Le glissement de Hautecombe

Le couplage des données bathymétriques et sismiques a permis de préciser l'origine et le type de dépôts associés à la HDU (voir section 5.2). L'analyse de cette unité a permis de l'associer à un mouvement de masse complexe de grande amplitude: le glissement de Hautecombe (Fig. 12). Celui-ci est situé sous 10 à 15 m de sédiment holocène. Il a une longueur maximale de 8 km pour une largeur maximale de 1,8 km, ce qui lui donne une superficie totale d'environ 10 km2. Son épaisseur est très

variable, allant de quelques dm à > 15 m. Son épaisseur maximale est inconnue en raison des limites de pénétration du signal acoustique.

Figure 12. Localisation du dépôt associé au glissement de Hautecombe et des trois principaux types de mouvement de masse qui le compose : dépôt de glissement (ligne blanche), dépôt de coulée de masse (ligne noire) et mégaturbidite (ligne orange). À noter, le lobe de la partie distale sud-est du glissement de Hautecombe dans le centre du bassin (flèches noires) et la faille listrique majeure le long de la pente nord-est (flèche rouge). L'extrémité nord du glissement de Hautecombe est située dans les sédiments riches en gaz, ce qui empêche de connaître son extension vers le nord.

Le glissement de Hautecombe est composé de trois principaux faciès acoustiques (Fig. 13). Il s'agit de faciès interprétés comme étant des dépôts de glissement, de coulée de masse et de mégaturbidite (le terme glissement de Hautecombe fait ici référence à l'ensemble de ces trois types de dépôt).

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- Glissement de Hautecombe 9400 an s cal BP

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Figure 13. Faciès acoustiques du glissement de Hautecombe: plissements associés au faciès de glissement de l'extrémité nord (a); faciès chaotiques de coulée de masse avec parties distales en bourrelet vers l'est (b), en paraboles et en fuseau vers le sud (c) et en large fuseau au pied de la pente ouest (d); faciès transparent associé à la mégaturbidite causée par le glissement de Hautecombe (c et d).

La partie nord du glissement de Hautecombe se caractérise par un faciès acoustique composé de réflexions parallèles fortement plissées (Fig. 13a). Ce faciès acoustique reflète les caractéristiques associées aux dépôts de glissements (e.g., Mulder & Cochonat, 1996). Ce faciès est situé sur la pente nord et nord-ouest du lac, ce qui correspond au paléo delta-fan du Rhône. Ces plissements sont également visibles dans la bathymétrie, près de la pente nord-ouest du lac (Fig. 12, 14a et 15). À l'extrémité nord, une cicatrice pourrait indiquer un escarpement sommital associé au glissement de Hautecombe (Fig. 14a). Cette cicatrice est liée à une ondulation des sédiments vers le bas de la pente et rappelle les caractéristiques morphologiques d'un glissement translationnel (e.g., Vames, 1978). Une faille listrique majeure d'orientation nord-sud peut également être observée dans les profils sismiques et dans la bathymétrie le long de la pente nord-ouest (Fig. 12). Cette faille et le faciès sismique de ce secteur suggère un basculement rotationnel des sédiments en direction est. La portion nord du glissement de Hautecombe est donc interprétée comme étant associée à un glissement rotationnel et translationnel des sédiments du paléo delta-fan du Rhône.

Vers le bassin profond, le faciès plissé de l'extrémité nord du glissement de Hautecombe devient graduellement chaotique. Dans l'ensemble de la partie nord du bassin profond, le faciès acoustique du glissement de Hautecombe se caractérise par un faciès chaotique d'intensité décroissante à partir du sommet (Fig. 13b, c et d). La surface de ce dépôt est irrégulière et surmontée de plusieurs atténuations acoustiques (voir section 5.4.2). Sa partie distale sud se termine par une série de paraboles se prolongeant en fuseau (Fig. 13c). Ces paraboles suggèrent la présence de rides de compression associées aux parties distales des coulées subaquatiques (e.g., Prior et al., 1984). Dans la bathymétrie, un lobe est clairement visible à l'emplacement de ces paraboles et indique un apport sédimentaire en provenance du nord (Fig. 11 et 14).

La partie distale est du glissement de Hautecombe se caractérise par un bourrelet se prolongeant lui aussi en fuseau vers l'est (Fig. 13b). Ce faciès indique donc un apport sédimentaire en provenance de l'ouest. Le glissement de Hautecombe serait donc lié

non seulement à un remaniement gravitaire au niveau du paléo delta-fan du Rhône, mais également au niveau de la pente ouest. En effet, la base de la pente ouest du bassin se caractérise par un large dépôt de coulée de masse bien visible dans la bathymétrie (Fig. 12 et 15) et dans les profils sismiques (Fig. 13d). Le faciès acoustique de ce dépôt se caractérise par une forme générale en fuseau, une surface très irrégulière et une partie distale se terminant en bourrelet. Son faciès chaotique d'amplitude variée comporte les caractéristiques des coulées de masse des lacs de vallées glaciaires des régions péri-alpines (e.g., Schnellman et al., 2005; 2006; Strasser & Anselmetti, 2008). Cette coulée de masse est interprétée comme le résultat d'un glissement ayant affectée la pente nord-ouest du lac.

Le quatrième faciès acoustique associé au glissement de Hautecombe s'observe dans le centre du bassin profond (Fig. 13c et d). Il s'agit d'un dépôt transparent drapant la morphologie du centre du bassin. Ce dépôt en forme de lentille est interprété comme une mégaturbidite associée à l'effet de seiche provoqué par le glissement de Hautecombe (e.g., van Rensbergen et al., 1999).

Le glissement de Hautecombe est donc un événement gravitaire majeur associé à deux glissements apparemment synchrones et ayant affecté le paléo delta-fan du Rhône ainsi que la pente nord-ouest du lac du Bourget. Ces deux glissements auraient évolué en coulée de masse en direction du sud (depuis le paléo delta-fan du Rhône) et de l'est (depuis la pente nord-ouest du lac) pour se déposer dans le bassin central. D'autres glissements synchrones au glissement de Hautecombe ont également été identifiés le long de la pente est du lac (voir section 5.4.6). Ces glissements deviennent coalescents au glissement de Hautecombe et semblent avoir contribué à une partie des apports sédimentaires dans le bassin central. Cet important remaniement gravitaire aurait été la cause d'un effet de seiche d'où la présence de la mégaturbidite dans la partie la plus profonde du bassin. Les études de Debret et al. (2010) ont permis de dater la HDU à 9400 ans cal. BP et donc l'âge du glissement de Hautecombe.

5.4.2 Le secteur nord

À l'extrémité nord du lac, un large chenal d'érosion peut être observé dans la baie de Conjux (Fig. 14a). Ce chenal d'érosion en forme de « Y » se poursuit sur la plate- forme littorale en deux chenaux liés à l'embouchure de deux ruisseaux. Toutefois, la faible ampleur de ces ruisseaux les rend peu susceptibles d'avoir entraîné la formation de ce chenal d'érosion bien développé. La majeure partie de ce dernier est situé dans des sédiments riches en gaz. Toutefois, la pénétration du signal acoustique en surface des sédiments indique une sédimentation conforme avec la topographie du chenal et indique que celui-ci n'est plus actif (Fig. 14b). En raison de sa position géographique, ce chenal pourrait donc représenter un chenal associé au paléo delta- fan du Rhône, aujourd'hui recouvert par le drapé holocène.

Toujours dans la baie de Conjux, une série de structures d'échappement de fluide (pockmarks) a été identifiée. Ces structures s'observent préférentiellement près des isobathes de 85 et de 70 m. Elles seraient le résultat de l'échappement de fluide et/ou de gaz à travers la couche de sédiments holocènes imperméables en raison de la présence de cicatrices et de petites perturbations associées à un glissement en cours (Chapron et al., 2004; Ledoux et al., 2010). Dans les profils sismiques, plusieurs structures ovales montrant une série de paraboles de faible amplitude peuvent être observées (Fig. 13a). Ces atténuations acoustiques (acoustic wipe-out; Sager et al., 2003) seraient le résultat de l'atténuation du signal en raison de la dispersion des ondes sonores par des bulles de gaz et/ou par la présence d'une grande quantité d'eau dans les sédiments (e.g., Behrens, 1988; Anderson et Bryant, 1990). Ces structures sont donc interprétées comme représentant la migration de fluide (gaz et/ou eau) à travers les sédiments sans expulsion du fluide (e.g., Chapron et al., 2004; Moemaut et al., 2009). Elle pourrait donc représenter la phase initiale de la formation des structures d'échappement de fluide observable dans la bathymétrie.

Une surface chaotique corrélée à une faille dans sa partie sommitale est également observable dans ce secteur. Cette structure est interprétée comme un glissement. Ce

glissement, qui s'observe sur une superficie de 0,13 km , est situé dans des sédiments riches en gaz, ce qui empêche de lui attribuer un âge exact (Fig. 14b). Toutefois les trois premiers mètres de sédiments étant absent de gaz, l'âge de ce dépôt de mouvement de masse est donc > 1616 cal. BP (âge du dépôt de crue C; Chapron et al., 2005). Un autre petit dépôt de mouvement de masse peut également être observé dans ce secteur. Puisque ce dernier est situé dans les sédiments riches en gaz, un âge exact ne peut lui être attribué.

A 1000 Chenal cf érosion 100 m B: AD9661100 C:1616±100cal. BP Jo.140 Figure 14. Bathymétrie multifaisceaux de l'extrémité nord du lac du Bourget montrant un chenal d'érosion, des structures d'échappement de fluide (pockmarks), deux dépôts de mouvement de masse et des plissements associés au glissement de Hautecombe (a). Profil sismique montrant le faciès acoustique du chenal d'érosion et la présence de gaz dans les sédiments (b).