Le cadre géographique

La région à laquelle nous allons nous intéresser ici et qui fait partie du sillon molassique périalpin, comprend le Bas Dauphiné et l'Est lyonnais. Elle présente la forme d'un triangle limité par le rebord sud-ouest du Bugey, le cours du Rhône et la bordure nord-ouest du Vercors. Pour plus de renseignements sur le sillon molassique périalpin, consulter la page sur l'Avant-pays des Alpes françaises du site Geol-Alp de Maurice Gidon.

À l'intérieur de cette région, deux petits massifs, le plateau de Chambaran au sud et celui de la forêt de Bonnevaux au nord, font saillie au-dessus des plaines environnantes. Ces deux massifs sont séparés par la dépression de la Bièvre-Valloire, cependant que la basse vallée de l'Isère s'étend entre le plateau de Chambaran et le Vercors.

Ils sont constitués d'une ossature en molasse miocène, recouverte en grande partie par un placage d'un terrain original, la formation de Chambaran et de Bonnevaux-l'Amballan, que nous nommerons ci-dessous plus simplement "formation de Chambaran".

L'origine de ces reliefs - Chambaran, Bonnevaux et Bièvre-Valloire - pose quelques problèmes auxquels nous allons tenter d'apporter une réponse... personnelle. Décrivons d'abord la nature de la formation de Chambaran.

La formation de Chambaran

Les passages en italique proviennent des notices des cartes géologiques et d'autres documents en notre possession.

"Cette formation se compose de cailloutis polygéniques sans stratification visible, emballés dans une matrice argilo-limoneuse ou argilo-sableuse. Jusqu'à 10 à 15 m de profondeur, le cailloutis comprend essentiellement des quartzites et autres roches siliceuses très fortement altérées, jusqu'au coeur même des échantillons." Ceux-ci, sous l'action du marteau, se réduisent en une fine farine. Les galets sont de fort calibre (10 à 50 cm), bien arrondis.

"Plus profondément, la formation renferme également des roches cristallines et calcaires, elles aussi très altérées. Cette formation est transgressive sur la molasse miocène, dont elle se distingue aisément. Son épaisseur passe d'une trentaine de mètres à l'Est à une centaine à l'Ouest, où elle semble en continuité avec les conglomérats fluviatiles du pliocène supérieur."

Quelle peut être l'origine de ce terrain peu commun ?

La notice de la carte géologique au 1/50 000^e Grenoble dit à son sujet : "Cette formation, attribuée par certains auteurs à une nappe alluviale villafranchienne, peut aussi bien représenter, en totalité ou en partie, le niveau supérieur, altéré, des conglomérats miocène". Les auteurs s'accordent en général pour estimer que le dépôt des cailloutis de Chambaran s'est produit au Villafranchien inférieur.

Nous proposons une autre explication qui nous semble mieux rendre compte des particularités du relief des deux plateaux et de la Bièvre-Valloire. Mais, tout d'abord, un petit rappel de stratigraphie quaternaire s'impose.

Historique du Bas Dauphiné

Pour le tracer, remontons au Miocène (-23 à -8 Ma). A cette époque, le relief de la région était complètement différent de ce que nous pouvons observer de nos jours. Ni les massifs cristallins externes (Belledonne, Mont Blanc), ni le Vercors, ni la Chartreuse n'étaient encore sortis des profondeurs. La vallée du Rhône, de la Méditerranée jusqu'à Vienne (Autriche) était occupée par une mer, la mer miocène, dans laquelle se jetait une Paléo-Isère. Celle-ci, après avoir reçu le renfort d'une Paléo-Durance passant à l'emplacement de ce qui devait ultérieurement devenir le seuil Bayard, suivait sensiblement, dans son dernier tronçon le tracé de l'écoulement actuel. Cette Paléo-Isère remblaya la mer miocène de ses alluvions, qui devaient ultérieurement devenir la molasse miocène.

Au Messinien - dernier étage du Miocène - le niveau de la Méditerranée s'abaissa de près de 2000 mètres. Le Rhône éroda une partie des dépôts miocènes, creusant une vallée dans lequel il s'encaissa au fond d'un profond canyon.
Au Pliocène (-5 à -1,8 Ma), la remontée de la Méditerranée donna naissance à un long golfe, une ria, qui s'étendait jusqu'à Lyon, avant d'être remblayée à son tour par les alluvions.
Au Villafranchien, une vaste surface d'aplanissement s'étendait ici, héritée de l'épisode climatique chaud du Pliocène. En effet, après la période chaude du Paléocène (65-53 Ma), suivie d'un refroidissement dès la fin de l'Éocène, vers 40 Ma, le Pliocène a été marqué par un nouveau réchauffement jusque vers 3 Ma (qui devait être suivi, au Pliocène terminal, à partir de 2,6 Ma environ, par l'arrivée des premières glaciations).

Sous ces climats chauds, celui des zones arides, des savanes, où l'ablation chimique joue un rôle prépondérant, on observe souvent des formes originales, des glacis qui, lorsque leur surface est horizontale, prennent le nom de pédiplaines.

La surface d'aplanissement du Bas Dauphiné nous paraît être une pédiplaine, résultant de l'action de ces épisodes chauds du Pliocène.

Dans le Vercors tout proche, le massif des Coulmes présente d'ailleurs actuellement, selon Jean-Jacques Delannoy (Vercors, histoire du relief), un relief imputable également à ce type de climat, celui d'un karst à buttes (proche du karst à tourelles de la Rivière des Perles, mais en moins spectaculaire, il faut bien en convenir).

Un autre karst à tourelles bien connu, celui de la baie d'Along.

À défaut de photo du karst des Coulmes, on trouvera quelques vues de la forêt et de la surface d'aplanissement à la page sur Presles-Coulmes du site Geol-Alp de Maurice Gidon.

Dans le massif de la Chartreuse, on retrouve également cette surface d'aplanissement pliocène, expliquée à la page sur le relief de la Chartreuse toujours du site Geol-Alp de Maurice Gidon.

Il ne nous semble pas exclu que les buttes qui parsèment la forêt de Gènieux, au-dessus de la route du col de la Charmette, puissent avoir comme origine un semblable karst à buttes pliocène, remodelé sans doute ultérieurement par d'autres formes d'érosion. Plus loin encore vers le nord, cette surface d'aplanissement s'étend jusqu'au massif des Bornes, où elle apparaît près du Parmelan.

Un peu de tectonique

Les dimensions en plan du Bas Dauphiné étaient alors peu différentes de ce qu'elles sont actuellement. La région ne montre en effet pas de failles et les rares plissements se limitent à de modestes ondulations (anticlinal de S^t Lattier et synclinal de S^t Marcellin). Il n'en est pas de même verticalement, car tout le Bas Dauphiné a été, vers la fin du Pliocène, l'objet d'un soulèvement important. Dans sa partie ouest, le soulèvement ne nous semble pas avoir dépassé 200 mètres, comme en fait foi l'altitude actuelle du sommet des dépôts pliocènes marins, voisine, à cet endroit, de 200 mètres.

Pour la partie est, les terrains molassiques atteignent les altitudes de 700 mètres en bordure du plateau de Chambaran et de 800 à 1000 mètres dans la région de Voiron. Schématiquement, la surface d'aplanissement se présentait donc, après le soulèvement, sous la forme d'un plan incliné vers l'Ouest.

Plus à l'est encore, en Chartreuse, la surface d'aplanissement se situe à l'altitude de 1900 mètres aux Rochers de Chalves, mais cette valeur importante du soulèvement est due certainement au fonctionnement de la faille de Voreppe.

Les glaciations quaternaires

Nous voici parvenus à la frontière entre les ères tertiaire et quaternaire. On ne peut négliger le fait qu'à cette époque déjà - 1,8 millions d'années - plusieurs glaciations s'étaient déjà produites. Parmi les plus anciennes, l'une au moins, Biber ou Donau (ou, en utilisant les notations des stades isotopiques, un âge glaciaire très antérieur au stade 22), plus importante que le Riss, avait envoyé les glaciers du Rhône et de l'Isère loin de leur berceau de montagne, dans les plaines de piémont.

Sur la partie ouest du plateau de Chambaran, on trouve des lits de loess cimenté - témoin indiscutable de l'existence de glaciers - qui renferment une riche faune de mammifères (Villeret 1954) et qui suggèrent un âge de l'ordre de 2,2 millions d'années (Guérin 1980). Ailleurs sur le plateau, des séquences de sédiments que l'on estime antérieures à 1,6 millions d'années ont fourni des blocs striés - par conséquent non roulés dans un cours d'eau - inclus dans une matrice argileuse, observation qui montre bien qu'un glacier s'est avancé assez près de l'extrémité du Chambaran, mais qui ne permet toutefois pas d'en déterminer l'avancée maximum. On rapprochera ces dates de celle des dépôts que l'on vient de découvrir dans le Missouri central, qui indiquent que la calotte nord-américaine s'étendait, il y a 2,4 Ma, nettement plus au sud que lors des glaciations postérieures (La Recherche, mars 2005).

Une datation précise de cette glaciation alpine étant impossible, nous nous contenterons d'utiliser dans ce qui suit le terme « glaciation très ancienne ». Toute la région étudiée dans cette page était alors recouverte par la glace, les glaciers du Rhône et de l'Isère se rejoignant ici au maximum de cette glaciation pour y mourir en un gigantesque lobe.

Nous pensons toutefois que c'est le cas et que le glacier très ancien, a bien atteint le cours du Rhône, hypothèse basée, non sur l'existence de dépôts mais sur la morphologie de la Bièvre-Valloire. Ce point de vue - que nous demandons au lecteur d'admettre pour l'instant - sera explicité avec plus de détails un peu plus loin.

Notons cependant dès à présent que, si le glacier a atteint le cours du Rhône, il l'a fait en bout de course, sans avoir eu l'épaisseur nécessaire pour imprimer sa forme dans les terrains de la rive droite ainsi qu'il a fait plus au nord. On peut voir en effet sur la carte qui figure en tête de cette page que, face au débouché de la Bièvre-Valloire, cette rive droite ne porte pas l'empreinte du glacier, au contraire de ce que l'on peut observer plus près de Lyon. En effet, si l'on observe la portion de la rive droite du Rhône qui s'étend, au sud de Lyon, de Oullins à Grigny, on remarque l'existence, à l'ouest d'une zone encombrée de terrains morainiques rissiens, d'un chenal utilisé par les eaux que le glacier rhodanien repoussait contre la bordure du Massif Central. Ces eaux ont creusé un versant d'érosion dont la concavité, qui épousait celle du glacier, est particulièrement bien visible sur ladite carte.

Cette différence dans l'intensité de l'érosion due, selon nous, aux eaux qui contournaient le glacier nous paraît imputable au fait que la région de Oullins - Grigny se situe plus près du débouché des vallées alpines que celle de Saint-Rambert-d'Albon.

Chronologie du dépôt des cailloutis par rapport aux variations du climat et au soulèvement

Si la chronologie de chacun de ces événements est connue dans ses grandes lignes, bien des inconnues subsistent lorsqu'on essaye de les replacer les uns par rapport aux autres. En particulier :

• les cailloutis se sont-ils déposés avant ou après le soulèvement ?

• ont-ils été mis en place avant ou après l'arrivée des glaciations ?

A la première de ces deux questions, nous pensons pouvoir donner un début de réponse. Il nous semble que c'est durant le soulèvement que s'est déposée la partie supérieure des cailloutis, ainsi que le montrent les deux raisonnements suivants dont les conclusions convergent.

1. Basons-nous tout d'abord sur la pente des terrains du plateau de Chambaran.

   La pente de surface de la formation de Chambaran est voisine de 1 %. Cette valeur est bien supérieure aux pentes de sandurs que nous avons pu relever, tant au Spitzberg qu'en Islande et qui varient de 0,4 % à 0,6 %, soit en moyenne 0,5 %. On peut en déduire que, postérieurement au dépôt de la couche supérieure du cailloutis, s'est produit une inclinaison du sol de l'ordre de 1 - 0,5 = 0,5 %. En dessous de la formation de Chambaran, la surface de la molasse sur laquelle celle-ci repose, présente, elle, une pente moyenne de 1,2 %.

   On voit donc que la surface de la molasse présentait, au moment où le cailloutis a fini de se déposer, une pente de l'ordre de 1,2 - 0,5 = 0,7 %.

2. Le deuxième raisonnement utilise l'épaisseur de cette formation de Chambaran.

   Il est connu, on l'a vu plus haut, que celle-ci varie d'une trentaine de mètres à l'est à une centaine de mètres à l'ouest - à 35 km de distance - soit une variation de 0,2 %. Or, l'épaisseur d'un dépôt alluvial sur une surface horizontale diminue de l'amont vers l'aval. Pour que, au contraire, son épaisseur augmente de l'amont vers l'aval, il faut que la surface sur laquelle il se forme soit inclinée elle-même vers l'aval.

   Application ici : en admettant une pente de surface du sandur de 0,5 %, la prise en compte de la variation d'épaisseur du dépôt amène à la valeur de 0,5 + 0,2 = 0,7 % pour la pente de la surface sur laquelle il s'est formé. On retrouve donc la même valeur de 0,7 % que celle calculée ci-dessus.

En conclusion et sans prendre au pied de la lettre - ou plutôt du chiffre - les résultats qui précèdent, le raisonnement permet de penser que le lobe glaciaire s'est avancé sur un massif de molasse miocène en cours de soulèvement, préfiguration des plateaux de Chambaran et de Bonnevaux, mais présentant une pente sensiblement moitié de leurs pentes actuelles.

Il est plus difficile d'apporter une réponse à la deuxième question : les cailloutis ont-ils été mis en place avant ou après l'arrivée des glaciations ? Si l'on compare toutefois la date retenue en général pour la première des glaciations, le Biber (3 à 2,6 Ma) à celle du soulèvement (fin du Pliocène, soit 1,8 Ma), on voit qu'il n'est pas exclu que des dépôts contemporains de ce soulèvement puissent être d'origine glaciaire et non pas alluviale.

Nous venons de voir que le lobe du glacier très ancien avait sans doute atteint le Rhône. Ultérieurement, lors du retrait des glaciers, un sandur, analogue à ceux que l'on peut voir de nos jours en Islande, a pris naissance à l'avant du lobe, gagnant vers l'amont au fur et à mesure du recul du celui-ci. Même dans l'hypothèse où le soulèvement avait déjà commencé, le niveau de la glace était suffisant, à cette distance du front glaciaire, pour permettre au sandur de recouvrir des reliefs dont l'altitude était inférieure à celle du plateau de Chambaran d'aujourd'hui. Par ailleurs, on peut penser que des dépôts alluviaux antérieurs à l'arrivée du glacier auraient été balayés par celui-ci.

Il nous semble donc possible d'admettre que la formation du Chambaran et du Bonnevaux-l'Amballan soit formée des cailloutis du sandur, altérés ultérieurement par les agents atmosphériques au cours des millénaires qui suivirent.

La forêt de Bonnevaux au Riss

Le terrain de manoeuvres et la forêt de Chambaran au Riss

La carte montre également que le glacier rissien n'a pas pris pied sur le terrain de manoeuvres, excepté dans sa partie est, à 505 m d'altitude, au lieu-dit les Étangs. Mais il faut toutefois convenir que l'on est ici à la limite de précision de la méthode, tributaire en particulier de l'altitude du vallum frontal, dont la valeur exacte est inconnue.

Pas plus que sur le plateau de Bonnevaux, on ne rencontre de dépôts glaciaires ou de blocs erratiques sur celui de Chambaran, qui ne semble donc pas avoir été recouvert par les glaces rissiennes. Signalons que, de l'autre côté de la vallée de la Bièvre, la colline de Champet, qui domine la Côte Saint André présente de nombreux blocs erratiques, ce qui ne sait étonner, puisque nous la situons sous la moraine médiane Rhône-Isère.

L'est lyonnais

Dans les plaines de l'Est lyonnais, le lobe du glacier très ancien s'étalait, nous l'avons dit, jusqu'à la rive droite du Rhône. Ici, les modifications d'altitude ultérieures ont été beaucoup moins importantes qu'en Bas Dauphiné. Quant à la rive droite, contrefort du Massif Central, son altitude a peu varié.

Rive droite du fleuve, sur les collines qui s'étendent d'Oullins jusqu'en face de Vienne, se trouvent, à des altitudes de l'ordre de 300 voire 400 m, quelques lambeaux de la formation de Chambaran. Ils sont séparés des plateaux de Chambaran proprement dit et de Bonnevaux par le cours du Rhône, ce qui nous amène à penser qu'il s'agit de terrasses construites à partir des matériaux du sandur de la rive gauche, repris par le fleuve puis déposés par les crues sur cette rive droite.