Séquence des événements des mouvements de masse tardi-quaternaires dans le Lac du Bourget, Nord-Ouest des Alpes françaises

SEQUENCE DES EVENEMENTS DES MOUVEMENTS

DE MASSE TARDI-QUATERNAIRES DANS LE LAC DU

BOURGET, NORD-OUEST DES ALPES FRANÇAISES

Mémoire présenté

à la Faculté des études supérieures de l'Université Laval dans le cadre du programme de maîtrise en Sciences géographiques pour l'obtention du grade de maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)

DEPARTEMENT DE GEOGRAPHIE

FACULTÉ DE FORESTERIE, DE GÉOGRAPHIE ET DE GÉOMATIQUE UNIVERSITÉ LAVAL

QUÉBEC

2010

Des levés géophysiques réalisés au lac du Bourget (nord-ouest des Alpes françaises) à l'aide d'un échosondeur multifaisceaux et d'un profileur acoustique de sous-surface ont permis d'obtenir un modelé à haute résolution du plancher lacustre. L'organisation de la couche superficielle du remplissage sédimentaire a également pu être précisée. Plusieurs mouvements de masse ont été identifiés et décrits. Des réflexions datées lors de précédentes études ont été utilisées afin de réaliser la première séquence des événements de mouvements de masse du lac du Bourget. Le déclenchement des mouvements de masse identifiés peut être lié à des facteurs géologiques, environnementaux et humains. Quatre séismes semblent à l'origine du déclenchement de mouvements de masse vers 9400 ans cal. BP, à la transition Holocène inférieur/Holocène moyen, vers 4500 ans cal. BP et en 1822 AD. La forme du lac et sa dynamique sédimentaire ont toutefois prédisposé le déclenchement de mouvements de masse. L'implantation d'infrastructures humaines a également influencé le déclenchement de mouvements de masse récents.

Abstract

Geophysical surveys using a multibeam echosounder and a sub-bottom profiler were undertaken in Lake Le Bourget (Northwestern French Alps). The high-resolution morphology of the lake floor is presented and the organization of the superficial sedimentary infill is specified. Numerous mass movements were identified and described. Seismic stratigraphie horizons dated in previous studies were used to reconstruct the first event stratigraphy of mass movements in Lake Le Bourget. The identified mass movements can be linked to geological, environmental and human trigger mechanisms. Four basin-wide and synchronous mass movement events are interpreted as the fingerprint of earthquakes that occurred at ~9400 cal. yr. B.P., at the early to mid-Holocene transition, -4500 cal. yr. B.P. and 1822 AD. However, the lake was predisposed to mass movements triggering due to its morphology and sedimentary dynamics. The building up of human facilities can also be associated with recent mass movements.

Avant-Propos

La réalisation de ce mémoire a été rendu possible grâce au soutient financier du Conseil de recherches en sciences naturelles et en génie du Canada (CRSNG) ainsi que de l'Agence Nationale de la Recherche (ANR, France) par l'intermédiaire du programme PYGMALION (Paléohydrology and human-climate-environment interactions in the Alps).

Je tiens sincèrement à remercier mes directeurs Patrick Lajeunesse et Emmanuel Chapron pour leurs conseils éclairés, leur grande aptitude à transmettre leur connaissance et leur passion, mais aussi pour les nombreuses opportunités qu'ils m'ont fait vivre durant ma maîtrise. Je tiens aussi à remercier Guillaume St-Onge, membre de mon comité de direction, pour ses conseils et son encadrement de qualité.

Je remercie Jean-Guy Nistad du Centre interdisciplinaire de développement en cartographie des océans (CIDCO) pour son aide sur le terrain, sa compétence et ses explications de haute qualité sur l'acquisition des données multifaisceaux; Maude Audet-Morin de l'Université Laval et Hervé Guyard de l'Université du Québec à Rimouski pour leur aide sur le terrain; Fabien Arnaud, Emmanuel Malet et Bernard Fanget du Laboratoire des Environnements Dynamiques et Territoire de Montagnes (EDYTEM) de l'Université de Savoie pour leur aide et leur assistance technique durant les travaux de terrain; et Gérard Paolini de la Communauté d'Agglomération du Lac du Bourget (CALB) pour son soutien matériel.

Je tiens aussi à souligner l'aide que Geneviève Philibert et Bryan Sinkunas du Département de géographie de l'Université Laval, Geneviève Cauchon-Voyer du Laboratoire d'études sur les risques naturels de l'Université Laval et Eduardo Infante de Caris m'ont apportée au cours de ma maîtrise.

Finalement, je remercie ma famille, mes amis et surtout Anne-Sophie Bergeron pour leur appui et leur encouragement tout au long de la réalisation de ma maîtrise.

Table des matières

Résumé i Abstract ii Avant-Propos iii Table des matières iv Liste des figures vi

1. Introduction 1 2. Secteur d'étude 3 2.1 Géologie 5 3.0 Travaux antérieurs 7 3.1 La déglaciation 7 3.2 Le Tardiglaciaire 9 3.3 L'Holocène 11

3.3.1 Variations hydrologiques rhodaniennes 11 3.3.2 Fluctuations de niveaux lacustres du lac du Bourget 13

3.3.3 Mouvements de masse holocènes du lac du Bourget 15

4. Méthodologie 15 4.1 Échosondeur multifaisceaux 15

4.2 Échosondeur mono-faisceau 17 4.3 Chronologie des mouvements de masse 18

5. Résultats 21 5.1 Bathymétrie 21 5.2 Sismo-stratigraphie 23

5.3 Mouvements de masse 26 5.3.1 Terminologie 26 5.4 Mouvements de masse du lac du Bourget 28

5.4.1 Le glissement de Hautecombe 28 5.4.2 Le secteur nord 33 5.4.2 Le secteur nord-ouest 35 5.4.3 Le secteur sud-ouest 37 5.4.4 Le secteur sud-est 40 5.4.5 Le delta du Sierroz 43 5.4.6 Le secteur est 45 5.4.7 Le secteur nord-est 49 6. Discussion 52 6.1 Les mouvements de masse tardiglaciaires du lac du Bourget 53

6.2 Les mouvements de masse holocènes inférieurs du lac du Bourget 56 6.3 Les mouvements de masse de la transition Holocène inférieur/Holocène moyen

du lac du Bourget 59 6.4 Les mouvements de masse holocènes moyens du lac du Bourget 62

6.5 Les mouvements de masse holocènes supérieurs du lac du Bourget 65

6.5 Les mouvements de masse récents du lac du Bourget 67

7. Conclusion 69 Références 71 Annexe A: Multibeam Bathymetry Investigations of Mass movements in Lake Le

1.1 Regional Setting 78 1.2 Previous Work 80 2. Data and Methods 81

3 Results 82 3.1 Bathymetry 82

3.2 Lacustrine Sediment Disturbances 83 3.2.1 Mass-Wasting Deposits 83 3.2.2 Debris Flow Deposits 83 3.2.3 Erosion Channels and Canyons 86

3.2.4 Collapse Craters 86

4. Discussion 87 5. Conclusion 89 References 90 Annexe B : Profil sismique composite nord-sud du lac du Bourget 92

Annexe C: Sites de carottage suggérés 93 Annexe D: Carte des pentes du lac du Bourget 94

Liste des figures

Figure 1. Carte de localisation du lac du Bourget indiquant l'emplacement des

principales failles, cours d'eau de la région et des villes et villages riverains 4 Figure 2. Géologie simplifiée de la région d'étude (modifié d'après Schmid et al.,

2004) 6 Figure 3. Interprétation d'une coupe sismo-stratigraphique montrant les cinq

principaux faciès identifiés : (1) dépôts associés à des courant de fonte sous ou pro glaciaires, (2) unité glacio-lacustre s'étant accumulée dans un lac pro- ou sous-glaciaire, (3) deltas-fans alimentés par des eaux de fonte glaciaire dans un lac pro-glaciaire, (4) deltas-fans alimentés par des cônes alluviaux dans un immense lac glaciaire, (5) drapé lacustre authigène déposé dans un lac

post-glaciaire (tiré de van Rensbergen et al., 1999) 8 Figure 4. Emplacement du Grand lac du Bourget suite au retrait glaciaire (altitude de

280 m) et du lac du Bourget actuel (altitude de 231,5 m) 10 Figure 5. Fluctuations du niveau lacustre du lac du Bourget au cours 4000 dernières

années (tiré de Magny et Richard, 1985) 14 Figure 6. Carte de localisation des lignes de levés multifaisceaux 17

Figure 7. Carte de localisation des profils de sous-surface de a) 12 kHz et de b) 200 kHz; localisation des carottes longues : LDB00-1 et LDB01-2 (Chapron et al.,

2005), LDB01-1 (Arnaud et al., 2005) LDB04 (Debret et al., 2010) 18 Figure 8. Profils sismiques du bassin profond du lac du Bourget montrant les niveaux

de crues datés par Chapron et al. (2005; b, tiré de Chapron et al., 2005) et

identifiés dans la présente étude ainsi que le sommet de la HDU datée par Debret

et al. (2010; b). Voir figure 7a pour localisation de la figure 8b 20 Figure 9. Bathymétrie multifaisceaux du lac du Bourget et localisation des éléments

mentionnés dans le texte 22 Figure 10. Localisation (a) et section d'un profil sismique montrant les quatre

principales unités identifiées ainsi que des dépôts de mouvements de masse

(DMM;b) 23 Figure 11. Secteurs du lac du Bourget où les sédiments sont riches en gaz biogénique.

25 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 28 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) 30 Figure 14. Bathymétrie multifaisceaux de l'extrémité nord du lac du Bourget

(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) 35 Figure 15. Bathymétrie multifaisceaux du secteur nord-ouest montrant plusieurs

dépôts de coulées de masse avec les cicatrices de glissement qui leur sont

associées ainsi que la partie distale du glissement de Hautecombe (GH) 36 Figure 16. Bathymétrie multifaisceaux de la pente sud-ouest montrant le

prolongement subaquatique de la faille du Col du Chat (FCC), trois dépôts de coulée de masse et la présence de reptation le long du delta de la Leysse (a); profils sismiques passant sur les dépôts de coulée de masse situés au sud de la faille du Col du Chat et montrant l'horizon perturbé pouvant être associé à une

mégaturbidite (b et c) 40 Figure 17. Bathymétrie multifaisceaux du secteur sud-est montrant un dépôt de

coulée de masse/glissement rotationnel et une forme morainique (a); profil

sismique montrant le dépôt de coulée de masse et une mégaturbidite (b) 43 Figure 18. Bathymétrie multifaisceaux du delta du Sierroz montrant une série de

lobes de coulée de masse (lignes pointillées noires), un dépôt de mouvement masse (ligne blanche), de la reptation, des chenaux d'érosion et des ravins au

pied de la Pointe de l'Ardre 44 Figure 19. Bathymétrie multifaisceaux de la côte est montrant plusieurs petits dépôts

d'éboulis rocheux et une forme morainique (flèche) dans la baie de Grésine ainsi que plusieurs dépôts de coulée de masse et lobes de coulées de masse dans le bassin profond (a); profil sismique du bassin profond montrant plusieurs

générations de coulées de masse, la mégaturbidite du glissement de Hautecombe et l'horizon perturbé (mégaturbidite?) pouvant être associé un possible

événement de mouvement de masse en provenance du sud-est du lac (b) 48 Figure 20. Bathymétrie multifaisceaux de la pente nord-est du lac montrant des cônes

et talus d'éboulis, des dépôts de coulée de masse et des cicatrices de glissement (a); profils sismiques du secteur nord-est montrant la position

sismo-stratigraphique des coulées de masse identifiées et l'âge qui leur sont attribué (b

etc) 51 Figure 21. Carte des dépôts de mouvements de masse d'âge tardiglaciaire 55

Figure 22. Carte des dépôts de mouvements de masse d'âge holocène inférieur 58 Figure 23. Carte des dépôts de mouvements de masse de la transition Holocène

inférieur/ Holocène moyen. La partie du dépôt en gris suppose que l'ensemble du dépôt observé par la bathymétrie daterait de la transition Holocène

inférieur/Holocène moyen 61 Figure 24. Carte des dépôts de mouvements de masse d'âge holocène moyen.

L'horizon chaotique pourrait correspondre à une mégaturbidite ou l'évolution d'une coulée en mégaturbidite depuis le secteur sud-est. La délimitation de la coulée de masse (ou glissement) située au sud-est est approximative en raison de la présence de gaz dans les sédiments qui limite la pénétration du signal

acoustique. Les lignes pointillées indiquent une délimitation approximative ou

suggérée 64 Figure 25. Carte des dépôts de mouvements de masse d'âge holocène supérieur 66

Les sédiments lacustres sont connus pour leur excellent potentiel d'enregistrement des changements paléo-environnementaux car ils constituent d'excellentes archives sédimentaires pouvant être utilisées pour l'étude des changements climatiques (e.g. Arnaud et al., 2005; Debret et al.,2010), de la paléo-sismicité (e.g., Beck et al., 1996; Strasser et al., 2002), de l'activité volcanique (Begét et al., 1994; de Fontaine et al., 2007) et de l'influence anthropique sur les lacs et dans leur bassin versant (Jacob et al., 2008; Arnaud et al., 2004). Le lac du Bourget (nord-ouest des Alpes françaises) a fait l'objet de plusieurs études paléolimnologiques et limnogéologiques (levés géophysiques, analyses sédimentologiques et granulométriques). Ces études ont permis d'améliorer les connaissances sur la déglaciation de la région du lac du Bourget (Nicoud & Monjuvent, 1988a, 1988b; van Rensbergen et al., 1999) ainsi que sur les variations paléohydrologiques en relation avec le climat et les fluctuations glaciaires holocènes du nord-ouest des Alpes françaises (Arnaud et al., 2005; Chapron, 1999; Chapron et al. 1996, 2002, 2007; Debret et al., 2010; Magny et al., 2009; Revel-Rolland et al., 2005). Des dépôts associés à des mouvements de masse dans le lac du Bourget ont également été identifiés dans les sédiments supérieurs du remplissage sédimentaire quaternaire. Il s'agit de dépôts de glissement, de coulées de débris et de mégaturbidites. Toutefois, très peu d'études ont porté spécifiquement sur les mouvements de masse survenus dans le lac du Bourget depuis la déglaciation (Chapron et al., 1996, 1999, 2004). Les superficies affectées, le nombre, le type et la fréquence des mouvements de masse survenus dans le lac du Bourget au cours de l'Holocène n'ont donc pas pu être définis de façon précise. Le déclenchement de ces mouvements de masse au cours de l'Holocène pourrait être dû aux larges et rapides apports sédimentaires en provenance des principaux affluents du lac du Bourget, en particulier du Rhône (Arnaud et al., 2005; Chapron et al., 2002, 2005 ). Les fluctuations de niveaux lacustres du lac du Bourget au cours de l'Holocène (Magny & Richard, 1985) pourraient également être à l'origine du déclenchement de mouvements de masse au fond du lac. Toutefois, les études réalisées au nord-ouest

étaient principalement liés aux séismes (Beck et al., 1996; Arnaud et al., 2002; Chapron et al., 1999; Guyard et al., 2007; Nomade et al., 2005).

Cette étude, réalisée à l'aide d'un échosondeur multifaisceaux et d'un profiteur acoustique de sous-surface, vise à reconstituer l'histoire des mouvements de masse ayant affecté le lac du Bourget depuis le Tardiglaciaire. Les objectifs principaux sont : (1) d'établir une carte bathymétrique à haute résolution du lac du Bourget afin d'identifier la nature, la quantité, les superficies et la localisation des mouvements de masse au fond du lac; (2) d'effectuer une caractérisation sismo-stratigraphique des sédiments lacustres dans le but de déterminer les types de mouvements de masse identifiés et d'établir la séquence des événements des mouvements de masse holocènes; (3) de tenter de définir les causes associées au déclenchement de ces mouvements de masse.

Le lac du Bourget (45°N 45' ; 5°E 52') est situé dans le département français de la Savoie, dans le sud-est de la France (Fig. 1). Il s'agit du plus grand lac naturel situé entièrement sur le territoire français. Le lac du Bourget actuel est la relique d'un immense lac postglaciaire qui occupait l'espace laissé libre par le retrait des glaciers du Rhône et de l'Isère (Bravard, 1987). Suivant un axe nord-sud, il fait aujourd'hui 18 km de longueur et a une largeur maximale de 2,8 km. La surface du lac du Bourget se trouve à une altitude de 231,5 m au-dessus du niveau de la mer. La profondeur maximale de ce lac de vallée glaciaire est de 145 m. Le climat de la région est de type tempéré. La température moyenne annuelle est de 11°C. La température moyenne du mois le plus froid est de 2,2°C alors que celle du mois le plus chaud est de 20,7°C. Les précipitations moyennes annuelles sont de l'ordre de 1 260 mm (Jacquet et al., 2007).

Le bassin versant du lac du Bourget couvre une superficie de 629 km et culmine à une altitude de 1845 m, son altitude moyenne étant de 700 m (Chapron, 1999). Les deux principaux affluents du lac sont la Leysse et le Sierroz. Ces deux rivières à régime pluvionival ont une superficie de bassin versant de respectivement 320 km2 et

de 136 km2. Les bassins versants plus restreints des canaux des Apôtres au nord (55

km ) et du Tillet au sud-est (40 km ), contribuent aussi à une partie des apports en eau du lac. Les flancs escarpés des anticlinaux jurassiens du Chat et de la Chambotte (environ 35 km ) alimentent directement le lac par ruissellement de surface (Chapron, 1999). Lors de crues majeures du Rhône, le bassin versant du lac du Bourget s'étend au bassin versant nival à pluvionival de 4000 km associé au Rhône en aval du Lac Léman (Chapron et al., 2002).

La rive ouest du lac du Bourget est constituée d'une pente abrupte en grande partie végétalisée et presque exempt d'infrastructures humaines. Au sud, à l'est et au nord, plusieurs villes et villages caractérisent les rives du lac (Fig. 1). Les villes d'Aix-les-Bains, au sud-est, et de Le Bourget du Lac sont les deux principales villes riveraines du lac. Vers le nord, les villages de Brison-Saint-Innocent, Brison, Chindrieu et Conjux sont moins peuplés. Des infrastructures humaines telles que des ports, des routes et des voies ferrées sont situés à plusieurs endroits sur les rives nord, est et sud. Le long de la berge située entre les villages de Brison-Saint-Innocent et Chindrieu, un remblai de béton et des tunnels ont été construits à partir de la fin du XIXe siècle afin

Le lac du Bourget occupe un synclinal situé dans un bassin molassique, une formation détritique d'âge tertiaire (Fig. 2). Ce bassin molassique est situé au front externe de l'arc alpin et s'étend de Chambéry (France) à Vienne (Autriche), sur une distance de plus de 800 km avec une largeur maximale de 150 km. En Savoie, ce bassin molassique est bordé au sud-est par les chaînes subalpines et au nord-ouest par les montagnes du Jura interne. Les chaînes subalpines sont des formations sédimentaires mésozoïques chevauchantes en direction nord-ouest. Elles sont principalement marneuses et carbonatées. Le lac du Bourget est bordé de part et d'autre par les premiers chaînons de l'extrémité sud du Jura. À l'ouest, le chaînon du Chat émerge de la mollasse et culmine à 1390 m d'altitude tandis qu'à l'est, le chaînon du Gros Foug atteint 1057 m. Ces chaînons sont essentiellement composés de calcaires jurassiques et crétacés.

La région du lac du Bourget est située au cœur d'une zone de décrochement sismo-tectoniquement active. Celle-ci est délimitée au nord par la faille de Culoz et au sud par la faille du Col du Chat (Fig.l). Au nord-est du lac, la faille de Vuache est elle aussi à l'origine de mouvements sismo-tectoniques historiques. Les séismes générés par les mouvements tectoniques historiques dans la région ont atteint des magnitudes allant jusqu'à 6 sur l'échelle de Richter en 1822 AD (Thouvenot et al., 1990). L'épicentre du séisme de 1822 AD aurait été situé près de la faille de Culoz, tout comme le séisme de 1958 AD, d'une magnitude d'environ 5. Des séismes d'une magnitude d'environ 5 et dont l'épicentre serait situé près de la faille de Vuache ont également été enregistrés en 1839 AD et en 1996 AD (Thouvenot et al., 1990; Lambert& Levret-Albaret, 1996).

30-0'E 5:40'0"E 5'50'0"E 6"0'0"E o'lO'CE 6'2ffO"E 603CnrE V 4 0 m

Figure 2. Géologie simplifiée de la région d'étude (modifié d'après Schmid et al., 2004).

3.1 La déglaciation

Le lac du Bourget occupe une vallée glaciaire issue du passage des glaciers rissien et wurmien. Cette vallée fait la connexion entre les vallées du Rhône et de l'Isère. Le lac du Bourget était donc situé à l'emplacement de la rencontre des glaciers du Rhône et de l'Isère durant les deux dernières glaciations. Les glaciers wurmiens ont occupé la vallée du lac du Bourget à partir d'environ 60 000 ans BP pour se retirer avant 25 000 ans BP (Castel & André, 2004; Monjuvent «fe Nicoud, 1988a). À l'emplacement actuel du lac, la rencontre des glaciers de l'Isère, au sud, et du Rhône, au nord, ont creusé une auge profonde de près de 200 m sous le niveau de la mer, soit 416 m sous le niveau actuel du lac (van Rensbergen et al., 1999).

Les 250 m de remplissage sédimentaire du lac du Bourget ont été divisés en 5 principaux faciès sismo-stratigraphiques (van Rensbergen et al., 1999; Fig. 3). Ces 5 faciès permettent de décrire la déglaciation du secteur, puis le réchauffement holocène. Les faciès 1 et 2 s'apparentent à des dépôts associés aux eaux de fonte sous-glaciaires durant la phase initiale du retrait glaciaire. Les caractéristiques sismiques du faciès 1 suggèrent une unité composée de sédiments grossiers. Cette unité est interprétée comme ayant été déposée rapidement par des courants de fonte sous-glaciaires dans le paléo-lac du Bourget, alors sous- ou pro-glaciaire. Le faciès 2 semble être composé de sédiments plus fins restés en suspensions dans l'eau et s'étant déposés dans les parties les plus profondes du lac, toujours sous- ou pro-glaciaire, sous forme de rythmites sablo-silteuses ou silto-argileuses. Le faciès 3 est interprété comme étant des sédiments de courants de fond transportés en profondeur par des courants hyperpycnaux en provenance de cours d'eau fluvio-glaciaire. Ces cours d'eau ont contribué à la progradation de larges deltas-fans dans les secteurs nord et sud du paléo-lac post-glaciaire du Bourget (le Grand lac du Bourget, Fig. 4). La mise en place du faciès 4 reflète la continuité du recul glaciaire (surtout du glacier

de l'Isère) et le changement d'apport sédimentaire de type glaciaire à alluvial. Les sédiments glaciaires laissés au fond de la vallée de l'Isère ont été remobilisés par le ruissèlement. Ces sédiments remobilisés ont contribué à la progradation des deltas de la Leysse et du Sierroz par des courants mésopycnaux. Le faciès 4 s'apparente à des couplets silto-argileux avec des intercalations sableuses et est interprété comme représentant les lits basaux des deltas de la Leysse et du Sierroz alors que le delta-fan du Rhône continuait de subir l'influence glaciaire du glacier rhodanien. Le faciès 5 drape l'ensemble des sédiments tardiglaciaires et est composé de marne et de craie lacustre. Il reflète le réchauffement climatique holocène qui a favorisé la croissance de la végétation, qui elle, a contribué à retenir les sédiments en place au fond des vallées. Les apports détritiques ont alors grandement diminué et la production authigène du lac a augmenté, formant ainsi le drapé holocène.

N _{Lake Le Bourget}

generalized longitudinal section

Faciès S: authigenic lacustrine drape

Faciès 4: prodelta deposits of prograding fan deltas Faciès 3: meltwater-fed lacustrine fans

I 1 Faciès 2: glacio-lacustrine deposits | Faciès 1 : glacial outwash deposits

RI: top substratum

R2 - R5: main tabes-bounding reflections

Figure 3. Interprétation d'une coupe sismo-stratigraphique montrant les cinq principaux faciès identifiés : (1) dépôts associés à des courant de fonte sous ou pro glaciaires, (2) unité glacio-lacustre s'étant accumulée dans un lac pro- ou sous-glaciaire, (3) deltas-fans alimentés par des eaux de fonte glaciaire dans un lac pro-glaciaire, (4) deltas-fans alimentés par des cônes alluviaux dans un immense lac post-glaciaire, (5) drapé lacustre authigène déposé dans un lac post-glaciaire (tiré de van Rensbergen et al., 1999).

Le lac du Bourget actuel est la relique d'un immense lac post-glaciaire (Fig. 4) qui couvrait une superficie d'environ 200 km . Le niveau de ce lac était alors situé à 280 m d'altitude (231,5 m aujourd'hui). La portion nord de ce Grand Lac du Bourget a été comblée entre 15 000 et 11 000 ans cal. BP par un large cône de déjection caillouteux érigé par les grands apports fluvio-glaciaires en provenance du Rhône, ce dernier étant alors le principal affluent du lac (Bravard, 1987). Le comblement de la portion nord de ce Grand Lac du Bourget, aujourd'hui recouvert par les marais de Chautâgne et de Lavours, a entraîné le détournement du Rhône vers le sud-ouest. Le lac du Bourget est alors devenu tributaire du Rhône et a été coupé des apports sédimentaires directs en provenance de celui-ci. À partir de ce moment, seules les crues majeures du Rhône ont pu pénétrer le lac via son effluent naturel, le canal de Savière, et dans une moindre mesure, par le marais de Chautâgne. Ce changement hydrologique majeur a entraîné une diminution drastique des apports terrigènes vers le lac du Bourget dès la fin du Tardiglaciaire, mais également une baisse du niveau du lac du Bourget, jusqu'à un niveau inférieur à l'actuel (Bravard, 1987).

54ffO"E 55aO"E 60'0"E

5'J40'0"E 5;5O'0t 6 W E

Figure 4. Emplacement du Grand lac du Bourget suite au retrait glaciaire (altitude de 280 m) et du

3.3 L'Holocène

La diminution des apports sédimentaires en provenance du Rhône, jumelée à une augmentation de la température au cours de l'Holocène, a favorisé une sédimentation fine, principalement authigène (Chapron, 1999). Il en a résulté un drapé lacustre d'une épaisseur de 10 à 15 m (faciès 5, Fig. 3). Ce drapé holocène est composé d'un mélange de carbonates autochtones (calcite bio-induite) et de minéraux silicates allochtones (Chapron, 1999; Arnaud et al., 2005). Trois principales unités ont été identifiées au sein du drapé holocène (Arnaud et al., 2005, Debret et al., 2010). Il s'agit d'une unité composée de sédiments silteux foncés et laminés couvrant les premiers -20 cm (UE). Cette unité est très riche en matière organique et correspond à l'eutrophisation du lac à partir de 1940 AD (Chapron, 1999). L'unité sous-jacente (Unité 1; -20 à -400-490 cm) est composée d'argile silteuse grise foncée interstratifiée de dépôt de courant hyperpycnaux. L'unité inférieure du drapé Holocène (Unité 2; -400-490 à -950 cm) se caractérise par une teinte graduellement plus claire. Elle est composée d'argile à argile silteuse grise claire.

3.3.1 Variations hydrologiques rhodaniennes

Les sédiments holocènes du lac du Bourget constituent d'excellents enregistrements des variations hydrologiques du Rhône. En effet, la composition des sédiments en provenance de la Leysse et du Sierroz diffère de celle du Rhône (Chapron et al., 2002). Les sédiments en provenance de la Leysse et du Sierroz proviennent essentiellement de l'érosion des massifs calcaires mésozoïques des chaînes subalpines. Les sédiments en provenance du Rhône en aval du lac Léman proviennent surtout de l'Arve dont la charge sédimentaire découle de l'érosion des massifs cristallins paléozoïques du Mont Blanc. Les minéraux argileux transportés par le Rhône sont donc riches en illite tandis que la smectite domine les sédiments en

provenance de la Leysse et du Sierroz. Le ratio illite/smectite des dépôts de crues dans les sédiments holocènes du lac du Bourget a ainsi pu permettre de déterminer la provenance des crues au cours du Petit âge glaciaire ainsi que leurs zones de déposition (Chapron, 1999; Chapron et al. 2002). Des mesures de susceptibilité magnétique et de spectrophotométrie sur les dépôts de crues du Rhône ont aussi pu permettre d'établir la récurrence des crues rhodaniennes au cours des derniers 7200 et 9400 ans (Arnaud et al., 2005; Debret et al., 2010).

Les unités 1 et 2 des sédiments holocènes du lac du Bourget reflètent deux types de sédimentation distincte. Les sédiments de l'unité 2 (9400 à 2800 ans cal. BP) se caractérisent par de faibles valeurs de susceptibilité magnétique et des valeurs élevées de L* (réflectance; Arnaud et al., 2005; Debret et al., 2010). Ces valeurs indiquent une unité riche en carbonates et pauvre en apports détritiques. L'unité 1 (2800 ans cal. BP à 1940 AD) se caractérise par des valeurs irrégulières, mais parfois élevées, de susceptibilité magnétique. Les valeurs de L* suivent le contenu en carbonates et varient inversement aux valeurs de susceptibilité magnétique, indiquant plusieurs lits de sédiments détritiques silicates (Debret et al., 2010). L'unité 1 se caractérise donc par une unité carbonatée riche en apports détritiques en provenance du Rhône.

Dès l'Holocène inférieur, l'isolement du lac du Bourget des apports sédimentaires en provenance du Rhône se traduit donc par une sédimentation essentiellement authigène (unité 1) (Bravard, 1987; Chapron, 1999). Entre 2700 et 2600 ans cal. BP (soit vers 4,7 m sous la surface des sédiments), les taux de sédimentation augmentent et la sédimentation devient nettement plus détritique (unité 2). Ce changement dans la sédimentation reflète une modification hydrologique majeure du Haut-Rhône. Le Rhône serait en effet passé d'un régime à méandre à un régime en tresses vers 2600-2700 ans cal. BP, ce qui aurait entraîné une augmentation des débordements de crues du Rhône dans le lac du Bourget. Ce changement de régime aurait entraîné un exhaussement du lit du Rhône, une augmentation de la puissance et de la fréquence des crues du Rhône et conséquemment, une hausse du niveau du lac du Bourget. Dans les profils sismiques, ce changement hydrologique se caractérise par une réflexion de forte intensité qui s'observe en continu dans le bassin (Chapron et al.,

2007). Ce changement hydrologique suggère un changement climatique important qui pourrait avoir entraîné une crue des glaciers du Massif du Mont Blanc. Toutefois, l'influence humaine (agriculture, pâturage, deforestation) dans le bassin versant du Rhône pourrait également avoir occasionné une hausse du détritisme (Debret et al., 2010).

Chapron et al. (2005) ont identifié six principales périodes de haute activité hydrologique du Rhône au cours des derniers 7200 ans. Chacune de ces périodes a été corrélée à une réflexion de forte amplitude dans les profils sismo-stratigraphiques du lac du Bourget (Fig. 8). Il s'agit des réflexions A (AD 1780 ± 100 ans à 0,6 m sous la surface des sédiments), B (AD 966 ± 100 ans à 2,1 m sous la surface des sédiments), C (1616 ± 100 ans cal. BP à 3,4 m sous la surface du lac), D (3016 ± 200 ans cal. BP à 5,1 m sous la surface des sédiments), E (5016 ± 200 ans cal. BP à 7,1 m sous la surface des sédiments) et F (7000 ± 200 ans cal. BP à 9,1 m sous la surface des sédiments).

3.3.2 Fluctuations de niveaux lacustres du lac du Bourget

La base de la tourbe dans le marais de Chautâgne, située à une profondeur de 4,57 m sous la surface (231,5 m asl), a été datée à 10 060 ± 160 ans cal. BP (Disnar et al., 2008). Cette date correspond à un changement hydrologique majeur pour le lac du Bourget. C'est en effet à partir de ce moment que seules les crues du Rhône ont pu pénétrer le lac par le canal de Savière. L'altitude de la base de la tourbe indique également qu'à ce moment, le niveau du lac était à une altitude de < 227 m, soit 4,5 m sous le niveau actuel. C'est aussi depuis cette période que l'altitude du lit du Haut-Rhône contrôle le niveau du lac du Bourget (Bravard, 1987). Selon Bravard (1987), l'exhaussement progressif du lit du Rhône aurait entraîné une tendance transgressive du niveau du lac du Bourget au cours de l'Holocène. Au cours des 4000 dernières années, cette tendance à la hausse se serait traduite par de nombreuses et rapides fluctuations de faibles amplitudes (Fig. 5; Magny et Richard, 1985). Les fluctuations

du niveau du lac du Bourget à l'Holocène inférieur demeurent peu connues. Toutefois, le niveau du lac pourrait avoir suivi une tendance régressive jusqu'au Néolithique (4000-3700 ans cal. BP), où son altitude était alors de 225 m (Bravard, 1987). La présence de sites archéologiques aujourd'hui situés à une profondeur de 5,5 m sous la surface du lac témoigne en effet d'un bas niveau lacustre vers 4000 ans cal. BP. Des sites archéologiques de l'âge du Bronze (3500-2800 ans cal. BP), puis de la période gallo-romaine (1700-1500 cal. BP), situés à des profondeurs respectives de 3 à 4 m et de 1,5 à 2 m sous la surface du lac témoignent de secondes périodes de bas niveaux lacustres (Magny & Richard, 1985; Bravard, 1987). Des hauts niveaux de détritisme d'origine rhodanienne identifiés dans les sédiments holocènes du lac du Bourget traduisent des périodes transgressives vers 2700-2300 ans cal. BP, 2000-1850 ans cal. BP, 1500-1200 ans cal. BP et 1450-2000-1850 ans cal. BP (Arnaud et al., 2005).

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_IM

-230

1 3

i 2

Figure 5. Fluctuations du niveau lacustre du lac du Bourget au cours 4000 dernières années (tiré de Magny et Richard, 1985).

3.3.3 Mouvements de masse holocènes du lac du Bourget

Plusieurs événements de mouvements de masse ont également été identifiés dans les sédiments holocènes du lac du Bourget. À la transition Tardiglaciaire-Holocène inférieur, Chapron et al. (1996) ont identifié une unité fortement perturbée nommée unité déstructurée de Hautecombe (Hautecombe disturbed unit: HDU). Cette unité est constituée de dépôts de glissement et de dépôts de coulée de masse. La HDU a affecté principalement les sédiments de la pente nord-ouest du lac et une partie du delta-fan du Rhône. Un dépôt de seiche (mégaturbidite) recouvre la HDU dans la partie la plus profonde du lac et suggère que l'événement à l'origine de la HDU a mené au déclenchement d'une seiche. Dans le drapé holocène, Chapron et al. (1996) ont également identifié des dépôts associés à des coulées de débris près du delta du Sierroz et près de la faille du Col du Chat. Des dépôts de glissement ont également été identifiés dans le secteur nord du lac (Chapron et al., 1996; Debret et al., 2010). Debret et al. (2010) ont daté le sommet de la HDU à 9400 ans cal. BP et identifié un autre dépôt de glissement daté à 4500 ans cal. BP (à 6,2 m sous la surface des sédiments). En 1822 AD, un séisme d'une magnitude de 5,5 à 6 sur l'échelle de Richter (Thouvenot et al., 1990) est à l'origine d'un glissement le long de la pente nord-ouest et d'un dépôt de seiche dans le lac du Bourget (Chapron et al., 1999).

4. Méthodologie

4.1 Echosondeur multifaisceaux

Les sondages multifaisceaux ont été réalisés à l'aide d'un échosondeur Reson Seabat 8101 d'une fréquence de 240 kHz. Cet échosondeur a été installé sur une plate-forme de carottage UWITEC® de 3,6 X 2,8 m. Une plate-forme inertielle d'attitude IXSEA Octans III a été utilisée pour enregistrer les mouvements du bateau et appliquer les

données d'attitude aux points de sonde enregistrés par l'échosondeur multifaisceaux. Un GPS GENEQ SX Blue (précision < 2,5 m) a été utilisé pour géoréférencer et synchroniser les données dans le temps. Les données ont été acquises grâce à un ordinateur portable de terrain Panasonic Toughbook®. L'acquisition des données s'est effectuée avec le logiciel Hypack 8.0. Un capteur CTD (conductivité, température, profondeur) SeaBird SBE-19 a été utilisé afin d'obtenir des profils de vitesse du son de la colonne d'eau. Plus de 80 heures de levés ont été acquises, ce qui représente environ 225 km d'enregistrement multifaisceaux (Fig.6). Ces levés géophysiques ont permis d'obtenir une couverture complète du plancher lacustre sous 5 m de profondeur. Les données multifaisceaux brutes ont été traitées à l'aide du logiciel Caris HIPS and SIPS® 7.0. Les données épurées ont permi de générer un modèle numérique de terrain du plancher lacustre d'une résolution de 5 m et d'une précision horizontale de < 5 m. L'interprétation des données morpho-bathymétriques s'est effectuée par l'entremise du logiciel de visulisation 3D Fledermaus®. Le logiciel ESRI ArcGIS® a été utilisé pour la cartographie des mouvements de masse identifiés.

5 46-XTE 5 4730-E 5 4U3CrE 5 « 3 0 " E 5 503CTE 5S1"3CTE 5 S^XTE 5î3T<rE 55*3<rE 5 55-3CTE 5S6CXTE ■ ■ ' ' ■ I I I ' ' ■

Figure 6. Carte de localisation des lignes de levés multifaisceaux.

4.2 Échosondeur mono-faisceau

Un échosondeur mono-faisceau bi-fréquence Knudsen 320BP (12 - 200 kHz) a également été utilisé lors de la campagne de terrain de 2008. Environ 60 profils de sous-surface ont été acquis en utilisant une fréquence de 12 kHz en mode Chirp (Fig. 7a). Ces profils sismo-stratigraphiques ont permis d'obtenir des données sur la portion superficielle du remplissage sédimentaire du lac du Bourget. La vitesse de propagation des ondes sonores considérée a été de 1450 ms"1 dans l'eau et de 1500

des profils sismo-stratigraphiques (12 kHz). Dans le but d'obtenir des données bathymétriques au niveau de la plate-forme littorale, quelques profils de 200 kHz (Fig. 7b) ont été acquis en milieu peu profond (< 5 m). Les données bathymétriques obtenues ont été fusionnées aux données bathymétriques de l'échosondeur multifaiscaux afin de générer un modèle numérique de terrain couvrant toute la surface du plancher lacustre du lac du Bourget.

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. S U M 5U73K»

. 5O77W0 WflOO.

MVMO 90(7900

»«too souBoa

Figure 7. Carte de localisation des profils de sous-surface de a) 12 kHz et de b) 200 kHz; localisation des carottes longues : LDB00-1 et LDB01-2 (Chapron et al., 2005), LDB01-1 (Arnaud et al., 2005) LDB04 (Debret et al., 2010).

4.3 Chronologie des mouvements de masse

Les travaux de Chapron et al. (2005) ont permis d'identifier et de dater six réflexions sismo-stratigraphiques dans le drapé holocène du lac du Bourget (voir section 3.3.1) à

partir des carottes LDB00-1 et LDB01-2 (Fig. 7b). Ces réflexions de forte amplitude ont été associées à des périodes de hautes activités hydrologiques du Rhône (dépôts de crues). Ces horizons sismo-stratigraphiques représentent donc des isochrones qui ont pu être tracés sur l'ensemble du basin lacustre grâce aux profils sismiques acquis lors de cette étude (Fig. 8). De plus, les études de Debret et al. (2010) ont permis de dater le sommet de la HDU ainsi qu'un dépôt de glissement par l'intermédiaire de la carotte LDB04 (Fig. 7b). Chapron et al. (1999) et Arnaud et al. (2005) ont également associé des dépôts de glissement au séisme de 1822 AD. L'âge des différents dépôts de mouvements de masse identifiés dans cette étude a pu être déterminé en fonction des dates obtenues sur certains dépôts, des isochrones associés aux périodes de haute activité hydrologique du Rhône et des taux de sédimentation holocènes établis à partir des carottes LDB01-1 (Arnaud et al., 2005) et LDB01-2 (Chapron et al., 2005). La séquence des événements des mouvements de masse survenus dans le lac du Bourget au cours de l'Holocène a ainsi pu être établie.

SSE

LDB01-2.

NNW

1190-1310 cal. y r s B P

500m

LDB01-2

Figure 8. Profils sismiques du bassin profond du lac du Bourget montrant les niveaux de crues datés par Chapron et al. (2005; b, tiré de Chapron et al., 2005) et identifiés dans la présente étude ainsi que le sommet de la HDU datée par Debret et al. (2010; b). Voir figure 7a pour localisation de la figure 8b.

5. Résultats

5.1 Bathymétrie

La bathymétrie du lac du Bourget se caractérise par un bassin d'orientation nord-sud (Fig. 9). Ce bassin atteint une profondeur maximale de 145 m dans la portion centre nord du lac. Des pentes abruptes se situent des côtés est et ouest du bassin, tandis que les pentes nord et sud du lac sont plus douces. Les pentes ouest du bassin sont les plus abruptes du lac, allant de 10° à 50°. Les pentes est sont en général entre 10° et 20°, mais peuvent atteindre des valeurs maximales de 30° face au village de Brison. Des ravins sont observables le long de la pente nord-est du lac, mais également face à la pointe de l'Ardre et le long de la pente sud-ouest, au sud de la faille du Col du Chat. Cette dernière, visible en milieu terrestre, se prolonge dans le lac en formant un monticule allongé perpendiculaire à la pente. Les pentes situées au nord et au sud du lac varient entre 2° et 4° et les plates-formes littorales y sont davantage développées. Des plates-formes littorales s'observent aussi sur la côte est, entre le sud de la Baie de Grésine et le delta du Sierroz, ainsi que de part et d'autre de l'Abbaye de Hautecombe. Les autres secteurs du lac se caractérisent par des pentes abruptes subaériennes se prolongeant en milieu subaquatique.

La carte bathymétrique a permis d'identifier de nombreux dépôts et formes associées aux mouvements de masse situés un peu partout sur le plancher lacustre, mais davantage répandus dans la moitié nord du lac. Certains dépôts sont également situés près de la faille du Col du Chat et dans le secteur sud-est du lac.

5'46XrE _ran 5-S6tTE

5'50'0"E 5'52-CTE

Figure 9. Bathymétrie multifaisceaux du lac du Bourget et localisation des éléments mentionnés dans le texte.

5.2 Sismo-stratigraphie

Les sondages sismiques ont permis d'obtenir un maximum de pénétration allant jusqu'à 35 m dans les parties les plus profondes du lac. Quatre principales unités

sismo-stratigraphiques ont pu être identifiées dans les profils sismiques (Fig. 9).

•. DMM •• . :X.f — * _ • ■ _ . U1 _{■ .x'} 2«J0m ►■ l m I £ I o r Figure 10. Localisation (a) et section d'un profil sismique montrant les quatre principales unités identifiées ainsi que des dépôts de mouvements de masse (DMM; b).

L'unité 1 (Ul) est caractérisée par une série de réflexions parallèles rapprochées d'amplitudes relativement similaires. Cette unité s'observe principalement dans la moitié sud du lac. L'unité 1 est interprétée comme étant la partie supérieure des sédiments tardiglaciaires. Son faciès bien stratifié refléterait les couplets silto-argileux avec des intercalations sableuses associé au faciès 4 défini par van Rensbergen et al. (1999).

Le sommet de l'unité déstructurée de Hautecombe (HDU, Chapron et al., 1996) est identifiée dans la quasi-totalité des profils sismiques de la moitié nord du lac du Bourget. Cette unité présente plusieurs faciès acoustiques en raison des différents types de dépôts de mouvement de masse qui la composent (DMM en rouge, Fig. 10). Dans les parties les plus profondes du lac, elle se présente sous forme de dépôt chaotique semi-transparent atteignant une épaisseur de plus de 15 m par endroit. Les parties distales de la HDU se terminent en bourrelet, en paraboles ou en fuseau (Fig.

13). Dans le centre du bassin, sa partie sommitale est caractérisée par un dépôt transparent en forme de lentille dont l'épaisseur diminue vers les bordures du bassin (Fig. 10). À l'extrémité nord, la HDU se compose de réflexions parallèles fortement plissées. Cette unité a été identifiée comme le résultat d'une série d'événements gravitaires complexes survenus dans le lac du Bourget (Chapron et al., 1996).

L'unité 2 (U2) montre un faciès sismo-stratigraphique présentant des réflexions parallèles d'amplitude variées. L'unité 2 est interprétée comme l'unité composée principalement de sédiments authigènes fins constituant la partie inférieure du drapé holocène (Unité 1 ; Arnaud et al., 2005).

Le faciès sismo-stratigraphique de l'unité 3 (U3) se présente sous forme de réflexions parallèles d'amplitudes variées. Les réflexions de l'unité 3 se différencient de celles de l'unité 2 par des amplitudes généralement plus fortes. L'unité 3 est interprétée comme étant l'unité plus élastique et plus grossière de la partie supérieure du drapé holocène et qui marque l'augmentation des crues du Rhône dans le lac du Bourget (unité 2; Arnaud et al., 2005). La distinction entre les unités 2 et 3 devient plus diffuse vers le sud, soit en s'éloignant du paléo delta-fan du Rhône.

Plusieurs dépôts de mouvements de masse sont observables dans les unités 2 et 3. Ces dépôts se présentent sous forme de lentilles ou de monticules chaotiques semi-transparents à transparent. Certains dépôts se présentent sous la forme d'horizons chaotiques semi-transparents à transparents de quelques dm à quelques m d'épaisseur.

La présence de gaz dans les sédiments de l'extrémité nord du lac (baie de Conjux) ainsi qu'au sud et au sud-est (deltas du Sierroz et de la Leysse) limite la pénétration du signal acoustique. L'utilisation des données sismiques dans ces secteurs est donc limitée (fig. 11 ).

5470"E 5te-0"E 5 49WE PSOOnE 5 510"E 5 520"E 5'S3yTE 55<0"E SSSCTE SSffO't 5S70"E

5"46'30"E 5°AT30"E 5t48'3ff'E S'^ffSO-E 5°50'30"E S ^ l ^ f f E 5"5230"E S ^ ^ f f E 5°54'30"E 5"55'3ffE S'SffSO'E

5.3 Mouvements de masse

Selon Mulder & Cochonnât (1996), 13 différents types de mouvements de masse peuvent se produire en milieu subaquatique. Ces 13 types de mouvement de masse peuvent être divisés en trois grands groupes, soit : les glissements (rotationnels et translationnels), les coulées plastiques et les courants de turbidité. En sismique réflexion, seul les dépôts associés à ces trois grands groupes de mouvements de masse peuvent être aisément discernables (Schnellmann et al., 2005). De plus, il est souvent difficile d'associer un événement de mouvement de masse à un seul groupe de dépôt. En raison de la déstructuration du matériel et de l'incorporation d'eau, les mouvements de masse se transforment généralement au cours de leur mouvement vers le bas de la pente. Ainsi, un glissement composé d'un bloc cohésif évolue souvent en coulée, puis en courant de turbidité (Mulder & Cochonat, 1996). Un seul événement de mouvement de masse conduit donc très souvent à plus d'un type de dépôt.

Les glissements (rotationnels et translationnels) sont associés à des cicatrices dans le haut de la pente. En sismique, les dépôts de glissements montrent des réflexions ondulées et/ou faillées, mais demeurent continues puisque le matériel redéposé demeure essentiellement non perturbé et le déplacement est faible (Mulder & Cochonat, 1996).

Les coulées de masse (massflow) apparaissent dans les profils sismiques comme des dépôts chaotiques semi-transparents à transparents. Leur faciès acoustique reflète l'absence de blocs cohésifs ainsi qu'un plus haut degré de perturbation comparativement aux dépôts de glissements. Les coulées de masse se situent à la base des pentes et leur épaisseur est décroissante vers le centre du bassin, la partie distale se terminant en fuseaux ou en paraboles (Prior et al., 1984; Schnellman et al., 2005; 2006; Strasser & Anselmetti, 2008). La surface de ces dépôts est bosselée à

relativement plane. Près de la rupture de pente, le faciès acoustique chaotique à transparent de ce type de dépôt atteint une plus grande profondeur, ce qui indique une déformation des sédiments stratifiés de la plaine lacustre lors du dépôt de la coulée de masse (Schnellmann et al., 2005).

En sismique réflexion, les turbidites .associées aux mouvements de masse se caractérisent par des horizons transparents à semi-transparents qui s'observent généralement jusque dans le centre des bassins lacustres (Schnellmann et al., 2005; 2006; Strasser & Anselmetti, 2008). Leur surface est habituellement lisse et elles atteignent quelques dm à quelque m d'épaisseur, leur épaisseur maximale se situant généralement dans les parties les plus profondes des bassins. Ce type de turbidité drape la morphologie du bassin et peuvent couvrir de très grandes superficies. En milieu lacustre, les turbidites associées aux mouvements de masse sont en général plus épaisses et ont de plus grands volumes que les turbidites associées aux événements de crues (Chapron et al., 1999; Schnellmann et al., 2005). Certaines turbidites sont le résultat non seulement de la mise en suspension de matériel lors du mouvement de masse, mais également du matériel mis en suspension par le tsunami et/ou l'effet de seiche créés par le mouvement de masse. En raison des divers origines possibles de ce type de turbidité, plusieurs termes ont été utilisés dans la littérature dans le but de les définir, soit: sismoturbidite (Nakajima & Kanai, 2000), seiche deposits (Siegenthaler et al., 1987; Van Rensbergen et al., 1999), homogenite (Kastens & Cita, 1981; Siegenthaler et al., 1987; Chapron et al., 1999) et mégaturbidite (Bouma, 1987). Dans la présente étude, comme le processus exact à l'origine des turbidites ne peut être identifié avec certitude et que leur faciès acoustique n'est pas nécessairement homogène, le terme plus général de mégaturbidite a été retenu.

5.4 Mouvements de masse du lac du Bourget

5.4.1 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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N Dirance(er nrèti») 1700 1800 1900 2000 2100 2300 2300 2«0 2S00 260C 2730 2800 2900 3000 3100 3200 0170- 0180- 0190-■'■■' I. . . . ! . . ■ ■ ! . . . . I . . . I. . . . I . . . . I . l . U . . . l . . , . l u . . l . . . I . . . . I . . . . I . . . . I . . . . I .1 1....I..— I. . . I . . . . I . . . . I. . . L . . t . . . I . . . . 1 . . . I -7.5 m 2C0m Atténuations acoustiques

Mégaturbidite y 40U ans cal BP

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- Glissement de Hautecombe 9400 an s cal BP

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100 m _{Glissement deHateconbe 9400anscal BP} -fl Î30

0 240

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.

OIISS-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).

5.4.2 Le secteur nord-ouest

Neuf dépôts de coulées de masse et un dépôt de glissement/coulée de masse ont pu être identifiés à la base de la pente nord-ouest du lac (Fig. 15). Leurs superficies

J "y* *

varient entre 0,01 km et 1,67 km . Plusieurs de ces dépôts peuvent être corrélés à des cicatrices de glissement le long de la pente. La forme de ces cicatrices suggère qu'elles sont le résultat de glissements translationnels. Dans les profils sismiques, l'absence du drapé sédimentaire à l'emplacement de ces cicatrices supporte cette hypothèse, le socle acoustique (substratum?) ayant agit comme plan de glissement. La plupart des dépôts de coulées de masse de ce secteur est donc interprétée comme le résultat de l'évolution de glissements translationnels en coulées de masse.

Les dépôts de coulée de masse identifiés le long de la pente nord-ouest sont principalement d'âge récent, mais aussi holocène inférieur, moyen et supérieur. La base de la pente nord-ouest se caractérise également par une surface chaotique de

1,67 km2 associée au glissement de Hautecombe (Fig. 12 et 13 d). Deux dépôts d'âge

holocène moyen ont affecté l'extrémité nord de la pente nord-ouest. Le sommet d'un de ces dépôts a été daté à 4500 ans cal. BP (Debret et al., 2010). L'autre dépôt d'âge holocène moyen est situé au même niveau stratigraphique, ce qui suggère un âge d'environ 4500 ans cal. BP pour les deux dépôts holocènes moyens de ce secteur. Un seul dépôt d'âge holocène supérieur a été identifié dans ce secteur. La partie proximale de ce dépôt est interprétée comme un glissement translationnel. La partie distale, constituée d'une coulée de masse, est située tout juste sous la réflexion de crue C (1616 ± 100 ans cal. BP, Chapron et al., 2005), ce qui lui donne un âge > 1616 ± 100 ans cal. BP. Les dépôts d'âge récent sont presque tous situés près de la surface des sédiments. Un de ceux-ci a été associé au séisme de 1822 AD (Chapron et al., 1999). Les autres dépôts récents identifiés dans ce secteur sont situés au même niveau stratigraphique et pourraient eux aussi être associés au séisme de 1822 AD.

Figure 15. Bathymétrie multifaisceaux du secteur nord-ouest montrant plusieurs dépôts de coulées de masse avec les cicatrices de glissement qui leur sont associées ainsi que la partie distale du glissement de Hautecombe (GH).

5.4.3 Le secteur sud-ouest

Au sud-ouest du lac du Bourget, le prolongement subaquatique de la faille du Col du Chat est clairement observable (Fig. 16). De part et d'autre de cette faille, plusieurs mouvements de masse semblent avoir affectés la pente sud-ouest du lac. Au sud de la faille du col du Chat, la bathymétrie montre clairement la présence de deux dépôts de mouvements de masse ayant des superficies d'environ 0,16 km2 chacun. Les profils

sismiques permettent d'associer ces deux principaux dépôts à des coulées de masse recouvertes par d'autres dépôts de coulée de masse de plus faible ampleur (Fig. 16b etc).

Les deux principaux dépôts situés à la base des profils sismiques sont positionnés au même niveau stratigraphique, ce qui permet de déterminer leur synchronisme. Le niveau stratigraphique du sommet de ces deux dépôts est situé à 2,3 m sous un horizon de très faible amplitude. D'est en ouest cet horizon transparent devient chaotique (Fig. 16b, c et 17b). Cet horizon s'apparente à un niveau perturbé et pourrait être associé une mégaturbidite ou une coulée en provenance du secteur sud-est du lac (voir section 5.4.4). En sismique, cet horizon chaotique peut être suivi jusque dans le centre du lac (voir Annexe B). Il est donc possible de le situer à 3,3 m

sous la réflexion de crue D (3016 ± 200 ans cal. BP, Chapron et al., 2005). En considérant les taux de sédimentation établis pour le centre du lac (i.e. ~1 mm/an, Arnaud et al., 2005; Chapron et al., 2005), l'âge de cet horizon chaotique serait de l'ordre de 6316 ± 300 ans cal. BP (en ajoutant la marge d'erreur de < 10 cm associée à la résolution verticale des profils sismiques).

Selon van Rensbergen et al. (1999), les secteurs du lac situés près des deltas de la Leysse et du Sierroz sont les endroits où la couverture de sédiment holocène est la plus épaisse. Celle-ci atteint jusqu'au double de l'épaisseur de sédiment holocène du bassin central. Les taux de sédimentation au cours de l'Holocène y ont donc été beaucoup plus élevés que les secteurs où des carottes longues ont été prélevées (i.e., moitié nord du lac) et où les taux de sédimentation ont été déterminés. En absence de

taux de sédimentation précis, un âge exact ne peut être attribué aux deux principaux dépôts de coulée de masse situés au sud de la faille du Col du Chat. Toutefois, le niveau stratigraphique du sommet de ces coulées de masse est situé à 2,3 sous l'horizon chaotique de 6316 ± 300 ans cal. BP, ce qui suggère un âge situé près de la transition Holocène inférieur/Holocène moyen.

Un des deux principaux dépôts identifiés sud de la faille du Col du Chat est recouvert par un autre dépôt de coulée de masse relativement bien développé (Fig. 16c). Ce dépôt de coulée de masse est situé légèrement au-dessus de l'horizon chaotique de 6316 ± 300 ans cal. BP, ce qui suggère un âge holocène moyen.

Aucun profil sismique n'a permis d'attribuer un âge au dépôt d'environ 0,09 km situé au nord de la faille du col du Chat (Fig. 16a). L'âge de ce dépôt est donc inconnu. Dans la bathymétrie, sa morphologie similaire aux autres dépôts du secteur suggère qu'il s'agit d'un dépôt de coulée de masse.

Au sud de la faille du Col du Chat, la bathymétrie du delta de la Leysse se caractérise par plusieurs ondulations. Ces ondulations sont situées dans la zone de déposition des courants hyperpycnaux en provenance de la Leysse (Chapron, 1999). Les profils sismiques montrent que ces ondulations se traduisent par des réflexions parallèles ondulées affectant les premiers 7,5 m de sédiment. Ce faciès acoustique est caractéristique de la présence de reptation (Syvitski et al., 1987). Cette reptation est interprétée comme étant le résultat d'une surcharge progressive du delta de la Leysse en raison d'apports sédimentaires constants.

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Figure 16. Bathymétrie multifaisceaux de la pente sud-ouest montrant le prolongement subaquatique de la faille du Col du Chat (FCC), trois dépôts de coulée de masse et la présence de reptation le long du delta de la Leysse (a); profils sismiques passant sur les dépôts de coulée de masse situés au sud de la faille du Col du Chat et montrant l'horizon perturbé pouvant être associé à une mégaturbidite (b et c).

5.4.4 Le secteur sud-est

La bathymétrie du sud du delta du Sierroz a permis l'identification d'un large dépôt de mouvement de masse (fig. 17). Il se caractérise par une surface chaotique se terminant par un lobe dans sa partie distale. Ce dépôt atteint une superficie d'environ

•y m

0,95 km . Des cicatrices de glissement sont clairement identifiables dans la partie proximale du dépôt. Du gaz biogénique est observé dans la majeure partie de ce dépôt, limitant la pénétration du signal acoustique. Il est donc impossible d'identifier précisément de quel type de dépôt il s'agit. Or, sa géomorphologie s'apparente fortement à un dépôt de glissement rotationnel (Varnes, 1978), ce qui permet de l'associer à ce type de mouvement de masse. L'absence de gaz au niveau du lobe de sa partie distale indique un faciès chaotique caractéristique des coulées de masse (Prior et al., 1984; Mulder 8c Cochonat, 1996; Schnellmann et al., 2006). Ce lobe de coulée de masse est positionné au même niveau stratigraphique que les deux