussi, des bancs gréseux et des marnes, correspondant à des cours d’eau et leur plaine d’inondation. Parmi les galets on trouve des radiolarites et des protogines, roches alpines. Poussée vers le SW par la nappe de Digne, cette zone se débite en écailles qui se chevauchent participant ainsi à l’épaississement crustal qui caractérise une chaîne de montagnes. ph72 à 75.
Esparron-la-bâtie molasse rouge oligocène, ici aussi, plissée et chevauchée par la nappe de Digne qui a laissé en avant une klippe de JS dans un paysage de carte postale. Ph 76-77-78.
Les tracés des cours d’eau issus de ces 3 bassins pourraient-ils être à l’origine du cours d’une paléodurance oligocène ? ph79 (hypothèse lue dans pdf Y.Bour : les bassins molassiques oligocènes périalpins de la région de Digne).
Synclinal de Montmaur (près de Veynes). Le cœur du synclinal est occupé par les molasses rouges et vertes à chenaux conglomératiques contenant de nombreux galets alpins dans un paysage entièrement calcaire. Ph80-81-82.
Le bassin flexural actuel, en Provence, est le bassin de Valensole qui commence à être incorporé à la chaîne alpine comme on peut le voir à Trévans (conglomérats miopliocènes renversés et chevauchés par la nappe de Digne). Ph 83-