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Structure des grands bassins glaciaires dans le nord de la péninsule ibérique : comparaison entre les vallées d'Andorre (Pyrénées orientales), du Gallego (Pyrénées centrales) et du Trueba (Chaîne cantabrique)

Structure of the large glacial basins in the northern Iberian Peninsula, a comparison study: Andorra (Eastern Pyrenees), Gallego (Central Pyrenees) and Trueba (Cantabric range)
Valenti Turu i Michels, Geoffrey S. Boulton, Xavier Ros I Visus, Jose Luís Peña‑Monné, Carles Martí I Bono, Jaume Bordonau I Ibern, Enrique Serrano‑Cañadas, Carlos Sancho‑Marcén, Ana Constante-Orrios, Jaume Pous I Fàbregas, Juan José Gonzalez‑Trueba, Jordi Palomar I Molins, Ramon Herrero I Simón et José María Garcia‑Ruiz
p. 309-325

Résumés

Les grandes vallées glaciaires de la Péninsule Ibérique sont situées dans la chaîne pyrénéo-cantabrique, principalement dans le bassin de l’Èbre. Ainsi, les vallées d’Andorre, de la Noguera Pallaresa et de la haute vallée du Gállego, dans les Pyrénées, ont eu des appareils glaciaires longs de 42, 50 et 40 km respectivement. Dans les vallées du Sil (bassin du Miño) et du Trueba, dans la Chaîne Cantabrique, ils atteignaient 42 et 16,5 km (Serrano-Cañadas, 1996 ; Gómez-Ortiz et al., 2001 ; Turu & Peña, 2006a et b ; Redondo-Vega et al., 2006). L’une des caractéristiques géomorphologiques de la plupart de ces vallées est l’existence d’une dépression morphologique du substratum dans les parties moyennes et terminales, interprétée comme la conséquence de l’érosion glaciaire. Dans tous les cas, on observe une architecture litho-stratigraphique commune (Vilaplana & Casas, 1983 ; Bordonau et al., 1989 ; Bordonau, 1992 ; Turu et al., 2002) représentée par trois unités géoélectriques : une unité inférieure très épaisse, avec des résistivités électriques basses (70 – 200 Ohms par mètre), qui traduit la présence de matériaux fins considérés comme d’origine lacustre ; une unité intermédiaire, moins épaisse, avec des valeurs de résistivité plus élevées (400 – 800 Ohms par mètre), pouvant être interprétée comme un système fluvio-deltaïque pro‑glaciaire et une unité géoélectrique supérieure, avec des valeurs de résistivité très variables (100 – 1500 Ohms par mètre), constituée de sédiments alluviaux subactuels. La comparaison des données de type géophysique et géomécanique (sismique à réfraction et essais pressiométriques) montre que l’unité intermédiaire, considérée comme d’origine fluvio-deltaïque, présente des valeurs de vitesse sismique anormalement élevées, ainsi que de hautes valeurs de consolidation. Cette observation effectuée pour la première fois dans la vallée d’Andorre (Turu, 2000) montre des remarquables corrélations entre les hautes vitesses sismiques et les valeurs élevées de consolidation, ainsi que la très nette corrélation entre les hautes valeurs de consolidation et les tills sous-glaciaires. Elle permet d’interpréter l’unité intermédiaire comme essentiellement glaciaire et de remettre en question le modèle simple d’une séquence de comblement lacustre et deltaïque proposé jusqu´à maintenant.

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Texte intégral

Les auteurs remercient Guy Jalut pour la discussion et la correction grammaticale. Nous sommes reconnaissants à Gérard Nicoud et à Marc Calvet pour les commentaires constructifs qui ont amélioré de manière significative le manuscrit.

1 - Introduction et antécédents

1La prospection géophysique des vallées glaciaires des Pyrénées méridionales a été initiée par les chercheurs de l’Université de Barcelone il y a plus de 20 ans (Vilaplana, 1983 ; Vilaplana & Casas, 1983 ; Bordonau et al., 1989 ; Bordonau, 1992 ; Turu, 2000 ; Turu et al., 2002). L´une des caractéristiques de la plupart de ces vallées glaciaires est l’existence d’une dépression morphologique du substratum dans les parties moyennes et finales, interprétée comme le résultat de l’érosion glaciaire. Pour Bordonau (1992), dans les vallées de morphologie glaciaire des Pyrénées méridionales, on observe une architecture stratigraphique commune formée, de bas en haut, par des argiles et des limons plus ou moins sableux d’origine glacio-lacustre, des graviers et des sables d’origine essentiellement fluviodeltaïque, des graviers et de gros galets fluviotorrentiels subactuels.

2Au cours des dix premières années de prospections géophysiques dans les grandes vallées glaciaires des Pyrénées méridionales (Bordonau, 1992), les données ont semblé cohérentes avec l’interprétation génétique des trois unités géoélectriques. Toutefois, l’unité intermédiaire, théoriquement constituée par des sédiments fluvio-deltaïques, présente des valeurs de vitesse sismique anormalement élevées (jusqu’à plus de VL = 3000 m/s), les essais pressiométriques montrent très fréquemment des hautes valeurs de pression de consolidation (plus de 2 MPa), qui ne peuvent pas résulter d’une sédimentation fluviatile au cours de laquelle la consolidation des sédiments n’est acquise que par gravité. Cette observation a conduit à réinterpréter l’unité intermédiaire du bassin d’Andorre la Vieille comme essentiellement glaciaire (Turu, 2000).

3Complétant celles réalisées en Andorre, des prospections géophysiques de types géoélectrique et géomécanique ont été effectuées dans deux autres grandes vallées glaciaires de la Péninsule Ibérique : la vallée du Trueba (Chaîne Cantabrique) et la haute vallée du Gállego (Ribera de Biescas, Pyrénées Centrales) afin de détecter des niveaux surconsolidés sub-superficiels (tab. 1, fig. 1).

Tab. 1 : Situation des vallées glaciaires étudiées dans le N et NE du bassin de l’Ebre.

Tab. 1 : Situation des vallées glaciaires étudiées dans le N et NE du bassin de l’Ebre.

Tab. 2 : Données acquises dans les vallées étudiées et comparaisons entre elles. (Ro) Résistivité électrique, (VL) Vitesse sismique longitudinale, (h) Puissance sédimentaire de l’unité géoélectrique.

Tab. 2 : Données acquises dans les vallées étudiées et comparaisons entre elles. (Ro) Résistivité électrique, (VL) Vitesse sismique longitudinale, (h) Puissance sédimentaire de l’unité géoélectrique.

Fig. 1 : Localisation des vallées glaciaires étudiées dans le N et le NE de la Péninsule Ibérique.

Fig. 1 : Localisation des vallées glaciaires étudiées dans le N et le NE de la Péninsule Ibérique.

1 - bassins glaciaires de Bono et Barruera (Vilaplana, 1983 ; Vilaplana & Casas, 1983 ; Bordonau et al., 1989 ; Bordonau, 1992 ; Bordonau et al., 1993 ; Pallàs et al., 2006) ; 2 ‑ bassins glaciaires de Benasque et Esterri d’Àneu (Bordonau et al., 1989 ; Bordonau, 1992 ; Serrat et al., 1994) ; 3 - bassin glaciaire de l’Andorre (Turu, 2000 ; Turu & Planas, 2005 ; Turu & Peña, 2006a et b) ; 4 - bassin glaciaire de la Massana et Ordino (Vilaplana, 1985 ; Turu, 2001 ; Turu et al., 2002 ; Turu 2002b) ; 5 - bassins glaciaires du Gállego et du Trueba (Serrano‑Cañadas,1991 ; Serrano-Cañadas, 1996 ; Sancho et al., 2004 ; Peña et al., 2003 ; Peña-Monné et al., 2004).

2 - Relief et lithologie des vallées étudiées

2.1 - La vallée d’Andorre la Vieille

4Le plus grand bassin glaciaire de la Vallée du Valira (562 km2), affluent du Sègre, est situé vers 1000 m d’altitude entre la ville d’Andorre la Vieille et Les Escaldes où convergent les vallées du Valira d’Orient (166 km2), du Madriu (45 km2) et du Valira du Nord (146 km2) dominée par le plus haut sommet de l’Andorre (Coma Pedrosa, 2942 m). De direction générale NE‑SW, le bassin de 5 km de long et 0,5 km de large, est entouré de sommets dont l’altitude est comprise entre les 2402 m (Bony de la Pica) et 960 m au pont roman de la Margineda. La vallée est située dans des terrains métasédimentaires du Paléozoïque dont la structure générale E-W est associée au synclinal de Llavorsí (Casas & Poblet, 1989). On y observe les granites intrusifs du batholite d’Andorre-Mont-Louis, d’âge tardihercynien (Soler & Enrique, 1989).

2.2 - La vallée de Biescas-Sabiñánigo

5Le bassin supérieur du Gállego est constitué par la Ribera de Biescas (entre les villages de Biescas et Sabiñánigo) et par la vallée du Tena (en amont de Biescas) où se trouve le village de Panticosa, proche du Balaïtous (3150 m). La Ribera de Biescas et son prolongement dans la dépression du Val Ancha sont creusés dans des turbidites (flysch) et des marnes éocènes, avec un contact mécanique majeur (chevauchement) à Olivan. Le Val de Tena est limité au sud par les “Sierras Interiores” (calcaires et grès du Crétacé et du Paléocène) et constitué par des matériaux du PermoTrias à lithologie volcanique (andésites), des calcschistes et schistes paléozoïques ainsi que par des roches cristallines du batholite tardihercynien de Cauterets (Serrano-Cañadas, 1991).

2.3 - La vallée du Trueba

6D’altitude modeste (1718 m Castro Valnera), les montagnes de la province de Burgos alternent avec des dépressions (Espinosa de los Monteros, 800 m) correspondant en général à des plis de direction dominante NW-SE et qui sont excavées par érosion différentielle. Ces plis sont formés par des marnes, calcaires et des turbidites mésozoïques déposés sur un socle érodé.

7Dans le nord du synclinal de Villacayo-Tobalina, se trouve la vallée de Lunada, creusée dans des marnes turbiditiques inclinées de 12º vers le SE, et la dépression d’Espinosa de los Monteros, installée dans des grés (flysch d’Espinosa).

3 - Méthodologie

8Dans chacune des trois vallées glaciaires étudiées, les observations géomorphologiques et sédimentologiques ont été réalisées selon la méthodologie de Vilaplana (1981), les prospections géoélectriques en combinaison avec des sondages mécaniques selon Bordonau (1992), la prospection sismique à réfraction en combinaison avec des essais géotechniques selon Turu (2000). Les sondages électriques verticaux (SEV) ont été effectués avec une configuration du type Schlumberger (Orellana, 1982) et interprétés avec le programme IPI2WIN (Bobachev et al., 2003). Les profils sismiques à réfraction (Sheriff & Geldard, 1991) ont été réalisés avec une configuration de tir central. Les données géotechniques sont de type SPT (Standard Peneration Test) et DPSH (Deep Probing Super Heavy) ainsi que les essais pressiométriques de Menard (Baguelin et al., 1978).

4 - Résultats

4.1 - Le bassin d’Andorre la Vieille

4.1.1 - Évolution glaciaire

9D’après Turu & Peña (2006a et b), dans la basse vallée du Valira, les terrasses fluviatiles que l’on trouve dans le système du Ségre et du Valira sont en relation avec des dépôts morainiques frontaux (fig. 2). Les auteurs mettent en évidence plusieurs cycles glaciaires en relation avec les terrasses fluviatiles ainsi qu’un niveau très étendu (terrasse T3) d’âge par lumiscence (OSL) 125 – 120 Ka (fin du Pléistocène moyen). Ils montrent également que deux autres niveaux de terrasses étagées situés au-dessus (T1 et T2), sont plus anciens et non datables par la luminescence (> 1 Ma). La deuxième terrasse (T2) est directement en relation avec un cordon morainique fronto-latéral situé aux portes de la Seu d’Urgell et qui indique une extension maximale de 46,5 km du glacier du Valira lors du Pléistocène moyen ou inférieur. Lors du dernier cycle glaciaire, la longueur de ce glacier n’aurait pas dépassé 43 km (Turu & Peña, 2006b) à Pont Trencat dans l’Alt Urgell (Espagne). D’après ces auteurs, plusieurs stades de retrait et de stabilisation post-maximum peuvent être observés à Sant Julia de Loria (37 km), à la Margineda (31,5 km) et à Santa Coloma (29 km). Durant le dernier maximum glaciaire global (LGM, 20,3-19,4 Ka cal. BP, Turu & Peña, 2006b) la langue arrivait plus bas que la Margineda (stade 2, fig. 3), mais selon les évidences géomorphologiques, l’extension glaciaire maximale dans la vallée du Valira du Nord et dans les Escaldes a dû être antérieure à 27 Ka BP (Turu, 2002b ; Turu & Planas, 2005).

Fig. 2 : Extension du glacier du Valira pendant le Pléistocène d’après les données géomorphologiques et les affleurements de Turu & Peña (2006b).

Fig. 2 : Extension du glacier du Valira pendant le Pléistocène d’après les données géomorphologiques et les affleurements de Turu & Peña (2006b).

Cartographie des terrasses fluviatiles d’après les données de Turu & Peña (2006a et b, modifié). Cartographie des surfaces d’érosion d’après Hartevelt (1970, modifié). Lieu 1et 2 : Datations par luminiscence (Lum 24et Lum 27,ITN Sacavém) d’après Turu & Planas (2005) dans les sédiments glaciofluviatiles (1 = 120 ± 15,6 Ka OSL ; 2 = 125 ± 11,25 Ka OSL). 3 : Datation AMS (ß-69909, Beta Analytic, Florida) pour des sédiments organiques correspondant à un dépôt de type kame dans Els Vilars (Escaldes-Engordany), d’âge compris entre 20 250 et 19 350 ans cal. BP (Turu & Peña, 2006b). Les évidences géomorphologiques, sédimentologiques, édaphologiques et des datations de luminiscence (Lum 25 et Lum 26, ITN Sacavém) d’après Turu & Peña (2006b) dans les sédiments glaciofluviatiles (lieu 1 > 1 Ma OSL), montre une grande extension glaciaire pendant le Pléistocène inférieur. Les glaciers pendant le Pléistocène moyen et supérieur ont eu une moindre extension et les glaciers ont été toujours enboités dans les vallées.

Fig. 3 : Carte géomorphologique de la vallée principale du Valira entre les villages de La Margineda, Santa Coloma, Andorre la Vieille et Les Escaldes.

Fig. 3 : Carte géomorphologique de la vallée principale du Valira entre les villages de La Margineda, Santa Coloma, Andorre la Vieille et Les Escaldes.

(1) réseau fluvial,(2) cône alluvial,(3) cône de déjection,(4) pic, (5) cirque glaciaire,(6) roches moutonnées, (7) gorge sous‑glaciaire,(8) cordon morainique, (9) épaulements glaciaires en correspondance avec les stades glaciaires détectés dans le sous-sol de l’Andorre, (10) till non différencié, (11) alluvial, (12) colluvial, (13) localisation des forages réalisés, (14) localisation des chantiers étudiés, (15) situation prouvée des fronts glaciaires au stade glaciaire 1, (16) datation AMS des matériaux déposés lors du stade glaciaire 2 (20.250 - 19.350 ans cal. BP, Turu & Peña, 2006b). Situation de la coupe AB effectuée.

4.1.2 - Les données de terrain

10Les premières études géophysiques remontent à 1993 avec la réalisation de sondages électriques verticaux (SEV) effectués par les chercheurs de l’Université de Barcelone. En 1997, les premiers profils sismiques à réfraction et des mesures d’ondes londitudinales (P) et transversales (S) ont été effectués par les chercheurs de l’Université de Barcelone, avec le concours d’entreprises privées (Igeotest SL). Les premières études géomécaniques ont débuté en 1995 avec des essais pressiométriques et les premières études hydrogéologiques en 1998, avec des essais de pompage et des tests d’infiltration. Actuellement, l’entreprise andorrane Igeotest SL au travers de sa fondation pour les Sciences Naturelles (Fondation Marcel Chevalier), dispose de données géophysiques : 30 profils de sismique à réfraction à ondes longitudinales (type P) dont 14 avec des données de type S ; 156 sondages électriques verticaux avec une configuration de type Schlumberger ; 10 tomographies électriques avec une configuration de type Wenner ; des données hydrogéologiques avec environ 12 essais de pompage et plus de 30 essais d’infiltration ; des données géomécaniques et géologiques avec un total de 92 unités de prélèvement intacts (cylindre de terrain de 45 cm de long et de 72 mm de diamètre) ; 103 unités de prélèvement remaniées de type SPT (Standard Penetration Test) ; plus de 77 essais pressiométriques de Ménard (AFNOR NF P94-110) obtenus en effectuant 1596 m cumulés de perforation destructive avec plus de 137 sondages de 6 et 36 m de profondeur. Igeotest SL dispose également des données sédimentaires issues de 385 m de carottage répartis sur 30 points de sondages profonds de 8 à 30 m. L’ensemble de ces données obtenues sur plus de 36 chantiers ou sites permet donc une bonne connaissance des 15 premiers mètres de profondeur. Celle des 20 m inférieurs est plus faible et nous n’avons pas de données audelà de 35 m de profondeur (fig. 4).

Fig. 4 : Typologie et nombre de données du sous-sol dans le bassin d’Andorre la Vieille cédées par Igeotest SL (project de fondation Marcel Chevalier) pour cette étude. Le degré de connaissance diminue avec la profondeur.

Fig. 4 : Typologie et nombre de données du sous-sol dans le bassin d’Andorre la Vieille cédées par Igeotest SL (project de fondation Marcel Chevalier) pour cette étude. Le degré de connaissance diminue avec la profondeur.

4.1.3 - Interprétation

11À partir des nombreuses données de terrain précédemment citées, une description stratigraphique et sédimentologique des 35 premiers mètres de dépôts a pu être réalisée (fig. 5). L’identification des couches comme étant des tills sous-glaciaires a été possible grâce à des coupes de terrain dans les chantiers, le plus souvent entre 5 et 15 m de profondeur et exceptionnellement jusqu’à 20 m dans les parties latérales de la vallée. Elle l’a été surtout grâce aux nombreux sondages mécaniques destructifs avec essais pressiométriques en combinaison avec des prélèvements intacts et remaniés.

12La figure 6 représente la stratigraphie du bassin d’Andorre suivant l’axe central de la vallée, entre les Escaldes et La Margineda. Elle synthétise les résultats des études géophysiques, géologiques et géomécaniques. L’interprétation géophysique (fig. 6a) s’appuie sur des sondages électriques verticaux (SEV), à partir desquels ont pu être distinguées trois unités géoélectriques majeures décrites par Bordonau (1992). Dans l’unité intermédiaire, ont été différenciées des couches compactes à partir de sismique à réfraction (fig. 6b) et des données de consolidation des sédiments obtenues lors des essais pressiométriques (fig. 6c). La reconnaissance des tills sous-glaciaires a été faite à la fois grâce aux chantiers d’oeuvre (fig. 6d) pour la partie plus superficielle et grâce à des prélèvements lors des sondages mécaniques (fig. 6c). Souvent, on constate la présence d’une couche plus ou moins importante de tills sous-glaciaires au toit des couches consolidées. Entre les couches consolidées, on trouve des matériaux de granulométrie diverse avec des structures sédimentaires tractives (imbrication des clastes, stratification entrecroisée) associées à des surfaces érosives et channeliformes, et des structures sédimentaires de turbidité (série incomplète de Bouma, termes Ta, Tc-Td, Td, Mutti, 1992). L’ensemble suggère des faciès de débordement de chenaux (overbank) dans un milieu subaquatique, tandis que les niveaux avec des restes végétaux présents dans le forage carotté à Santa Coloma (fig. 6c) traduisent un milieu sédimentaire subaérien.

13Ainsi l’unité supérieure est formée d’alluvions subactuelles. L’unité intermédiaire, proposée comme essentiellement glaciaire, est formée par une alternance de couches différemment surconsolidées. Aux Escaldes (fig. 6c, chantier Prat del Roure), la partie supérieure de l’unité inférieure est formée par un sol rougeâtre reposant sur des dépôts alluviaux (graves rondes) correlé par Turu & Peña (2006b) avec le toit de la terrasse fluviatile T3 de 125-120 Ka OSL, tandis qu’à Santa Coloma (fig. 6c, base du sondage carotté à Santa Coloma), la partie supérieure de l’unité inférieure est formée par un sol brun avec des restes végétaux recouvrant des dépôts colluviaux (graves anguleuses). L’ensemble de l’unité inférieure n’est pas connue, mais les basses valeurs de résistivité électrique suggèrent la présence de matériaux à granulométrie fine considérés, suivant Bordonau (1992) comme associés à des lutites glacio-lacustres.

14La structure interne de l’unité inférieure devrait être divisée au moins en deux parties : une partie supérieure formée d’alluvions ou de colluvions et recouverte par des sols montrant des évolutions édaphiques différentes (sol rougeâtre et sol brun) et puis un dépôt glaciolacustre dans la partie inférieure. Cette division rappelle la succession stratigraphique décrite par Bordonau (1992) pour l’ensemble du comblement des ombilics glaciaires dans les Pyrénées, mais les différentes évolutions édaphiques des sols nous suggèrent la possibilité d’avoir en même temps des dépôts sédimentaires d’âge différent dans cette unité. Dans les Alpes, Nicoud et al. (2002) montrent que le remplissage sédimentaire würmien de l’ombilic de Grenoble (vallée de l’Isère) succède à une phase de creusement, affectant les sédiments de l’auge glaciaire rissienne et le substratum rocheux, et qu’il est donc possible de trouver en contact des sédiments d’âge très différent dans un ombilic glaciaire. Il est difficile de dire si l’ensemble de l’unité inférieure correspond à un cycle stadialinterstadial ou à un cycle glaciaire-interglaciaire antérieur. Néanmoins, on peut envisager une évolution du dépôt de l’unité inférieure en deux phases séparées par une période d’érosion, semblable à celle décrite par Nicoud et al. (2002) dans les Alpes.

Fig.5: Profil stratigraphique de synthèse du bassin d’Andorre la Vieille avec la corrélation entre les données géophysiques et hydrogéotechniques.

Fig.5: Profil stratigraphique de synthèse du bassin d’Andorre la Vieille avec la corrélation entre les données géophysiques et hydrogéotechniques.

Du point de vue de la composition sédimentaire de ces niveaux, on peut faire la séparation des bicouches 1a/1b et 2a/2b généralement massives, par rapport aux autres niveaux grâce à la prédominance des blocs, des galets ainsi que des graviers et des sables (en plus). On a pu également observer dans les coupes de terrain des structures de type tractif (imbrication des clastes). Les bicouches 3a/3b et 4a/4b présentent des faciès nettement glaciaires (till sous-glaciaire) ; des rythmites proximales et distales avec présence de limons et sables, grano‑classement et laminations. Les niveaux les plus consolidés peuvent présenter, dans la partie supérieure, une couche de till sous‑glaciaire.

Fig. 6a et 6b : Coupe AB, section longitudinale de la vallée principale d’Andorre.

Fig. 6a et 6b : Coupe AB, section longitudinale de la vallée principale d’Andorre.

Localisation des travaux géophysiques (sondages électriques verticaux et sismique à réfraction) et représentation de la résistivité électrique dans le sous‑sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al. (2003) ; la prospection sismique à réfraction détecte les couches de haute vélocité longitudinale dans le sous-sol, souvent en relation avec des tranches de haute résistivité électrique. Individualisation des trois unités géoélectriques. Socle hercynien avec en général une résistivité électrique basse mais variable.

4.2 - Les bassins de la Ribera de Biescas et de la vallée du Trueba

15Le bassin de la Ribera de Biescas (fig. 7) a été étudié par Barrère (1966), Martí Bono (1978) et SerranoCañadas (1991) qui ont reconnu l’existence de manifestations glaciaires anciennes dans les vallées latérales. Dans la partie finale de la vallée principale, ils ont également décrit un seul front morainique à Senegüé, daté par OSL à 35,7 Ka BP, un till glaciaire plus ancien à Aurín (âge OSL 85 ± 5 Ka BP) et un dépôt fluvio-glaciaire associé (âge OSL 67 ± 7 Ka BP), ainsi que des roches moutonnées et striées en relation avec une haute terrasse fluvio-glaciaire à Sabiñánigo (âge OSL 155,8 Ka BP) (Peña et al., 2003, 2004 ; Sancho et al., 2004).

16Dans le bassin de la vallée du Trueba (Serrano-Cañadas, 1996), on trouve un complexe morainique frontal à Espinosa de los Monteros qui repose sur le substratum rocheux et une séquence de retrait très complète (fig. 8). Un deuxième complexe morainique frontal a été observé plus au nord, à Bárcenas.

17Un peu plus éloigné du complexe morainique d’Espinosa, nous avons également reconnu un till supraglaciaire reposant sur un dépôt fluvio‑glaciaire (point 16, fig. 8). La position du dépôt, (70 m au-dessus du niveau actuel de la rivière) et la dégradation de la forme originelle, suggèrent un complexe plus ancien que le dépôt morainique frontal d’Espinosa, mais, dans la vallée du Trueba, aucune datation ne permet d’établir une chronologie des dépôts glaciaires et fluvio-glaciaires.

Fig. 7 : Cadre général de la vallée du Alto Gállego, dans les Pyrénées Centrales. La partie encadrée correspond à la Ribera de Biescas jusqu’à la moraine frontale de Senegüé, Localisation des stations où ont été effectués des travaux de prospection géoélectrique (points 1 à 10) et géomécanique (points 2 et 10).

Fig. 7 : Cadre général de la vallée du Alto Gállego, dans les Pyrénées Centrales. La partie encadrée correspond à la Ribera de Biescas jusqu’à la moraine frontale de Senegüé, Localisation des stations où ont été effectués des travaux de prospection géoélectrique (points 1 à 10) et géomécanique (points 2 et 10).

4.2.1 - Prospection géophysique et interprétation

18La prospection du sous-sol a été basée sur la réalisation de sondages électriques verticaux et sur la sismique à réfraction. Dans le cas de la vallée du Haut Gállego, à la Ribera de Biescas (fig. 7), il a été nécessaire d’effectuer deux sondages de type DPSH jusqu’à 25 m de profondeur à Orós Bajo et à Senegüé, pour lever les incertitudes du modèle d’interprétation de résistivité électrique. Dans la vallée du Trueba, au‑dessus d’Espinosa de los Monteros (fig. 8), cette opération n’a pas été nécessaire.

19Dans les deux cas étudiés, les trois unités géoélectriques définies par Bordonau (1992) dans les remplissages sédimentaires des bassins glaciaires des Pyrénées méridionales ont été identifiées. A la Ribera de Biescas (fig. 9a et b), on observe, entre Orós et Oliván, une importante dépression du substratum rocheux de plus de 150 m qu’on pense être le résultat d’un surcreusement glaciaire et qui coïncide avec un accident tectonique chevauchant majeur. Dans la vallée du Trueba (fig. 10a et b), la dépression est plus modeste, de 60 m environ, avec une morphologie échelonnée du substratum rocheux qui divise la vallée en deux bassins. Le village de Barcenas se trouve à la limite des deux, avec la présence du substratum rocheux près de la surface. Dans la vallée du Trueba, la géométrie de l’unité intermédiaire et de l’unité inférieure suggèrent une continuité sédimentaire (changement de faciès), compatible avec un système sédimentaire glacio‑lacustre similaire à celui décrit par Bordonau (1992).

20Comme dans la vallée d’Andorre, la prospection sismique a également permis d’identifier des couches de forte vitesse sismique et de grande résistance mécanique (Turu, 2000). Elles se trouvent dans l’unité intermédiaire. Dans la Ribera de Biescas, elles ont été identifiées dans les premiers 25 m de profondeur à partir de registres pénétrométriques (DPSH), tandis que dans la vallée du Trueba, elles se situent très près de la surface, à des profondeurs inférieures à 10 m.

21Les similitudes entre les vallées de la Ribera de Biescas et de l’Andorre sont grandes, mais on observe des différences avec la vallée du Trueba. Elles portent sur la position des couches surconsolidées et sur le rapport géométrique de l’unité intermédiaire avec l’unité inférieure.

22Si dans les trois vallées, les unités géoélectriques (Bordonau, 1992) et les couches surconsolidées (Turu, 2000) ont pu être identifiées, dans la vallée du Trueba, les couches surconsolidées se trouvent exclusivement au toit de l’unité géoélectrique intermédiaire. Dans les vallées pyrénéennes, elles font partie de celle-ci. Néanmoins, on ne nie pas la possibilité de l’existence d’une moraine de fond à la base de la vallée du Trueba.

23Les couches consolidées du Trueba se trouvant géomorphologiquement en corrélation avec le complexe morainique d’Espinosa de los Monteros et celui de Bárcenas, les unités géoélectriques inférieures et intermédiaires sont automatiquement antérieures et en corrélation avec le till supraglaciaire situé à 70 m au dessus du fond de la vallée du Trueba dans Espinosa (point 16, fig. 8).

24De plus, le contact entre les unités géoéléctriques intermédiaire et inférieure est en “onlap” vers l’aval pour la vallée du Trueba (fig. 10b), tandis que pour les vallées des Pyrénées, il est en “onlap” vers l’amont (fig. 5c et 9b). Suivant les critères de la stratigraphie séquentielle dans le sens de Mitchum (1977), Haq et al. (1987) et son application dans les milieux glacio-lacustres (Turu, 2002a et b), cette relation géométrique suggère un changement des faciès sédimentaires entre l’unité inférieure et l’unité intermédiaire pour la vallée du Trueba. Pour les deux vallées des Pyrénées, ce contact angulaire est sûrement une discontinuité stratigraphique majeure. Dans le cas de l’Andorre, la présence d’un sol entre les unités intermédiaire et inférieure parait confirmer cette hypothèse.

Fig.8 : Cadre général de la vallée du Trueba dans la Chaîne Cantabrique.

Fig.8 : Cadre général de la vallée du Trueba dans la Chaîne Cantabrique.

Les stations où ont été effectués des travaux de prospection géoélectrique et géomécaniques ont indiquées entre le village de Las Machorras dans le territoire des “Pasiegos”, et les villages de Bárcenas et Espinosa de los Monteros où se trouvent des moraines frontales.

Fig.9a: Section longitudinale de la vallée de la Riberade Biescas jusqu’à Senegüé. Situation des travaux effectués (sondages à pénétration dynamique continue, sondages électriques verticaux et sismique à réfraction) et représentation de la résistivité électrique dans le sous-sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al. (2003). Interprétation des faciès de résistance pénétrométrique dans OrósBaxo et dans Senegüé.

Fig.9a: Section longitudinale de la vallée de la Riberade Biescas jusqu’à Senegüé. Situation des travaux effectués (sondages à pénétration dynamique continue, sondages électriques verticaux et sismique à réfraction) et représentation de la résistivité électrique dans le sous-sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al. (2003). Interprétation des faciès de résistance pénétrométrique dans OrósBaxo et dans Senegüé.

Fig. 10a : Section longitudinale de la vallée du Trueba jusqu’à Espinosa. Situation des travaux effectués (sondages électriques verticaux et sismique à réfraction), représentation de la résistivité électrique dans le sous-sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al.(2003) et interprétation des faciès résistifs.

Fig. 10a : Section longitudinale de la vallée du Trueba jusqu’à Espinosa. Situation des travaux effectués (sondages électriques verticaux et sismique à réfraction), représentation de la résistivité électrique dans le sous-sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al.(2003) et interprétation des faciès résistifs.

5 - Discussion et conclusion

25L’étude des trois vallées glaciaires (fig. 11), parmi les plus grandes et les plus représentatives du Nord de la Péninsule Ibérique, montre les similitudes qui existent dans le remplissage des bassins glaciaires intramontagnards, indépendamment de leur situation géographique. Cette observation traduit une évolution glaciaire commune. C’est à partir des résultats des prospections géophysiques et géomécaniques très nombreuses dans la vallée de l’Andorre que des corrélations avec la présence de tills sous-glaciaires et glaciotectonites ont été proposées pour l’unité intermédiaire.

26De ce fait, pour les vallées pyrénéennes étudiées, et plus concrètement celle de l’Andorre, la géométrie des corps sédimentaires correspondant aux unités géoélectriques inférieure et intermédiaire constituerait une surface de discontinuité stratigraphique majeure. Ce n’est pas le cas pour la vallée du Trueba. Pour cette vallée de la Chaîne Cantabrique, les unités géoélectriques inférieure et intermédiaire correspondent à des changements de faciès des paraséquences (Mitchum, 1977 ; Haq et al., 1987 ; Turu, 2002a et b). La vallée du Trueba s’adapte mieux au modèle génétique de dépôts de Bordonau (1992), mais comme remplissage deltaïque rétrograde.

27Par contre, en Andorre, cette discontinuité sépare deux milieux sédimentaires antagonistes. Les paléosols et restes végétaux présents à –13 et –30 m de profondeur dans Santa Coloma et Escaldes au-dessous de l’unité intermédiaire, en sont les meilleurs témoins. La présence de ces niveaux édaphiques permet de penser que cette discontinuité représente un hiatus sédimentaire. Mais on ne peut toutefois pas écarter l’hypothèse de l’existence de surfaces érosives géométriquement plus ou moins profondes entre les deux unités.

28La signification des couches surconsolidées dans les trois vallées serait la même, suivant Turu (2000). La correspondance doit être établie directement avec des processus de consolidation glaciaire. Pour les deux vallées pyrénéennes étudiées, l’unité intermédiaire est considérée comme d’origine glaciaire. Dans la vallée du Trueba, ces couches surconsolidées se trouvent au toit de l’unité géoélectrique intermédiaire et nous pensons qu’elles résultent des réavancées du glacier jusqu’à sa partie terminale.

29Le devenir de l’unité inférieure est dès lors posé. Dans la vallée du Trueba, elle serait génétiquement en relation avec l’unité intermédiaire. L’une et l’autre font partie d’un remplissage deltaïque rétrograde déposé lors du retrait du front glaciaire après la formation du premier complexe morainique d’Espinosa. Dans les deux vallées des Pyrénées, il est plus difficile de statuer car, du fait de l’épaisseur des dépôts, la prospection géoélectrique n’a pas eu une résolution suffisante permettant de différencier des faciès électriques. Il faudra donc employer d´autres techniques géophysiques comme la sismique à réflexion ou des sondages plus profonds.

30L’une des questions majeures est l’âge du surcreusement glaciaire. L’âge des ombilics est évidemment antérieur au dépôt de l’unité inférieure. Pour les vallées des Pyrénées, il nous est difficile de dire quelle partie de l’ensemble sédimentaire des ombilics correspond à un cycle stadiaire-interstadiaire würmien, à un cycle glaciaire-interglaciaire antérieur ou même à plusieurs cycles glaciaires. En effet, les différentes évolutions édaphiques des sols observées au toit de l’unité inférieure dans la vallée d’Andorre nous suggèrent la présence de dépôts sédimentaires d’âge très ancien dans cette séquence. D’après les datations OSL effectuées dans le Haut Gállego et dans le système Sègre-Valira (Peña et al., 2003 ; Peña et al., 2004a et b ; Sancho et al., 2004 ; Turu & Peña, 2006a et b), on est sûr que les sédiments présents dans les grandes vallées glaciaires pyrénéennes correspondent au Pléistocène supérieur, mais aussi au Pléistocène moyen. Néanmoins on peut envisager une évolution du dépôt de l’unité inférieure en deux phases séparées par une période d’érosion, semblable à celle décrite par Nicoud et al. (2002) dans les Alpes, sur les bordures de la vallée. On pourrait ainsi expliquer l’existence de dépôts sédimentaires d’âge différent dans l’unité inférieure.

Fig. 11 : Images des trois vallées prospectés. Vallée d’Andorre, vision de la haute partie de la vallée et cordons morainiques latéraux d’Engolasters. Vallée du Gállego, vision du front morainique frontal à Senegüé. Vallée du Trueba, vision du fond de la vallée en amont du front morainique du village de Barcenas

Fig. 11 : Images des trois vallées prospectés. Vallée d’Andorre, vision de la haute partie de la vallée et cordons morainiques latéraux d’Engolasters. Vallée du Gállego, vision du front morainique frontal à Senegüé. Vallée du Trueba, vision du fond de la vallée en amont du front morainique du village de Barcenas
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Table des illustrations

Titre Tab. 1 : Situation des vallées glaciaires étudiées dans le N et NE du bassin de l’Ebre.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 39k
Titre Tab. 2 : Données acquises dans les vallées étudiées et comparaisons entre elles. (Ro) Résistivité électrique, (VL) Vitesse sismique longitudinale, (h) Puissance sédimentaire de l’unité géoélectrique.
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Titre Fig. 1 : Localisation des vallées glaciaires étudiées dans le N et le NE de la Péninsule Ibérique.
Légende 1 - bassins glaciaires de Bono et Barruera (Vilaplana, 1983 ; Vilaplana & Casas, 1983 ; Bordonau et al., 1989 ; Bordonau, 1992 ; Bordonau et al., 1993 ; Pallàs et al., 2006) ; 2 ‑ bassins glaciaires de Benasque et Esterri d’Àneu (Bordonau et al., 1989 ; Bordonau, 1992 ; Serrat et al., 1994) ; 3 - bassin glaciaire de l’Andorre (Turu, 2000 ; Turu & Planas, 2005 ; Turu & Peña, 2006a et b) ; 4 - bassin glaciaire de la Massana et Ordino (Vilaplana, 1985 ; Turu, 2001 ; Turu et al., 2002 ; Turu 2002b) ; 5 - bassins glaciaires du Gállego et du Trueba (Serrano‑Cañadas,1991 ; Serrano-Cañadas, 1996 ; Sancho et al., 2004 ; Peña et al., 2003 ; Peña-Monné et al., 2004).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-3.jpg
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Titre Fig. 2 : Extension du glacier du Valira pendant le Pléistocène d’après les données géomorphologiques et les affleurements de Turu & Peña (2006b).
Légende Cartographie des terrasses fluviatiles d’après les données de Turu & Peña (2006a et b, modifié). Cartographie des surfaces d’érosion d’après Hartevelt (1970, modifié). Lieu 1et 2 : Datations par luminiscence (Lum 24et Lum 27,ITN Sacavém) d’après Turu & Planas (2005) dans les sédiments glaciofluviatiles (1 = 120 ± 15,6 Ka OSL ; 2 = 125 ± 11,25 Ka OSL). 3 : Datation AMS (ß-69909, Beta Analytic, Florida) pour des sédiments organiques correspondant à un dépôt de type kame dans Els Vilars (Escaldes-Engordany), d’âge compris entre 20 250 et 19 350 ans cal. BP (Turu & Peña, 2006b). Les évidences géomorphologiques, sédimentologiques, édaphologiques et des datations de luminiscence (Lum 25 et Lum 26, ITN Sacavém) d’après Turu & Peña (2006b) dans les sédiments glaciofluviatiles (lieu 1 > 1 Ma OSL), montre une grande extension glaciaire pendant le Pléistocène inférieur. Les glaciers pendant le Pléistocène moyen et supérieur ont eu une moindre extension et les glaciers ont été toujours enboités dans les vallées.
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Titre Fig. 3 : Carte géomorphologique de la vallée principale du Valira entre les villages de La Margineda, Santa Coloma, Andorre la Vieille et Les Escaldes.
Légende (1) réseau fluvial,(2) cône alluvial,(3) cône de déjection,(4) pic, (5) cirque glaciaire,(6) roches moutonnées, (7) gorge sous‑glaciaire,(8) cordon morainique, (9) épaulements glaciaires en correspondance avec les stades glaciaires détectés dans le sous-sol de l’Andorre, (10) till non différencié, (11) alluvial, (12) colluvial, (13) localisation des forages réalisés, (14) localisation des chantiers étudiés, (15) situation prouvée des fronts glaciaires au stade glaciaire 1, (16) datation AMS des matériaux déposés lors du stade glaciaire 2 (20.250 - 19.350 ans cal. BP, Turu & Peña, 2006b). Situation de la coupe AB effectuée.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-5.jpg
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Titre Fig. 4 : Typologie et nombre de données du sous-sol dans le bassin d’Andorre la Vieille cédées par Igeotest SL (project de fondation Marcel Chevalier) pour cette étude. Le degré de connaissance diminue avec la profondeur.
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Titre Fig.5: Profil stratigraphique de synthèse du bassin d’Andorre la Vieille avec la corrélation entre les données géophysiques et hydrogéotechniques.
Légende Du point de vue de la composition sédimentaire de ces niveaux, on peut faire la séparation des bicouches 1a/1b et 2a/2b généralement massives, par rapport aux autres niveaux grâce à la prédominance des blocs, des galets ainsi que des graviers et des sables (en plus). On a pu également observer dans les coupes de terrain des structures de type tractif (imbrication des clastes). Les bicouches 3a/3b et 4a/4b présentent des faciès nettement glaciaires (till sous-glaciaire) ; des rythmites proximales et distales avec présence de limons et sables, grano‑classement et laminations. Les niveaux les plus consolidés peuvent présenter, dans la partie supérieure, une couche de till sous‑glaciaire.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-7.jpg
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Titre Fig. 6a et 6b : Coupe AB, section longitudinale de la vallée principale d’Andorre.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 126k
Titre Fig. 7 : Cadre général de la vallée du Alto Gállego, dans les Pyrénées Centrales. La partie encadrée correspond à la Ribera de Biescas jusqu’à la moraine frontale de Senegüé, Localisation des stations où ont été effectués des travaux de prospection géoélectrique (points 1 à 10) et géomécanique (points 2 et 10).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-9.jpg
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Titre Fig.8 : Cadre général de la vallée du Trueba dans la Chaîne Cantabrique.
Légende Les stations où ont été effectués des travaux de prospection géoélectrique et géomécaniques ont indiquées entre le village de Las Machorras dans le territoire des “Pasiegos”, et les villages de Bárcenas et Espinosa de los Monteros où se trouvent des moraines frontales.
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Titre Fig.9a: Section longitudinale de la vallée de la Riberade Biescas jusqu’à Senegüé. Situation des travaux effectués (sondages à pénétration dynamique continue, sondages électriques verticaux et sismique à réfraction) et représentation de la résistivité électrique dans le sous-sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al. (2003). Interprétation des faciès de résistance pénétrométrique dans OrósBaxo et dans Senegüé.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-11.jpg
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Titre Fig. 10a : Section longitudinale de la vallée du Trueba jusqu’à Espinosa. Situation des travaux effectués (sondages électriques verticaux et sismique à réfraction), représentation de la résistivité électrique dans le sous-sol en utilisant le logiciel de Bobachev et al.(2003) et interprétation des faciès résistifs.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-12.jpg
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Titre Fig. 11 : Images des trois vallées prospectés. Vallée d’Andorre, vision de la haute partie de la vallée et cordons morainiques latéraux d’Engolasters. Vallée du Gállego, vision du front morainique frontal à Senegüé. Vallée du Trueba, vision du fond de la vallée en amont du front morainique du village de Barcenas
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/1167/img-13.jpg
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Pour citer cet article

Référence papier

Valenti Turu i Michels, Geoffrey S. Boulton, Xavier Ros I Visus, Jose Luís Peña‑Monné, Carles Martí I Bono, Jaume Bordonau I Ibern, Enrique Serrano‑Cañadas, Carlos Sancho‑Marcén, Ana Constante-Orrios, Jaume Pous I Fàbregas, Juan José Gonzalez‑Trueba, Jordi Palomar I Molins, Ramon Herrero I Simón et José María Garcia‑Ruiz, « Structure des grands bassins glaciaires dans le nord de la péninsule ibérique : comparaison entre les vallées d'Andorre (Pyrénées orientales), du Gallego (Pyrénées centrales) et du Trueba (Chaîne cantabrique) », Quaternaire, vol. 18/4 | 2007, 309-325.

Référence électronique

Valenti Turu i Michels, Geoffrey S. Boulton, Xavier Ros I Visus, Jose Luís Peña‑Monné, Carles Martí I Bono, Jaume Bordonau I Ibern, Enrique Serrano‑Cañadas, Carlos Sancho‑Marcén, Ana Constante-Orrios, Jaume Pous I Fàbregas, Juan José Gonzalez‑Trueba, Jordi Palomar I Molins, Ramon Herrero I Simón et José María Garcia‑Ruiz, « Structure des grands bassins glaciaires dans le nord de la péninsule ibérique : comparaison entre les vallées d'Andorre (Pyrénées orientales), du Gallego (Pyrénées centrales) et du Trueba (Chaîne cantabrique) », Quaternaire [En ligne], vol. 18/4 | 2007, mis en ligne le 01 avril 2009, consulté le 14 avril 2021. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/1167 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.1167

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Auteurs

Valenti Turu i Michels

Igeotest Andorra SL (Fundació Marcel Chevalier). E-mail : igeofundacio@andorra.ad

Geoffrey S. Boulton

Dpt. Geology and Geophysics, University of Edinburgh

Xavier Ros I Visus

Geo3 Andorra SL

Jose Luís Peña‑Monné

Dpt. Geografía, Universidad de Zaragoza

Carles Martí I Bono

Instituto Pirenaico de Ecologia (CSIC)

Jaume Bordonau I Ibern

Dpt. Geodinàmica i Geofísica, Universitat de Barcelona

Enrique Serrano‑Cañadas

Dpt. Geografía, Universidad de Valladolid

Carlos Sancho‑Marcén

Dpt. Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza

Ana Constante-Orrios

Dpt. Geografía, Universidad de Zaragoza

Jaume Pous I Fàbregas

Dpt. Geodinàmica i Geofísica, Universitat de Barcelona

Juan José Gonzalez‑Trueba

Dpt. Geografía, Universidad de Cantabria

Jordi Palomar I Molins

Geoterna Cataluña SCP

Ramon Herrero I Simón

Igeotest Andorra SL (Fundació Marcel Chevalier). E-mail : igeofundacio@andorra.ad

José María Garcia‑Ruiz

Instituto Pirenaico de Ecologia (CSIC)

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