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Région du Mont Lozère et du Massif de la Borne
COMPTE RENDU DE MISSION DANS LES CEVENNES (région du Mont Lozère et de la Borne)
IMPLICATIONS TECTONIQUES ET CARTOGRAPHIQUES PROPOSITION DE VOIES DE RECHERCHE
31 mars-6 avril 1990 (Le Pont-de-Montvert, Lozère)
Jean-Paul DEROIN (SGN/TED)
Jean-François BECQ-GIRAUDON (SGN/GEO)
André E. PROST (Université d'Orléans)
Avril 1990
R 30847
S G N T E D 9 0
BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES Direction de la technologie
Département Télédétection B.P. 6009 - 45060 ORLÉANS CEDEX 2 - France -Tél. : (33) 38.64.34.34
R6&±on du Mon* l^ojtarm et du Ma.mm±£ da Im BoM-nc
Contexte:
Les travaux de thèse de J.-P.DER0IN C 1 ) , utilisant le Sud-Est du
Massif Central français comme plate-forme régionale pour le développe-
ment de recherches interdisciplinaires ayant comme outil privilégié la
télédétection, ont conduit à de nombreuses implications tant méthodolo-
giques que géologiques. A quelques mois de la soutenance de la thèse de
Doctorat, il est apparu nécessaire de rendre compte sur le terrain, et à
des spécialistes, d'un certain nombre d'observations à caractères
structuraux et stratigraphiques, principalement dans le domaine des
dépôts d'arkoses syntectoniques découvertes au lieu-dit la Cham du Pont,
près du Pont-de-Montvert. Ces dépôts sont le siège d'une anomalie
spectrale i 2 ) détectée sur l'image SPOT, et expliquée quant à ses causes
géochimiques et ses effets phytomorphologiques C 3 > .
Le financement de la mission a été effectué sur les fonds de la
Direction Scientifique du BRGM dans le cadre de la fiche-programme CB 45
(télédétection et appui à la cartographie en domaine tempéré), dont
Jean-Yves Scanvic est le responsable.
(1) DEROIN J.-P. (1989). Rapport BRGH R 30191 01 ÎED 89.
(2) DEROIN J.-P. et al. (1990). J. of Photograitetria S Reaote Sensing, (sous presse).
(3) DEROIN J.-P. et DEROIN Th. (souiis). C. R. Acad. Sei., Paris.
C « &. de Md. mm J. an dmnm lam Cévcnntsm
Plan du Rapport, Plan of the Report, Berichtentwurf
Contexte 3
Résumé 9
Abstract 10
Zusammenfassung 11
Chapitre I. Facturation tardi-hercynienne et détritisie associé 13
1 — Chronologie des événeients tardi-hercyniens 15 1.1. Introduction 15 1.2. Fracturation tardi-hercynienne 16 1.3. Dépôts détritiques au Sud du Hont Lozère . 16 1.4. Contexte structural des arkoses 18 1.5. Révision de l'âge des arkoses 20 1.6. Conclusion 22
2 — Reconstitution d'une esquisse de paléodrainage 23 2.1. Introduction 23 2.2. A l'échelle de la Chai du Pont 24 2.3. Extension au Hont Lozère 24 2.4. Extension au système Perio-Carbonifère ... 25
3 — Implications paléogéographiques 31 3.1. Introduction 31 3.2. Découverte de la série lésozoïque 32 3.3. Conclusion 35
Chapitre II. Filons, enclaves et phyllonites liés à la tectogenèse ... 37
1 — Les aplites et les pegiatites 39 1.1. Introduction 39 1.2. Association des différents types 39 1.3. Sites d'affleurement et nature filonienne. 40 1.4. Caractère synductile des corps filoniens . 42
2 — Les enclaves dans les granitoïdes 45 2.1. Sites d'affleurement et nature 45 2.2. Conséquences géodynaiiques 46
3 — Les phyllonites 47 3.1. Définition 47 3.2. Sites d'affleurement 47 3.3. Transition ductile/fragile 47
Region du Hont £,o*£x-e et du Mammd.£ de XeL Borne
Chapitre III, Synthèse sur le systèie de Villefort
1 — Niveau d'érosion du dispositif 51 1.1. Introduction 51 1.2. Indices d'érosion différentielle 51
2 — Données géophysiques à petite échelle 53 2.1. Carte des anoialies du chaip total ....... 53 2.2. Carte de l'anoialie de Bouguer 56 2.3. Conclusion 56
3 — Conclusion 59
Chapitre IV. Rôle de la télédétection dans l'étude
1 — Exploitation des données de télédétection 63 1.1. Introduction 63 1.2. Généralités sur la léthode 63
2 — Données à petite échelle 65 2.1. Introduction 65 2.2. HCHH 65
3 — Données à loyenne échelle 67 3.1. Introduction 67 3.2. LANDSAT-HSS 67 3.3. SPOT-HRV 67
4 — Données à grande échelle 69 4.1. Introduction 69 4.2. Photographies aériennes 69
Chapitre V. Proposition de voies de recherche
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 75
PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES 79
Bassin du Pont-de-Hontvert 80 Filons et phyllonites 82 Enclaves 84 liage SPOT-HRV 86
Annexe. Aspects critiques de la coupure géologique à 1/50.000, feuille de Génolhac.
Fracturation 91 Phénomènes cartographies 92 Contours géologiques 93 Généralités et conclusions 93
_ 6 — C. R9 de Mission dans Jes CUvtsnncm
Illustrations,
Légende des figures,
Fig. 1. Carte géologique des Cévennes et schéia tectonique du secteur du Hont Lozère et de
la Borne.
Lithostratigraphîe; 1. Terrains post-triasiques; 2. Trias indifférencié; 3. Dépôts
arkosiques d'âge paléozoïque supérieur; 4. Granite du Bougés; 5. Granite des Signaux;
6. Granite porphyroïde du Lozère et de la Borne; 7. Séries «étasorphiques indifférenciées;
8. Principaux décrocheients tardi-hercyniens.
Toponynie; A. Aies; F. Florae; G. Génolhac; L. La Garde-Guérin; La. Largentière; LV. Le
Vigan; H. Hontselgues; P. Le Pont-de-Hontvert; V, Villefort; cp. La Cham du Pont; f. Cham
de Finialette; p. Peyroche; FO. Faille d'Orcières; FV. Faille de Villefort.
Fig. 2. Sché»a structural détaillé du bassin arkosique du Pont-de-Hontvert.
Fig. 3. Coupe de la série paléozoïque de la Chai du Pont (Sud) lontrant l'alternance des
bancs gréseux et des intervalles sableux.
Fig. 4. Carte des occurrences perio-carbonifères cévenoles et des sondages.
Lithostratigraphîe; 1. Schistes cévenols; 2. Granites calco-alcalins; 3. Perio-
Carbonifère; 4. Hésozoïque (Trias, Jurassique, Crétacé); 5. Cénozoïque; 6. Sondages cités:
A. Villeneuve-de-Berg-1; B. Valvignières-1; C. Vallon-Pont-d'Arc-1; D. Rosières-2; E.
Lussan-2; F. Lédignan-1; 7. Principales failles.
Fig. 5. Coupe de la série lésozoïque (cf détail dans le texte).
Fig. 6. Profil torphologique Lozère/Borne.
Fig. 7. Carte lagnétique.
Fig. 8. Carte gravinétrique.
Fig. 9. Linéament Sud-Français et cadre linéatentaire de Rousset.
R£&£an du Mont l*om £ a~« «t du *4»mm±f de 1 A Aoj-ne — 7 _
Planches photographiques,
PI. I. Les dépôts arkosiques d'âge paléozoïque supérieur du bassin du
Pont-de-Montvert,
(a) Vue générale de la Cham du Pont prise vers le nord depuis le
Col du Bougés (cote 1200m). Les dépôts forment ici un vaste synclinal
d'axe N.120°; ils sont recouverts de résineux (partie ouest de la vue)
et de feuillus sur leur bordure orientale (cf détails dans DEROIN,
1989).
(b) Vue vers le SE de la faille du Peyrou, qui forme un col dans le
granite porphyroïde, depuis les affleurements d'arkoses de Peyroche,
près du Roc de Montai. Au fond (avant-dernier plan), vers le sud, le
bassin de la Cham du Pont.
(c) Détail des faciès arkosiques en place observés à la Cham de
Finialette. Le pendage de la formation est de 70"NE.
PI. II. Les réseaux filoniens sur le pourtour du batholite de Villefort.
(a) Filon d'aplite subméridien, situé au-dessus du camping du
Pont-de-Montvert.
(b) Filon pegmatito-aplitique 175E70 affectant le substratum
granitique (granite du Bougés) de la Cham du Pont. On constate que la
fracturation guidant le filon se retrouve dans les granites sans
minéralisations.
(c) Chevelu de phyllonites sur le site du barrage de Villefort,
empruntant la direction subméridienne. Il affecte le granite porphyroïde
de la Borne.
— 8 — C. R. d e Md.mmd.an cSmnm 1mm Gm~vtsnnmm
PI. III. Les enclaves du granite porphyroïde (Mont Lozère.)
(a) et (b) Enclaves gneissiques observées près de Peyroche;
minéraux remarquables: grenat, andalousite, etc.
(c) Enclave de micaschistes sur le même site.
PI. IV. Extrait de la mosaïque des deux scènes XS SPOT KJ 47.260 et
47.261 sur le Mont Lozère; l'image, du 29 septembre 1986, a été
redressée géométriquement, puis filtrée par 1 'intermédiaire d'un filtre
passe-haut "HPF" (High Pass Filter). Echelle: 1/100.000. (Traitement:
BRGM Télédétection).
R é g i o n du M o n t £»otf¿ire «fc du Mt*mm±£ d« J A A o j m e — 9 —
Rêsuiê. — A partir d'observations tectoniques de terrain et d'une cartographie détaillée,
on établit la chronologie des événeMents tardi-hercyniens ayant affecté les intrusions
granitiques des Cévennes septentrionales. Elle coaprend quatre phases de compression dont
la Manifestation principale est le décrocheaent. Au sud du aassif granitique du Hont
Lozère (région du Pont-de-Hontvert), l'étude des relations entre les principales faillies
de fractures révèle le contrôle de la tectonique tardi-hercynienne sur l'accuaulation des
dépôts fluvio-lacustres de la Chat du Pont, de Peyroche et de la Chat de Finialette, Un
êge Stephanien à autunien est proposé pour ces dépôts arkosiques.
Oes observations coapléaentaires sont effectuées dans le secteur du Col du Bougés, au
Sud de la ¿one précédeaaent décrite. On y retrouve la véritable série aésozoïque, coa-
préhensive et non plissêe, représentée par un Trias gréso-carbonatê et un Hettangien à
faciès détritiques et carbonates totalisant une quinzaine de iètres de puissance.
Les dépôts d'êge paléozoïque supérieur Mis en évidence dans le bassin du Pont-de-
Hontvert sont reliés aux terrains de aêae êge de la bordure cévenole et de la région de
Sanilhac, près de Largentière, Le dispositif paléogéographique reconnu ici autorise de
proposer un paléoréseau de drainage qui illustre la aigration progressive des aires de
sédiaentation vers l'intérieur de l'orogène, du Stephanien au Peraien.
L'étude des systèaesfiloniens, principaleaent des aplites-pegaatites, et celle des
phyllonites, soulignent les réseaux de fracturation ayant (re)joué au cours du Peraien
(tectonique tardi-hercynienne). Oe plus, le synchronisae des épisodes ductiles et fragiles
est claireaent reconnu pour la preaière fois dans cette partie du Massif Central français.
La principale iaplication s'avère être la grande différence existant entre les niveaux
d'érosion du aassif du Hont Lozère et celui de la Borne. Ce dernier représente des faciès
basaux du batholite de Villefort dépourvus d'enclaves et de filons d'aplites-pegaatites.
Ces différences sont confiraées par les données géophysiques à petite échelle.
L'étude de terrain se base sur un fonds de télédétection conséquent, principaleaent
dans le doaaine visible et proche infrarouge. Celui-ci a été intégré à toutes les phases
aaonts des travaux précédeaaent résuaés. Il sera encore davantage ais à contribution dans
le cadre de travaux pluriscalaires sur le Sud-Est du Massif Central français proposés è la
Direction Scientifique pour 1991.
Enfin, les noabreuses erreurs cartographiques constatées sur la feuille géologique à
1/50.000 de Cénolhac nous conduisent à établir une annexe spécifique sur ce point.
- ÎO — C „ R . d e Mi«a io f i d a ñ a lasai C í v e n n e «
Abstract. — REPORT OF A MISSION IN THE CEVENNES (Areas of the Mont Lozère and La Borne).
TECTONIC AND CARTOGRAPHIC IMPLICATIONS. RESEARCH PROPOSALS.
Hicro-tectonic studies and detailed tapping alio* to assess the chronology of Late
Hercynian events in the crystalline rocks of northern Cérennes. A succession of four
compressive phases characterized by strike-slip faulting is described. In the southern
part of the Lozère batholith (Le Pont-de-Hontvert), Late Hercynian tectonics control the
development of fluvio-lacustrine basins filled by arkosic deposits, îhis fortation is
probably Stephanian-Autunian in age.
South of La Chat du Pont, in the area of the Col du Bouges, further field analysis
allow to discover the actual Hesozoic series. This comprehensive suite (15m thick), made
of sandstone and calcareous layers is unfolded, criterias that characterize the basal part
of the Triassic and probably the Hettangian foraations in the South-East Basin of France.
Jhe upper Palaeozoic deposits in the Le Pont-de-Hontvert Basin are coapared with the
synchronous foraations of the Cévennes border, notably those of Sanilhac near Largentière.
The neu palaeogeographic scheae reveals a palaeodrainage network, which shows the
displacement of sediaentation areas within the orogen during Stephanian and Peraian tiaes.
Jhe study of veins, principally those involving aplites-pegaatites and of
phyllonites, emphasizes the fracture network taking part in the aid-Peraian geodynaaics.
Synchronisa of ductile and brittle events has been thus deaonstrated for the first tiae in
this part of the French Hassif Central. Jhe erosion levels of the Hont Lozère and La Borne
are very different as their geophysical responses indicate. Allthough both aassifs
correspond to a porphyritic granite composition, La Borne represents the "root-fades" of
the batholith, as evidenced by the lack of xenolith and vein.
Remote-sensing imagery has been integrated in the studies, mainly those obtained in
the visible and near infrarouge domain. A more complete methodology (at different scales)
is proposed as part of a scientific program for the year 1991.
Jhe numerous mapping errors observed in the geological map of Génolhac lead us to the
establishment of a special appendix dealing with it.
R£a±on d u Mont Isomers « fc du Mam-md.? de Im Borna - 1 1 -
Zusattenfassung. — BERICHT EINER IN DEN CEVENNEN BEAUFTRAGUNG (Nont Lozère und La Borne
Gebiete). TEKTONISCHE UND KARTOGRAPHISCHE VERWICKLUNGEN. UNTERSUCHUNGSHEGSVORSCHLXGE.
In den granit¡sehen Massive den Hord-cevennen ertöglichen tikrotektonische Messungen
und eine ausführliche Grundanalyse die Zeitfolge den oberherzynischen Tektonikereignisse
wiederzueinsetzen. Oiese Tektonik wird von einer vierphäsigen Folge bezeichnet. In der
Utgebung des Le Pont-de-Montvert Beckens führt sie auch die Ablagerung einigen gefalteten
Süßwassersandsteine (Arkosen) an. At tödlichsten sind diese Sedimenten c* 2S0-2S0üi ilt¡
das heißt eine von Oberkarbon (Stefan) bis Unterpert (Autunien) Stratigraphie.
It Südteil des Beckens werden die Fortationen der Mesozo'ikut von einer 15 Meter stark
Ablagerung vertreten. Sie besteht aus ungefälteten Sandsteine und Kalke. Oiese entsprechen
det Unterteil des Trias und eines hypothetischen Unterhettangiens.
Pie Bestandsaufnahte den neuen oberpal aeozo'ischen Indizen ist tit den gleichzeitigen
Fortationen den Cevennen vergliechen, zut Beispiel denen des Largentière Beckens. So zeigt
der palaeogeographische Viederbau ein Palaeoentwässerungsnetz, das die zunehtende
Wanderung den nach die inneren Zonen des Orogenes Ablagerungsgebiete bezeichnet.
Pas Studiut den Frzgängen (Apliten und Pegtatiten) und den Phylloniten) bericht das
Bruchnetz, das die Mittlerepertgeodynatik bezeichnet. In dieset Gebiet wird zut ersten Mal
die Gleichzeitigkeit der streckbaren und brüchigen Zentraltassivtektonik beweist. Oie
Verwitterungswert den beiden granitischen Massiven werden verschiedlich entwickelt, als
die geophysischen Messungen und überhaupt gravitetrischen zeigen.
Oie Fernerkundung der Frde hatte in jedet Fall benutzt geworden und war besonders auf
den Hellenlängenbereich des sichtbaren Lichts und des nahen Infrarot beschränkt. Oaher
schlägt eine wissentschaftusche Methodik für die Jahre 1991 andere Fntwicklungen vor.
At Fnde erstatten wir die tehreren kartographischen Fehler der geologischen Karte von
Gênolhac.
R4a*on
Rtfsion cJu Mont LocAra «t: du Mamm±f cfe Im Bomc - 15 -
1
Chronologie des événements tardi-hercyniens dans les massifs granitiques cévenols décrochés par la faille de Villefort
(Mont Lozère et Borne, Massif Central français). Place des arkoses syntectoniques.(4)
(pi. I a, b et c)
1.1. INTRODUCTION.
Dans le Nord des Cévennes (Fig. 1), le Mont Lozère représente un
batholite circonscrit [VAN MOORT, 1967] intrusif dans des séries méta-
morphiques épi- à mésozonales [PELLET, 1972], Trois faciès principaux de
granites calco-alcalins, dont un faciès porphyroïde proche de celui que
l'on retrouve dans le massif de la Borne, ont été reconnus [SABOURDY et
BERTHELAY, 1977], Les âges radiochronométriques montrent que les
dernières intrusions se sont mises en place vers 280-285 Ma [VIALETTE et
SABOURDY, 1977]; en tout cas, la granitisation est nettement postérieure
à la phase de plissement majeur synmétamorphe [BROUDER, 1967; ARTHAUD et
al., 1969; CREVOLA, 1987]. L'existence de failles tardi-hercyniennes a
été reconnue [MATTE, 1986], notamment la faille d'Orcières [ARTHAUD et
(4) Le texte de ce chapitre reprend pour l'essentiel celui d'une Note aux Coiptes Rendus de 1 *Acadéflie des Sciences, présentée par le Professeur Jean Aubouin à la séance du 7 aai 1990.
- 1 6 — C , R . d e M d e e d o j i d a n « l e « Ctfvennee
MATTE, 1975] et la faille de Villefort [FABRE, 1896; ARTHAUD et MATTE,
1977]; leur rôle structural se prolonge bien au-delà du cycle varisque
[MATTAUER, 1973].
1.2. FRACTURATIQN TARDI-HERCYNIENNE.
L'analyse détaillée de la fracturation sur le terrain [DEROIN,
1989] permet d'établir la chronologie précise des principaux événements
de la tectonique tardi-hercynienne au sud du Mont Lozère. Celle-ci, bien
établie au sud des Cévennes [ALABOUVETTE et al., 1988], est ici surtout
représentée par un régime cisaillant marqué essentiellement dans les
granitoïdes et peu apparent au sein des unités métamorphiques moins
compétentes (Fig. 1). La lecture des tectoglyphes montre quatre phases
de déformation successives:
1/ Une phase ductile initiale E-W créant des accidents
subméridiens, avérée dans la zone d'anatexie du Tanargue [ARTHAUD et
al., 1969] où elle représente la fin du régime synrnétamorphe;
2/ une première phase fragile N-S à NNW-SSE, se traduisant par le
décrochement senestre de la grande faille de Villefort et de ses
satellites subméridiens;
3/ une deuxième phase fragile NW-SE exprimée par le jeu en
décrochement dextre de fractures de direction WNW-ESE; on note que des
structures en échelon sont attribuées à cette phase [GRANIER, 1985];
4/ une troisième phase fragile WNW-ESE à W-E caractérisée par le
décrochement dextre des grands accidents longitudinaux de bordure.
1.3. DEPOTS DETRITIQUES AU SUD DU MONT LOZERE.
Il subsiste, dans la région du PONT-DE-MONTVERT (Lozère), trois
zones de dépôts d'arkoses grossières (LA CHAM DU PONT, PEYROCHE, LA CHAM
DE FINIALETTE) [ELMI et al., 1967; ALABOUVETTE et PELLET, 1988] en
placage sur la surface pénéplanée des granites. Compte-tenu de la
liaison étroite de ces arkoses et du réseau de fractures — les dépôts
de Peyroche et de la Cham de Finialette étant limités par failles sur
leur bordure nord — ces affleurements relictuels (Fig. 2) sont ici
réinterprétés en termes de dépôts syntectoniques liés aux jeux
successifs des failles limitant l'aire de sédimentation.
Fig. 1. Carte géologique des Cévennes et schéia tectonique du secteur du Hont Lozère et de la Borne. Lithostratigraphie: 1. Terrains post-triasiques; 2. Trias indifférencié; 3. Dépôts arkosiques d'âge paléozoïque supérieur; 4. Granite du Bougés; 5. Granite des Signaux; 6. Granite porphyroïde du Lozère et de la Borne; 7. Séries létaiorphiques indifférenciées; 8. Principaux décrocheients tardi-hercyniens. Toponyiie; A. Aies; F. Florae; G. Génolhac; L. La Garde-Guérin; La. Largentière; LV. Le Vigan; H. Hontselgues; P. Le Pont-de-Hontvert; V. Vi 11efort ; cp. La Chai du Pont; f. Chai de Finialette; p. Peyroche; FO. Faille d'Orcières; FV. Faille de Villefort.
- îa - C , R* de I4d.mmd.on tdmnm le« Cévcnnmm
La composition des sediments présentant des stratifications
obliques et du granoclassement, caractéristiques de séquences
fluviátiles, montre principalement des éléments quartzeux anguleux et
des feldspaths plus ou moins kaolinisés, dans une matrice argileuse. La
présence de fragments de microquartzite noir de la série épizonale des
Cévennes centrales, connue à l'heure actuelle dans la Montagne de
Bouges, indique qu'une partie des apports détritiques a pu provenir du
sud. On ne peut toutefois pas exclure la présence, à l'époque, d'une
couverture métamorphique non érodée sur le batholite, et qui aurait
fourni les éléments figurés.
Les dépôts sont nécessairement postérieurs à la mise en place des
granites datée de la fin du Stephanien - début de l'Autunien (285 Ma).
Les relations de terrain montrent que l'érosion avait dégagé une partie
du granite intrusif dans la série métamorphique; de plus, la présence de
faciès aplitiques et pegmatitiques, marqueurs du sommet des batholites,
indique que le processus d'érosion était peu avancé au moment des dépôts
(cf. aussi Chapitre II).
1.4. CONTEXTE STRUCTURAL DES ARROSES.
Les directions des fractures qui limitent l'ensemble des trois
témoins arkosiques correspondent à trois familles majeures, observées
régionalement, et dont le recoupement sur quelques km2, permet l'analyse
de leurs relations mutuelles:
1/ Une faille subméridienne, satellite de la faille de Villefort
[PELLET, 1965; COGNE et al., 1966, GROLIER, 1971] dont le jeu en
décrochement senestre (phase n"l) s'exprime au sein des différents
faciès granitiques constituant le Mont Lozère;
2/ une faille N.120*-N.300*, bien marquée dans le réseau hydro-
graphique, affectant la précédente en jeu décrochant dextre (phase nB2);
ce jeu dextre est également souligné par le décalage de grands filons de
phyllonites tardi-orogéniques N-S, observables notamment dans le lit du
Tarn, au Pont-de-Montvert;
3/ une faille E-W qui correspond à la grande faille de bordure
sud-lozérienne, pendant méridional de la faille d'Orcières; cet accident
méridional a joué en décrochement dextre (phase n"3) et participe au
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Fig. 2. Schéia structural détaillé du bassin arkosique du Pont-de-Hontvert.
— 20 — C . Rm dm M±mm±an tSmnm lmm Cm"xrmnnmm
réseau de grandes failles E-W des Cévennes telles que la faille du
Vigan; il présente ici une fracturation N.070D-N.250°, en relais,
associée à son jeu dextre.
Les accidents N.^O'-N.SOO", N-S et E-W, nommés respectivement du
PEYROU, du PONT-DE-MONTVERT et SUD-LOZERE (Fig. 2), ont ainsi affecté
l'aire de sédimentation des différents dépôts; leurs pendages sont
forts, mais rarement verticaux, et les vergences observées sur le
terrain sont respectivement sud-ouest, est et nord. La structuration
cénozoïque récente [BAULIG, 1928] est responsable de l'exhaussement
relatif des affleurements de Peyroche et de la Cham de Finialette par
rapport à ceux de la Cham du Pont. La différence d'altitude est
accentuée par le pendage sud de la surface de pénéplanation (= mur du
dépôt d'arkoses).
1.5. REVISION DE L'AGE DES ARROSES.
En l'absence de tout élément de datation, les auteurs ont attribué
un âge triasique [ELMI et al., 1967] à hettangien [PELLET, 1972] aux
dépôts de la Cham du Pont, voire cénozoïque [ALABOUVETTE et PELLET,
1988] pour ceux de Peyroche et de la Cham de Finialette. Ces dépôts ne
peuvent avoir un âge tertiaire puisque la découverte de fragments
centimétriques de micaschistes dans le conglomérat polygénique de
Peyroche rend caduque l'hypothèse d'un dépôt in situ des sédiments à
cette époque. D'autre part, les sédiments du Trias connus régionalement
sont parfois arkosiques; mais ils sont souvent gypseux, argileux ou
carbonates, à la base, sur la bordure cévenole [DAGALLIER, 1969]; à
l'ouest, dans la région de Meyrueis au sud de Florae, les formations
basales sont des grès tendres à intercalations dolomitiques et argiles
rouges. Enfin, sur le massif de la Borne, comme à la Garde-Guérin, la
zone d'épandage continental comporte des arkoses à matrice argileuse
associées à des siltites verdâtres. Ces sédiments triasiques ne sont pas
tectoniquement guidés et sont conservés en lambeaux au prix des rejeux
postérieurs des failles (cf. Cham de Montselgues, Fig. 1, p.17). La Cham
du Pont apparaît, au contraire, comme un synclinal perché d'axe N.120"
(Fig. 2). Or le démantèlement de 1'orogène hercynien est prouvé dès le
N LA* CHAM DU PONT (Sud)
S
& l^^z
25 m
Fig. 3. Coupe de la série paléozoïque de la Cha« du Pont (Sud) «ontrant l'alternance des bancs gréseux et des intervalles sableux.
— 22 — Cm Rm «fe M±mm±an danm Itsm Cëvmnnom
Stephanien par les bassins carbonifères de Sumène [ALABOUVETTE et al.,
1988] et de la Grand'Combe [ROGER, 1969], La datation palynologique des
dépôts les plus récents (couche Blachère) de ce dernier bassin a montré
récemment l'existence de la base de l'Autunien [BROUTIN et al., 1986]
dans la série autochtone sur laquelle est charrié [GRAS, 1970] un
ensemble de termes stéphaniens, suivant des plans de chevauchement
orientés NW-SE, mis en place lors de la deuxième phase fragile; ces
chevauchements ont été récemment remis en cause [DELENIN et al., 1988]
sans toutefois nier l'existence même de la phase de compression. Cette
dernière ne semble pas postérieure à la fin du Permien puisque celle-ci
est marquée par un contexte tectonique purement distensif [CHATEAUNEUF
et FARJANEL, 1989], D'autre part, du côté de Largentière, le Permien
indifférencié est connu au sud-ouest de Sanilhac [ELMI et al., 1974]
sous la forme de conglomérats remaniant le socle immédiatement voisin;
il est en contact par failles avec ce socle et l'ensemble est recouvert
en discordance par le Trias inférieur non plissé. Ce dispositif évoque
celui de la Cham du Pont. On distingue alors deux surfaces d'érosion:
l'une immédiatement postérieure à la mise en place des granites calco-
alcalins: l'autre située entre cette première surface et la base du
Trias.
1.6. CONCLUSION.
On reconnaît ainsi régionalement, et en particulier dans le secteur
du Pont-de-Montvert, des terrains détritiques déformés contrastant avec
le Trias tabulaire. L'âge de ces dépôts est donc fort vraisemblablement
paléozoïque supérieur. La reconstitution de la succession des phases
tectoniques tardi-hercyniennes a permis d'intégrer dans le schéma
géodynamique régional ces dépôts d'arkoses de la Cham du Pont, de
Peyroche vl de la Cham de Finialette. Ces derniers correspondent alors à
des témoins d'un bassin plus vaste constitué au cours du démantèlement
de la chaîne varisque. Les observations effectuées sur la Cham du Pont
et rapportées ici indiquent une déformation en régime compressif, dont
la persistance jusqu'au milieu du Permien est décrite par ailleurs
[BECQ-GIRAUDON et PROST, 1988; PROST et BECQ-GIRAUDON, 1989]. Les dépôts
relictuels du Mont Lozère apparaissent alors d'âge Stephanien à
autunien.
R é g i o n dij Mont: £*omè re et du M a « « l f de J A Borne — 23
2
Reconstitution d'une esquisse de paléodrainage.
2.1. INTRODUCTION.
La reconnaissance de dépôts d'âge paléozoïque supérieur au coeur
des Cévennes cristallines représente un fait original et significatif,
qui conduit à des implications tectoniques et géodynamiques nouvelles.
En effet, des dépôts de cet âge n'étaient reconnus, jusqu'à présent,
qu'à proximité immédiate des grands accidents au rejeu tardi-hercynien
avéré, tels que la faille de Villefort; citons les îlots de Vern et
d'Olympie sur le rebord occidental de l'accident susnommé, où l'on
trouve deux aires de dépôts d'âge Stephanien supérieur (moyen auct.)
isolés du bassin de La Grand'Combe.
Des bassins intramontagneux permo-carbonifères sont connus sur la
limite Vivarais-Velay (Prades, Largentière) et dans la Montagne Noire
(Graissessac, Roujan-Neffiès, etc.). Dans les Cévennes, au contraire, on
ne reconnaissait jusqu'à présent que des bassins bordiers préservés
grâce à leur position au contact des failles de bordure du socle (bassin
du Gard sensu Grand'Eury: La Grand'Combe, Bessèges, Gagnières, Sumène,
Molières-Cavaillac).
Vers l'ouest, les dépôts permo-carbonifères affleurent dans les
bassins de Decazeville, de Carmaux et du détroit de Rodez.
— 24 — C, R. ds Md.mmd.an tdmnm Xmm cSv-mnncm
2.2. A L'ECHELLE DE I.A CHAM DU PONT.
La Cham du Pont et ses deux satellites de Peyroche et de la Cham de
Finialette sont les reliques d'un bassin intramontagneux constitué au
cours du démantèlement de 1'orogène varisque. Les conditions
d'affleurement actuelles ne permettent pas d'observer idéalement les
sens d'apport détritique, bien que l'on reconnaisse localement des
figures de courant. En tout cas, ces apports ont dû suivre plusieurs
directions en un même point.
2.3. EXTENSION AU MONT LOZERE.
On note l'existence près du hameau de la Borie au sud des gorges du
Bramont, à l'ouest du batholite du Lozère, de terrains attribués à
l'Hettangien basai [GEZE et PELLET, 1980]. Il s'agit de faciès de sables
et de grès arkosiques — avec localement des intercalations de dolomie
brune — qui constituent les premiers termes transgressifs sur le socle
granitique. Ces formations ont jadis été attribuées au Rhétien (comme la
Cham du Pont ! ) ; elles ne montrent guère de continuité et représentent
sans doutes des chenaux fluviátiles isolés.
En l'absence de tout élément de datation absolue, il ne peut être
exclus que ces dépôts caractérisent le prolongement du bassin de la Cham
du Pont vers le NW. Il est remarquable de constater, en effet, la
continuité des différentes aires d'affleurement suivant un axe N.120"
environ. Compte-tenu de la nature pétrographique, une vérification
complémentaire de terrain s'avère nécessaire puisqu'il pourrait aussi
s'agir de Trias du type "Col du Bougés".
Au NW du Mont Aigoual, on note la présence de "Trias" azoïque à une
cote inhabituelle (1200m au site de Cabrillac). Ne pourrait-il pas
s'agir là d'une relique de type La Cham du Pont ?
R4f&d.an du .Mont Locirff « t: du M*imm±£ des ¿ A Soi-ne - 25 -
2.A. EXTENSION AU SYSTEME PERMO-CARBONIFERE CEVENOL.
1/ Introduction.
La mise en évidence de dépôts syntectoniques d'âge paléozoïque
supérieur permet d'esquisser l'allure des paléobassins-versants dans les
Cévennes cristallines. Dans ce schéma, les formations reconnues sur le
Mont Lozère — au moins celles du bassin du Pont-de-Montvert — re-
présentent les niveaux sédimentaires amonts caractérisés par des faciès
fluvio-torrentiels typiques. Si l'on se porte sur la bordure cévenole
"post-métamorphique", dans le prolongement SE des dépôts décrits
précédemment, on gagne les terrains stéphano-autuniens du bassin du
Gard. Ces derniers sont constitués d'épaisses séries gréso-pélitiques à
intervalles carbonés limniques productifs. Dans notre schéma, ils
représentent les faciès avals, en dehors, mais immédiatement au pied du
domaine intramontagneux.
2/ Les extensions au-delà de la faille des Cévennes (Fig. 4, p.26).
A l'est de la faille des Cévennes, le Carbonifère est conduit à
grande profondeur sous l'effet du rejeu de plusieurs milliers de mètres
de cet accident et de ses satellites, en faille normale. Aussi n'est-il
réellement connu qu'en dp rares points, principalement grâce à des
forages pétroliers. A l'exception du sondage de Vallon-Pont-d'Arc, le
Carbonifère rencontré en profondeur n'a pas été daté; toutefois, les
renseignements obtenus permettent d'en définir l'extension
septentrionale.
On ne peut exclure la présence de dépôts arkosiques d'âge paléo-
zoïque supérieur dans la portion des sondages attribuée au Trias; cette
dernière n'a pas été réétudiée.
2.1. L'extension méridionale.
Deux sondages ont recoupé le Carbonifère:
Y/A aßHHO 3 d U 4
Fig. 4. Carte des occurrences per»o-carbonifères cévenoles et des sondages. Lithostratigraphie: 1. Schistes cévenols; 2. Granites calco-alcalins; 3. Perio-Carbonifère; 4. Hésozoïque (Trias, Jurassique, Crétacé)! 5. Cénozoïquej 6. Sondages cités: A. Villeneuve-de-Berg-1; B. Valvigrtières-1; C. Vallon-Pont-d'Arc-1; D. Rosières-2; E. Lussan-2; F. Lédignan-1; 7. Principales failles.
km 20
N
R&B ion du Mont £,oxei-e et du Mamm±f de Ja Barnm — 27 —
— LEDIGNAN-1 (R.A.P. maître d'oeuvre); situé près de Lédignan, à
20km au sud d'Alès (Coord. Lambert: X=741,275; Y=186,555; Z=120,0). Foré
en 1965, il a recoupé du Carbonifère entre 3243,0m et 3284,0m,
profondeur finale. Ce Carbonifère est représenté par des grès, des
argiles noires et de rares passées charbonneuses qui ont livré une
florule atypique à Annularia stellata Schlotheim et Pecopteris sp., ce
qui indiquerait du Stephanien, peut-être A [GRAS, 1970], Le pendage de
la formation est de 45e.
— LUSSAN-2 (S.N.P.L.M. maître d'oeuvre); situé à 2km à l'est de
Saint-Ambroix (Coord. Lambert: X=751,732; Y=219,633; Z=164,0). Foré en
1952, il a traversé le Carbonifère, sous le Trias, de 1732,0m à 1993,0m,
profondeur finale. Le Houiller se présente sous forme de schistes noirs
avec passées de grès fins et blancs. Ils ont livré Calamites cf cisti
Brongniart, Mixoneura flexuosa Grand'Eury et Samaropsis sp., ce qui
placerait ce Carbonifère dans le Stephanien A, zone 2 du Gard. Le
pendage est de l'ordre de 10 à 15°.
Si, du fait de la relative proximité des affleurements, l'on peut
raisonnablement avancer que le Carbonifère de Lussan-2 appartient à la
masse allochtone affleurant dans la cuvette de Bessèges, par contre la
position tectonique du Carbonifère de Lédignan-1 reste entièrement
conjecturale.
2.2. L'extension septentrionale.
Le Carbonifère a été recoupé par trois sondages sensiblement
alignés Est-Ouest, et à des profondeurs croissantes d'ouest en est:
— ROSIERES-2 (S.M.M.Peñarroya maître d'oeuvre); situé à environ
lkm au NE de Rosières (Ardèche) et à 16km de la limite nord des
affleurements houillers, dans l'axe de ceux-ci (Coord. Lambert: X=
752,765; Y=243,870; Z=148,0). Foré en 1980, il a rencontré le Houiller,
sous le Trias, de 445,5m jusqu'à 596,3m, profondeur finale. Ce
Carbonifère est constitué par une succession monotone de séquences
fluvio-lacustres plurimétriques avec des conglomérats souvent grossiers
et polygéniques, des grès fins arkosiques ou micacés, et des argilites
— 28 — Cm K. de Mlaslon dan« 1mm Cévmnnam
grises à rares passées de charbon. La pente moyenne est d'environ 30°.
Aucune datation précise de ce Carbonifère n'est connue.
— VALVIGNIERES-1 (S.N.P.A. maître d'oeuvre); situé près de
Valvignières, à 20km à l'est de Largentière (Coord. Lambert: X=779,432;
Y=246,885; Z=147,0). Foré en 1963, il constitue le témoin de terrains
carbonifères le plus éloigné du bassin du Gard (environ 30km au NE de
l'extrémité nord de la cuvette de Bessèges). Le Houiller a été rencontré
à la profondeur de 4368,0m et a été suivi jusqu'à 4636,3m, profondeur
finale. Il renferme des grès siltites et des argilites; il n'a pas été
daté avec précision.
— VILLENEUVE-de-BERG-1 (S.N.P.A. maître d'oeuvre); situé à 12km au
SE. d'Aubenas (Coord. Lambert: X=772,365; Y=254,400; Z=365,0). Foré en
1960, il n'a pas rencontré de terrains carbonifères et a atteint
directement le socle métamorphique sous le Trias, de 2730,0m à 2758,6m,
profondeur finale. 11 permet de limiter l'extension du Carbonifère vers
le NE qui se trouve donc localisé dans une bande NNE-SSW de près de 60km
de longueur.
— VALLON-PONT-d'ARC-1 (S.N.P.A. maître d'oeuvre); situé à 40km au
NE d'Alès (Coord. Lambert: X=762,805; Y=236,655; Z=96,0). Foré en 1958,
il a rencontré le Carbonifère à 2521,0m, sous le Trias, jusqu'à 3243,6m,
profondeur finale. Le Carbonifère recoupé a pu être daté et deux séries
reconnues:
— de 2521,0m à 3070,0m: grès fins et siltites avec argilites
à Estheria cebennensis Grand'Eury, Mixoneura flexuosa Grand'Eury,
Sphenopteris matheti Zeiller et Candona sp. Il s'agit de la zone 1 du
Gard et la présence de flore placerait cet ensemble dans la partie
supérieure de la zone (notons ici la présence de Sphenopteris matheti
Zeil1er connu à Aies seulement dans la zone 3.
— de 3070,0m à 3243,6m: une série à séquences fluvio-
lacustres à palustres, avec des grès feldspathiques, des siltites, des
argilites et de minces couches charbonneuses qui ont livré la flore
suivante: Pecopteris polymorpha Brongniart, Pecopteris unita Brongniart,
R^Xion du Mont La«Are «£ du Mm.mml£ dm Im. Born« - 29 -
Pecopteris cf platoni Grand'Eury, Pecopteris cyathea Schlotheim,
Calamites cisti Brongniart, Annularia sphenophylloides Zenker, Cordaites
sp., Sphenophyllum sp. Cette flore situe incontestablement la série dans
les zones 4b et 5 du Gard; la présence de Pecopteris cyathea Schlotheim,
pouvant restreindre cet âge à la zone 5, base du Stephanien B [GRAS,
1970].
Cette superposition anormale trahit l'existence d'un charriage
relativement plat démontrant le caractère régionale du style tectonique
en nappe de charriage caractéristique du bassin d'Alès.
2.3. Conséquences sur l'extension du Houiller Cévenol.
Malgré le nombre restreint d'observations, celles-ci permettent
d'affirmer que le bassin Stephanien de la bordure est des Cévennes a
couvert une surface considérable puisque les indices issus de forages
s'inscrivent dans un quadrilatère de 60km sur 20km environ, soit 1200
km2! D'autre part, les zones stratigraphiques définies dans le bassin
d'Alès se retrouvent au moins sur la moitié de cette surface; le style
tectonique en nappes de charriage si caractéristique du bassin d'Alès
est, selon toute probabilité, celui du bassin sous-cevenol.
2.4. Remarques sur l'extension du Permien.
On remarque que le Permien, qui n'est daté à l'affleurement qu'à
proximité de Largentière, constitue un bassin sous la couverture
mésozoïque dans la région des Garrigues [DEBRAND-PASSARD et C0URB0ULEIX,
1984], Si le Permien est absent aux sondages de Durfort, il apparaît à
Vacquières (feuille de Sommieres) et surtout à Castries (feuille de
Lunel) où il est puissant de quelque 74m. Ces deux sondages atteignent
respectivement le Dévonien et 1'Ordovicien. Le bassin ainsi reconnu est
apparemment limité au nord par la faille du Vigan et au sud par le Pli
de Montpellier, dont l'alignement sur une structure profonde en relation
avec le front des nappes varisques de Montagne Noire a déjà été montré
[CH0R0WICZ et al., 1990].
Aésion du Hont Loaère *fc du Mm.mmä.£ de J A Borne — 31 -
3
Implications paléogéographiques
3.1. INTRODUCTION.
La géologie de la série sédimentaire mésozoïque du Bassin du
Sud-Est est bien établie, principalement depuis les travaux de
BAUDRIMONT et DUBOIS [1977] et la synthèse de CURNELLE et DUBOIS [1986],
Par contre, et notre étude en pays cévenol et vivarois le démontre,
celle des terrains sédimentaires d'âge paléozoïque supérieur —
carbonifères et permiens — est moins approfondie. Ceci est dû, en
grande partie, au fait que les aires d'affleurement de ces dépôts ont
été cartographiées par des pétrographes sur des cartes essentiellement,
consacrées aux roches magmatiques ou métamorphiques. Le détail des
structures et des séries sédimentaires est généralement absent — en
dehors des grands bassins d'importance économique — comme on peut le
constater pour le bassin de Prades représenté, sur la feuille à 1/50.000
de Largentière, par un Carbonifère indifférencié (h), alors qu'une étude
de terrain montre des coupes verticales et horizontales pluri-
hectométriques permettant une cartographie très fine (comme à
Graissessac, par exemple).
Au vu des derniers travaux qui montrent l'existence d'une série
continue du Westphalien D à l'Autunien dans le bassin du Gard, et de
notre propre expérience qui démontre, sur le Mont Lozère, l'existence de
dépôts syntectoniques d'âge probablement permien, on est maintenant en
droit d'établir de nouvelles limites paléogéographiques. L'importance
tectonique de ces différents bassins d'âge paléozoïque supérieur, et
principalement les bassins intramontagneux (Roujan-Neffiès, Graissessac,
— 32 — C . J%« cie Mimm±an d a m l*m Cévttnncm
Le Pont-de-Montvert, Prades, etc.), permet aussi de réviser la vision
simplificatrice qui consiste à pénéplaner, de manière homogène,
1'orogène varisque dès la fin des phases paroxysmales synmétamorphes.
3.2. DECOUVERTE DE LA VERITABLE SERIE MESOZOIQUE AU SUD DU MONT LOZERE.
Les dépôts de la Cham du Pont ont longtemps été attribués au Trias;
pour ceux de Peyroche et de la Cham de Finialette un âge cénozoïque a
même été proposé (!). L'ensemble de ces dépôts date en fait du
Paléozoïque supérieur (cf. I. Chronologie des événements). Des reliques
de terrains mésozoïques, essentiellement jurassiques, sont connues sur
l'ensemble du pourtour du batholite du Mont Lozère, le long de la faille
d'Orcières par exemple. Sur le causse perché des Bondons, la série
jurassique est même puissante de plusieurs dizaines de mètres. L'erreur
d'attribution stratigraphique des faciès de Peyroche est apparemment due
à l'existence d'une brèche ferruginisée bien observée le long de la
faille du Peyrou; il s'agit de l'arkose permienne syntectonique
cataclasée dont le faciès ne saurait être l'équivalent d'un quelconque
Sidérolithique.
Au sud de la Cham du Pont, sur le versant nord du Bougés, la série
mésozoïquei5> comprehensive est conservée le long de la faille
Sud-Lozère, (ce qui illustre la pérennité du jeu de celle-ci durant le
cycle alpin). La coupe peut être suivie le long du layon qui monte, avec
une pente d'environ 15°, vers les crêtes schisteuses du Bougés (Fig. 5).
La présence de faciès à pédogenèse carbonatée, traduisant un
environnement de plaine d'inondation en climat aride à saisons sèches et
humides alternées, et l'absence de tout indice de plissement, plaide
pour une attribution au Trias. Les faciès sommitaux évoquent la tran-
sition vers l'Hettangien (Rhétien des anciens auteurs), puis
l'Hettangien sensu stricto.
Cette série est puissante d'une dizaine de mètres. Elle n'apparaît
pas plissée et est peut-être très légèrement basculée (moins de 7°);
(5) On attribue à la base du Hésozoïque cette série peu puissante, sais aucun éléient paléontologique ne vient avérer cette datation; seuls les critères sédiientologiques et la paléogéographie régionale nous conduisent à une telle attribution.
C O L D U B O U G E S (Lozère)
in
3*za
*za
iza
+ + + + + + + H- + + + + + + +
+ + + • + + + + +' H- + + + + + + +
+ + + + + + + + , ¿ ± j. j t—-i—
Fig. 5. Coupe de la série lésozoïque (cf détail dans le texte),
- 3 4 - Cm Ä . de M±mm±an tSmnm Xmm c£vonn&m
elle repose directement sur le socle granitique du Bougés, cataclasé et
fracturé suivant une famille de failles verticales de direction N.105".
Cette dernière contrôle donc, non seulement la bordure sud (faille
Sud-Lozère sensu stricto) des dépôts, mais encore la bordure nord, fait
qui semble avoir échappé aux géologues locaux.
Les premiers dépôts reconnaissables — à la base de la coupe —
après une zone aveugle de 1,30m, sont des grès à ciment ferrugineux,
quartz bipyramidés et barytine crêtée. On y observe une surface de
stratification S0 à 110SW07, dont la valeur n'est peut-être pas
significative compte-tenu du caractère fluviatile des dépôts. Ces grès
renferment parfois des galets centimétriques et sont holoquartziques.
Les lits constitutifs sont homogènes, isogranulaires, mais l'ensemble,
totalisant 1,5 mètre de puissance, est fortement hétérogranulaire.
Une deuxième zone aveugle se présente sur près de 2,3 mètres, à
laquelle succède la série carbonatée. Les faciès renferment des passées
gréseuses fines et de nombreux accidents siliceux (quartz vert), à débit
plus ou moins noduleux. Ces nodules ont une taille de là 5cm et sont
localement jointifs par l'intermédiaire d'un film pulvérulent brunâtre,
un peu gréseux, qui procède du même ciment que la roche, mais davantage
oxydé. On est en présence de faciès typiques de calcrêtes reconnus ici
sur 1 mètre.
Puis on passe à des grès isogranulaires, bien triés, à matrice
carbonatée, renfermant des quartz anguleux à subanguleux, et de très
rares feldspaths. Le litage n'y est pas exprimé, mais de petits bancs de
5cm environ apparaissent très diaclasés; on pourrait entrer dans
l'Hettangien avec ces faciès (1 mètre environ).
Après une troisième zone aveugle de 30cm, on trouve une formation
détritique à ciment carbonate et passées de grès très finement lités —
surtout vers la base — et de conglomérats à éléments de schistes
verdâtres non jointifs noyés dans une matrice gréso-carbonatée —
calcirudite — sur une épaisseur d'environ 1,2 mètre.
A l'extrémité supérieure de la coupe, on trouve un banc carbonaté à
patine crème, sans stratifications franches, très massif et de 30cm de
puissance; il est du type calcrête pédogénétique. Un banc de grès lui
succède sur quelques décimètres.
Atf^ion du Mont l^omerm 01 du N a « a i f da J A Borne — 3 5 —
3.3. CONCLUSION.
Les observations effectuées dans le secteur de la Cham du Pont et
du Col du Bouges montrent, non seulement la présence de Paléozoïque
supérieur, mais encore l'existence des dépôts mésozoïques, et notamment
triasiques; ces derniers sont préservés au prix de rejeux alpins s.l,
des grandes failles (faille Sud-Lozère, etc.). Ils se rencontrent sous
la forme de plusieurs occurrences, dans l'ensemble de la région (Mas de
l'Ayre, Le Bleymard, etc.) la plus étendue étant celle constituant le
causse des Bondons au potentiel métallogénique reconnu.
CHAPITRE II
FILONS, ENCLAVES ET PHYLLONITES LIES A LA TECTOGENESE
HéÈ&±on du Mont Locère et du Ma.mm±? de lm Boame — 39 —
1
Les aplites et les pegmatites
(pi. II a et b)
1.1. INTRODUCTION.
La région du Sud du Mont Lozère, et tout particulièrement le
substratum granitique du bassin du Pont-de-Montvert, présente de très
nombreuses manifestations filoniennes de nature aplitique ou
pegmatitique.
Les faciès de granites tant porphyroïdes que du Bougés sont
parcourus par un grand nombre de ces corps filoniens qui soulignent
certaines familles directionnelles. En fait, les trois familles majeures
sont: N-S, NW-SE et W-E, ce qui est remarquable puisqu'il s'agit
précisément des directions limitant l'aire de sédimentation des dépôts
de la Cham du Pont, de Peyroche et de la Cham de Finialette (bassin du
Pont-de-Montvert). En outre, la fracturation (à froid) s'exprime
particulièrement bien dans les granitoïdes où les tectoglyphes ne sont
pas rares; par exemple, les rejeux pyrénéens — voire plus récents — se
reconnaissent par la superposition de petites stries superficielles sur
de grandes stries profondes liées à la tectonique cassante hercynienne.
1.2. ASSOCIATION DES DIFFERENTS TYPES.
Certains auteurs ont reconnu dans ces deux types filoniens (apli-
tes, pegmatites) des marqueurs de différentes conditions géodynamiques
ayant présidé à leur mise en place. En fait, les aplites et les
— 40 — C» Rm cie H las lon ciaras lmm CSvmnnmm
pegmatites se rencontrent parfois au sein d'un même filon. Ces produits
sont toujours intrusifs dans les granites — auxquels ils sont donc
postérieurs — qui ne montrent pas toujours d'auréole réactionnelle
(mise en place à chaud). Des faciès protomylonitiques et des micro-
granites sont également retrouvés.
1.3. SITES D'AFFLEUREMENT ET NATURE FILONTENNE.
Nous décrivons quelques sites remarquables où affleurent des filons
d'aplites et/ou de pegmatites. Ceux-ci sont localisés dans le substratum
granitiques des arkoses de la Cham du Pont qu'ils ne recoupent jamais.
1/ Le Pont-de-Montvert SE (Tarn rive gauche).
Sur le chemin du hameau ruiné de la Cépedelle, juste au-dessus du
camping du Pont-de-Montvert, le granite porphyroïde présente des filons
aplitiques principalement W-E et N-S. Si l'on note un petit filon
090N70, ce sont deux filons subméridiens, respectivement 170E60 et
005E70, qui se suivent remarquablement, le premier sur 15 mètres et le
second jusqu'à la rive droite du Tarn à quelque 150 mètres. On note que
les pendages des filons sont conformes à ceux que l'on a reconnus par
ailleurs (cf. Chapitre I) pour les grands accidents limitrophes du
bassin du Pont-de-Montvert, en l'occurrence ici la faille du Pont-
de-Montvert et la faille Sud-Lozère. Les plans de fracture de direction
NW-SE, bien reconnue également, sont essentiellement soulignés par des
produits à texture amorphe de type protomylonitique (fracturation à
froid) contrastant avec les directions N-S et W-E; ces dernières sont
marquées par un style franchement pénétratif caractéristique de la
fracturation à chaud.
On note au passage, sur ce site, l'alignement préférentiel des
phénocristaux d'orthose suivant une direction N.080, ce qui prouve
l'existence, et souligne le rôle, de la faille Sud-Lozère dès la mise en
place du magma (vers 290 Ma) (cf aussi Chapitre III),
2/ Pont du Martinet, La Cham du Pont Ouest.
R£&d.on du Mant Z.ox¿jra et du Mmmm±£ de Ja Borne - *1 -
Sur le sentier des Cols du Bouges, près du pont sur le Martinet,
les granitoïdes (faciès du Bougés) montrent une fracturation intense.
C'est ici que l'on retrouve, en continuité, les faciès pegmatitique et
aplitique au sein d'un même filon 175E70; le faciès pegmatitique se
situe au-dessus du faciès aplitique. Les multiples fractures N-S "à
froid", parallèles aux filons aplito-pegmatitiques, indiquent une
association intime des deux styles, une partie du jus magmatique ayant
été orientée suivant les contraintes tectoniques du régime ductile.
Là encore, le granite présente une très nette structurationc6> ,
marquée par la foliation 175E50 et soulignée par les feldspaths
potassiques. Sa mise en place apparaît également contrôlée par des
accidents W-E type paléo-faille Sud-Lozère; des observations détaillées
précisent les modalités de cette mise en place qui a pu s'effectuer dans
un champ de contraintes en cisaillement senestre. Les évidences de
terrain montrent que ces mêmes plans de fracturation ont été réutilisés,
à froid, avec des traces de cataclase soulignée dans la matière amorphe.
3/ Pont-de-Montvert Est (Tarn rive droite).
On retrouve la direction filonienne N.160 à remplissage aplitique.
En outre, on note la présence de scheelite ce qui du reste est une
constante dans ce secteur du Mont Lozère. On reconnaît aussi un grand
couloir filonien NW-SE tantôt à aplites, tantôt à silice amorphe.
Sur des plans particulièrement frais, il est possible de
reconnaître les conséquences des mouvements pyrénéens avec rejeux en
faille inverse des plans W-E (consécutivement à la collision Ibérie-
Europe à contrainte principale maximale à peu près N-S), et en
décrochement dextre de certains plans subméridiens; ce dernier rejeu est
du reste suivi sur l'ensemble de la faille du Pont-de-Montvert depuis la
route du col de Finiels jusqu'au Pont de Fiarouso.
4/ La Cham du Pont Sud.
(6) Ce qui ne correspond çuère à l'opinion de certains pétrographes qui ont caractérisé le granite du Bougés par sa structure équante.
— 42 — C , J%. cíe M±mmJ.on danm lmm C^vtsnncm
A proximité immédiate, et en contrebas des premiers affleurements
d'arkoses syntectoniques, entre ceux-ci et la série comprehensive
mésozoïque décrite plus haut, il est possible de distinguer quelques
filons d'aplite N.160" qui recoupent le layon forestier; les conditions
d'affleurement ne permettent pas une observation fine des vergences.
5/ barrage de Vi liefort.
On note enfin, à l'écart du bassin du Pont-de-Montvert mais
présentant un aspect stratégique irréfragable, un ultime exemple qui
montre un grand filon d'aplite (cf. quartzite NE-SW), syngranite, qui
est recoupé par des phyllonites (cf. aussi plus bas). Les aplites
pourraient ainsi représenter un stade très sensiblement "plus chaud" que
les phyllonites.
I.A. CARACTERE SYNDUCTILE DES CORPS FILONIENS.
Les filons d'aplites et de pegmatites suivent des directions de
fracturation qui ont joué à plusieurs reprises entre la mise en place
des batholites de granites calco-alcalins et les phases alpines s.l.,
ici essentiellement pyrénéennes (Bartonien ). Comme les phyllonites
(cf. infra), ils soulignent une tectonique ayant affecté un niveau
structural plus profond que celui où s'est exercée la fracturation
cassante tardive (cf. Chapitre I). Leur mise en place s'est effectuée
vers le sommet de la chambre magmatique, avec passage local des corps
filoniens dans l'encaissant schisteux épizonal; aussi leur préservation
signifie une faible érosion des granites. On ne doit toutefois pas
perdre de vue que l'épaisseur initiale de la couverture métamorphique ne
peut être connue avec précision.
Les manifestations ductiles sont pénétratives, et les produits
magmatiques sont, d'une part de même composition que l'encaissant
(7) Si l'on se réfère à ce qui est bien établi dans la couverture sédiientaire languedocienne, et tout particulièretent auprès du Pli de Montpellier.
R4g±on d\i Mont L*o*& arm e t ciu Mekmm±f d « ¿ a Box-nts — A 3 —
granitique, et d'autre part toujours entièrement cristallisés. Certains
corps produisent des auréoles réactionnelles et des schlieren
biotitiques.
Si l'antériorité des batholites par rapport aux filons est
évidente, de nombreux indices de terrain suggèrent un contrôle étroit de
la fracturation dès la mise en place desdits plutons. En tout cas, les
analyses de terrain montrent clairement l'influence des directions N-S
et W-E; la troisième direction majeure locale (NW-SE) fonctionne
essentiellement en cassant. Le caractère synductile de la plupart des
jeux de failles et de la mise en place des corps magmatiques filoniens
est renforcé par la foliation systématique des granites tant ceux
porphyroïdes que celui du Bougés. En conséquence, il convient de parler
de granites synmétamorphes.
Des observations effectuées sur le versant nord du Mont Lozère,
entre Malavielle et le Mazel près du Bleymard, indiquent que la faille
d'Orcières, pendant septentrional de la faille Sud-Lozère, a également
influencé la structuration du batholite et des formations mica-
schisteuses qu'il traverse. En effet, les termes métamorphiques pré-
sentent une linéation horizontale N.llO", synmétamorphe. Ces roches
métamorphiques — gneiss amygdalaires et micaschistes — sont, elles
aussi, parcourues par des filons aplitiques, ici 080N60. L'axe
d'allongement de ces aplites est généralement celui des crénulations de
schistosité tardives, ce qui est un argument supplémentaire en faveur
d'une mise en place synductile.
Les observations rapportées ci-dessus sont remarquablement
conformes au nouveau modèle de mise en place syntectonique des plutons
granitiques, en domaine épizonal, proposé très récemment par l'Ecole de
Rennes [LAGARDE et al., 1990].
&£&±an du Mont t*am&rm m t. du Mmmm±£ de la Borna — AS —
2
Les enclaves dans les granitoïdes
(pi. III a, b et c)
2.1. SITES D'AFFLEUREMENT ET NATURE.
Les granitoïdes qui constituent le substratum de la région du
Pont-de-Montvert, et plus généralement ceux du batholite du Mont Lozère,
renferment un grand nombre d'enclaves de nature et de taille variées.
Certaines sont orientées. Leur cartographie systématique n'a jamais été
effectuée, et leur présence n'est signalée par les auteurs que de
manière sélective. Pourtant, grâce à elles, il serait possible de
retrouver, d'une part les séries métamorphiques siège de l'intrusion et
maintenant érodées et, d'autre part, d'accéder à des données originales
concernant l'origine profonde du magma (enclaves crustales et/ou
mantelliques) .
Les enclaves sont extrêmement courantes dans les granitoïdes,
quelque soit le faciès pétrographique de ceux-ci: granite porphyroïde
(faciès du Pont-de-Montvert), granite du Bouges, granite des Signaux,
etc.
— 46 — C» R • de M±mmd.on tSmnm lam CS-vannsm
Les inclusions de nature variée sont très fréquentes dans le
granite porphyroïde au voisinage de Peyroche et de la Cham de
Finialette, au NW du Pont-de-Montvert. Des enclaves de type dioritique
sont très abondantes dans le faciès des Signaux, et principalement dans
l'adamellite des Laubies, qui en constitue un sous-faciès
caractéristique, au NW du batholite. On retrouve également des septa
cristallophylliens et des enclaves de micaschistes.
La chimie des différentes enclaves retrouvées n'a pas été étudiée
au laboratoire. Dans un premier temps, seules des analyses pétro-
graphiques sommaires montrent, qu'en plus des diorites abondamment
signalées, il est également possible de reconnaître des gneiss, des
gabbros à grenat, des termes volcano-détritiques, etc.
2.2. CONSEQUENCES GEODYNAMIQUES.
La présence d'enclaves dans les formations magmatiques est très
souvent signalée. Par exemple, les enclaves de lherzolites à spinelle
dans les basanites oligo-miocènes de Montpellier [DEROIN et TAMAIN,
1990] ont été utilisées pour caractériser l'origine mantellique d'une
partie au moins du magma.
Une étude détaillée, notamment des éléments en traces, serait
nécessaire pour établir avec précision, et à l'échelle du massif, des
implications géodynamiques.
H¿Bd. on du Mont Z^omtirB 01 du Ma.mm±? de J A Borne — A7 —
3
Les phyllonites
Ipl. II c)
3.1. DEFINITION.
La phyllonite — contraction de phylla.áe et de mylonite — est une
ultramylonite complètement broyée présentant un aspect schisteux. C'est
une roche dynamométamorphique dérivant ici d'une roche magmatique et
caractérisant généralement l'existence d'un plan de cisaillement
(plan C) [HIGGINS, 1971].
3.2. SITES D'AFFLEUREMENT.
Les plus belles manifestations phyllonitiques sont associées à la
grande direction subméridienne. Sur le site du barrage de Villefort,
elle accompagne la faille de Villefort avec un fort plongement 65E. Ici,
on est dans les faciès du granite porphyroïde de la Borne, c'est-à-dire
dans le compartiment oriental du système granitique de Villefort.
De superbes chevelus filoniens s'observent aussi dans la vallée du
Tarn, au Pont-de-Montvert. C'est là que la densité filonienne est la
plus importante sur l'ensemble des sites analysés; on est précisément à
un noeud tectonique de premier ordre où les différentes familles
interfèrent.
— ^8 — C . R . da M i « a i o n d4tn« la« Ct^venne*
3.3. TRANSITION DUCTILE/FRAGILE.
Les plans C/S montrent un jeu senestre — le jeu senestre suggéré
par FABRE dès 1896. Ce jeu n'est pas purement horizontal et s'exerce
avec une légère composante verticale, déterminée par l'inclinaison des
pitches de stries sur les miroirs de failles: 15°S, pour la faille de
Villefort comme pour son satellite du Pont-de-Montvert, avec une
remarquable homogénéité. On note conjointement la présence de plans C
marqués également au niveau des feldspaths et indiquant un maximum de
déformation. De plus, des petits plis à axes verticaux précisent que
l'on est, là, au coeur du cisaillement.
Si les plans méridiens possèdent des stries subhorizontales
indiquant un jeu senestre (nécessairement fragile), la mise en place des
phyllonites s'opère apparemment suivant un régime de décrochement
senestre. Si l'on ajoute à cette observation celle effectuée au sud du
batholite du Mont Lozère, où le magma se met en place en régime
cisaillant senestre, alors on voit clairement que l'ensemble du
batholite a intrude la série métamorphique épizonale au prix d'une
ambiance distensive généralisée, au niveau du croisement des deux
familles majeures de failles: N-S (Villefort, Le Pont-de-Montvert, etc.)
et W-E (Sud-Lozère, Orcières, etc.).
Ces mêmes failles rejouent dans le sens inverse lors des dernières
phases tardi-hercyniennes, essentiellement fragile pour le décrochement
dextre de la famille latitudinale, fragile à ductile pour la famille
subméridienne (cf. prolongement du Tanargue).
CHAPITRE III
SYNTHESE SUR LE SYSTEME DE VILLEFORT
Mont Lozère et Massif de la Borne
R£&±on du Mont £*o*&ra et du MaMmíf ds ¿ A Borne - 51 -
1
Niveau d'érosion du système de Villefort.
1.1. INTRODUCTION.
L'intrusion des granitoïdes dans la couverture métamorphique a
produit une auréole réactionnelle souvent limitée à quelques dizaines de
mètres, voire quelques mètres. En tout cas, ces granitoïdes se sont mis
en place en profondeur, et il n'est pas possible d'évaluer avec une
grande précision le volume d'encaissant schisteux érodé.
La géométrie du batholite de Villefortca> a été discutée. La seule
certitude semble la vergence opposée des deux failles de bordures
latitudinales, perceptible sur le Mont Lozère seulement. La faille
Sud-Lozère pend vers le nord, la faille d'Orcières pend vers le sud. Le
rôle de ces failles dès la mise en place a déjà été souligné (cf supra).
1.2. INDICES DE NIVEAUX D'EROSION DIFFERENTIELLE.
Les plutons granitiques du Mont Lozère et de la Borne se
distinguent par leur composition pétrographique, leurs réseaux filoniens
et leurs enclaves, leur topographie (Fig, 6), leur couverture post-
granitisation, etc. Ils sont séparés par un accident majeur, la faille
de Villefort, dont le décrochement senestre est de 12km environ. Nous
avons remarqué la présence de stries de pitch 15°S sur les plans
(8) On appellera batholite de Villefort, ou systèie (granitique) de Villefort, l'enseible du Mont Lozère et du lassif de la Borne.
w
Fintais
14001
10001
600 Q
S km.
Tarn
ElSW
Vi lief ort Chassezac
*-3.
Fig. 6 . Profil lorphologique Lozère/Borne.
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Rtffflon du Mant £.oc¿re et du Mamm±£ de la Borne — 53 —
' 2
Données géophysiques a petite échelle.
fes résultats sont issus d'une interprétation des données cartographiques régulières
à 1/1.000.000e.
2.1. LA CARTE DES ANOMALIES DETAILLEES DU CHAMP TOTAL. (Fig. 7)
(Les valeurs d'anomalies sont exprimées en gamma).
Le batholite de Villefort ne produit pas d'anomalies magnétiques
majeures mais l'allure respective du Mont Lozère (allongement N.100") et
du massif de la Borne (allongement NE-SW) se retrouve toutefois sous la
forme d'une diminution assez nette des valeurs. La faille de Villefort
ne produit pas d'effet perceptible, sauf au niveau du décrochement de
12km.
Autour du batholite de Villefort, on reconnaît un certain nombre
d'anomalies positives quasi ponctuelles, notamment dans l'angle NW du
Mont Lozère et au sud du massif de la Borne dans les formations méta-
morphiques; ces anomalies ne correspondent pas à des unités
particulières au sein des séries épizonales cévenoles, si l'on s'en
réfère à la cartographie régulière.
Les batholites méridionaux (Aigoual, Saint-Guiral, Liron) pré-
sentent un schéma très semblable.
Le trait majeur est l'existence d'une forte anomalie positive
parallèle à la bordure méridionale du Mont Lozère, et donc à la faille
Sud-Lozère. Elle s'allonge sur plus de 40km et présente une nette
dissymétrie, les valeurs les plus élevées étant rencontrées à l'ouest.
Fig. 7. Carte «agnétique.
Carte magnétique de la France (extrait)
Anomalies détaillées du champ total à l'échelle de 1/500.000
Fig. 8. Carte gravieetrique.
Carte gravimétrique de la France
(extrait)
Anomalie de Bouguer
à l'échelle de 1/500.000
|r
,--—""* ~\\ ' ] ,
- 56 - Cm R* dc M±mm±on dmrtm 1mm C&vmnnmm
Cette forte anomalie positive, d'orientation N.100", culmine à 3455
gammas, ce qui est une valeur unique dans le domaine cévenol, et
rarement retrouvée à l'échelle des massifs hercyniens français en dehors
du domaine alpin.
2.2. LA CARTE DE L'ANOMALIE DE BOUGUER. (Fig. 8)
(Les valeurs de l'anomalie de Bouguer sont exprimées en milligal).
La faille de Villefort, cette fois, s'exprime de manière très
nette, et sur l'ensemble de son tracé cévenol entre Aies et Langogne.
Le Mont Lozère est le siège d'une anomalie négative majeure (-6).
Celle-ci indique que la masse granitique est importante et de faible
densité. Au contraire, le massif de la Borne n'influence en aucune
manière le tracé des isocourbes; de ce fait, il ne se distingue pas des
schistes épi- à mésozonaux voisins. Ceci confirme les conclusions de
l'estimation volumique.
Le massif du Mont Aigoual produit également une anomalie négative
substantielle (-5 à -6).
Le domaine "Sud-Lozère" défini par l'anomalie positive du champ
magnétique n'a pas de réalité gravimétrique. La cause de cette anomalie
magnétique est donc vraisemblablement profonde.
2.3. CONCLUSION.
En guise de conclusion, nous donnons une évaluation volumique du
batholite de Villefort.
Nous estimerons que le batholite de Villefort a initialement la
forme générale d'un tronc de pyramide. De ce système granitique il ne
demeure que deux masses disjointes par la faille de Villefort: d'une
part le Mont Lozère, d'autre part le massif de la Borne.
Nous considérerons que la masse granitique s'est mise en place
entre 3 et 10 km (ce qui est conforme aux ordres de grandeur
généralement proposés par les auteurs pour ce type de phénomène). Les
paramètres des deux batholites sont les distances R et r, les massifs
granitiques étant eux-mêmes assimilés à des troncs de pyramide. Pour le
Mont Lozère RL=30km, rL= 12km, pour la Borne RB=15km, ru= 6km. Les aires
R£g±on du Mont Loière «fc du Ma.mm±f dm 1m Borna — 57 —
d'affleurement (en surface) sont dont 4 fois plus grandes dans le Mont
Lozère (360kma / 90km2). Les volumes actuels, au contraire, sont dans un
rapport de 1 à 8. En effet:
V = ir.H.(R2 + ra + Rr)/3, où R et r sont les
paramètres du tronc de pyramide et H la hauteur. On considère une
hauteur de 7km pour le Lozère, et de 3,5km pour la Borne, après
correction des jeux verticaux.
VL = 10300km3 et VB = 1300km
3
De telles variations sont nécessairement perçues en géophysique
(gravimétrie principalement).
En conclusion, la carte de l'anomalie gravimétrique de Bouguer
permet d'argumenter des niveaux d'érosion différentielle entre le Mont
Lozère et le massif de la Borne. Les matériaux magmatiques actuellement
affleurant sont de densité différente, et le volume du Mont Lozère (de
densité moindre) est considérable en profondeur.
Région du M o n t Z.am e Jre et du Ma.mm±£ de J A Borne — 59 —
3
Conclusions.
Le Mont Lozère et le massif de la Borne sont les témoins d'un vaste
batholite (le batholite de Villefort) mis en place à la fin de 1'orogène
hercynien (entre 305 et 285Ma).
La faille de Villefort a, certes, décroché tardivement de quelque
12 km ces deux massifs, mais ce décrochement s'est accompagné de
surcroît d'un rejet vertical non négligeable d'environ A km, faisant
remonter les niveaux profonds de la Borne à la limite d'érosion
actuelle. Les évidences de terrain montrent que le décrochement senestre
s'est opéré dès la mise en place du magma, c'est-à-dire en régime
ductile, et en ambiance distensive (transtension).
La bordure sud du Mont Lozère, exprimée dans les niveaux
structuraux supérieurs par de la tectonique fragile et ductile, se
traduit en profondeur par une vaste anomalie magnétique positive. Le
faisceau linéamentaire d'orientation N.100" alors dessiné s'aligne avec
l'axe synclinal du Causse de Berrias, le bassin de Pont-Saint-Esprit,
les chaînons du Ventoux et du Lure, et s'ennoie apparemment sous les
nappes alpines aux confins de la Haute Provence (nappe de Digne). Cet
axe majeur diffère sensiblement de celui défini par ROUSSET [1986] qui
relie les structures provençales à la faille d'Orcières (Fig. 9). Si
l'on regarde maintenant vers l'ouest, le grand linéament emprunte une
portion du cours actuel du Tarn dans les Grands Causses puis le détroit
de Rodez où le bassin permien du même nom utilise aussi la direction
N.100*. La carte à très petite échelle des anomalies électro-magnétiques
— 60 — C * R . de Mmmlon dmnm lam CSv&nnmm
[COLLECTIF, 1988] de la France suggère un prolongement de l'axe
linéamentaire sous les nappes alpines. On notera que ce linéament nommé
ici Linéament Sud-Français (LSF) est particulièrement bien vu sur
l'imagerie HCMM, notamment dans le canal infrarouge thermique (cf aussi
Chapitre IV).
L'association des observations de terrain, de la cartographie, de
la géophysique et de la télédétection permet de préciser l'importance et
le rôle des grandes familles d'accidents au cours des temps géologiques.
JR4&±on d u M o n t JLov&ir* * t du N a a a i / d e Jt« fiorne
CHAPITRE IV
ROLE DE LA TELEDETECTION DANS L'ETUDE.
— Cane vnjtfurtit t̂mtHifw du ^ua-Esi d€ la F r u tOni en indiqua la lircurH « n e r - Hauiller n Prmiaii — iou-miur itnii n m . la pnnciiMMi fjjlki m i n n ci qudaua luiret
'iillu
R4md.on du Mont: LosAre et du Ma.mmd.iT d« J A Borne — 63 —
1
Exploitation des données de télédétection
1.1. INTRODUCTION.
Les données de télédétection prises au sens de l'imagerie
satellitaire et des documents aéroportés, ont constitué un outil
privilégié dans l'ensemble de cette étude. C'est pourquoi nous
établissons un chapitre spécifique concernant cet aspect.
L'imagerie s.l. doit être exploitée en phase amont (préparation),
lors de la phase de terrain (opération) principalement avec les photo-
grammes aériens, et en phase aval où un retour à l'image est
généralement bénéfique.
1.2. GENERALITES SUR LA TELEDETECTION EN GEOLOGIE.
Les différentes imageries ont souvent été exploitées en termes de
linéaments. En fait, ce type d'interprétation, s'il s'avère intéressant,
ne procure pas de renseignement directement exploitable en tectonique,
sauf si l'on y intègre des données bibliographiques et de terrain.
Nous avons testé, à des fins méthodologiques, la complémentarité
des levés de fracturation sur l'image SPOT par rapport aux cartes de
terrain et aux autres imageries [DEROIN, 1989; DEROIN et al., 1989] ou
— €*4 — C . R , de Mission dans lea Ctfvennea
en confrontation aux données du réseau de drainage [DEROIN et
DEFFONTAINES, soumis].
L'analyse des images à haute résolution spatiale a également permis
de proposer des hypothèses géodynamiques sur la fermeture de réseaux à
magmatites alcalines [DEROIN et TAMAIN, 1990; DEROIN, 1989]; elle a
permis également de confirmer la rotation du bloc corso-sarde en
fournissant des indications inédites sur les réseaux de fractures, qui
viennent conforter les analyses effectuées sur les systèmes filoniens de
part et d'autre du détroit de Bonifacio. Ainsi, les liaisons respectives
de la Provence et du bloc corso-sarde, et de la Corse et de la Sardaigne
semblent bien établies.
L'information satellitaire peut donc, si elle est gérée de façon
adaptée, fournir des compléments aux données classiques de la géologie,
et procurer des éléments inédits, essentiellement dans le domaine de la
structurale.
Région du Mon t JLam&rm eu du Ma s « i / da Ja Borne — 65 -
2
Données à petite échelle,
2.1. INTRODUCTION.
Les imaces des satellites météorologiques sont principalement
étudiées, dans les canaux de l'infrarouge thermique, pour détecter le
déplacement et reconnaître la géométrie des masses nuageuses.
Ces images sont également utiles en Sciences de la Terre
puisqu'elles couvrent des surfaces importantes d'échelle continentale.
Certains traits structuraux majeurs peuvent ainsi être reconnus.
Les données du satellite américain NOAA ont une résolution de 1km2.
Elles ne possèdent donc pas d'avantage particulier, en géologie, par
rapport à HCMM dont la résolution est quatre fois supérieure.
2.2. LES DONNEES HCMM.
Nous avons présenté, entre autres, les données HCMM dans le cadre
d'une synthèse sur l'imagerie satellitaire appliquée à la géologie dans
le Sud de la France [DEROIN, 1990]. Ce type de données satellitaires a
rarement été considéré par les géologues qui, pourtant, ont de nombreux
éléments structuraux à en retirer.
Nous avons déjà évoqué l'existence d'une grande structure
linéamentaire que nous dénommons Linéament Sud-Français (L.S.F). Il
s'agit d'une mégastructure que l'on suit depuis le Sillon Houiller
- É>& - C* R. de? Md.mmd.on dans les C¿vennes
jusqu'à la Nappe de Digne. La direction générale est N.110", et la
longueur totale 330 km. De tels alignements d'objets géologiques variés
ne sont pas fortuits [HEYL, 1972],
Le linéament est constitué d'une succession d'objets géologiques de
nature et d'âge fort variés tels que: des zones paléogéographiques
(isopiques), des reliefs, des fronts de chevauchement, des failles
avérées, des bordures de batholites, des bassins, des synclinaux, des
portion de cours d'eau actuels, des axes de plissement, etc.
L'existence d'une telle famille directionnelle se retrouve
également en Provence orientale où elle est mise en relation avec le
rôle majeur des failles NE-SW de la Corse cristalline; en effet, cette
famille n'est pas autre chose que la famille N.110" ayant subi une
rotation de 70° avec l'ensemble corso-sarde [DER0IN, 1989].
L'influence du L.S.F. est ressentie à l'ouest du Sillon Houiller,
dans le Quercy où les faciès jurassiques semblent affectés; dans le
Rouergue, le bassin permien de Rodez s'allonge suivant ladite direction,
de même que le détroit de Rodez. Le Tarn est orienté suivant le
linéament dans la région des Causses Méjean et de Sauveterre, de même
que la faille Sud-Lozère (cf supra) qui en constitue un des jalons les
plus remarquables; le Causse de Berrias, à coeur néocomien, présente un
axe synclinal apparemment faille suivi vers l'est par le bassin de
Pont-Saint-Esprit qui se distingue du bassin d'Alès par son remplissage
d'âge éocène supérieur. On note que la confluence de l'Ardèche et du
Rhône s'opère exactement au passage du L.S.F. En rive gauche du Rhône,
le site de Bollène est localisé au débouché d'un thalweg (ruisseau de
l'Hérin) qui recoupe une cluse de l'Urgonien. L'axe anticlinal à
Urgonien du Mont Ventoux puis la crête du Lure correspondent à des
objets géologiques remarquablement alignés sur le linéament. La carte
électro-magnétique de la France suggère un prolongement de l'axe N.
100°/110° sous les nappes alpines.
R^S^ctn du Mon* Locère eu du Mamma.* de 1m. JSoi-ne - 67 -
3
Données à moyenne échelle
(pi. IV)
3.1. INTRODUCTION.
Les images de télédétection sont principalement utilisées sous
cette forme, à des échelles de 1/100.000 à 1/250.000. Elles constituent
le stock d'informations privilégié des travaux dans ce domaine, avec les
LANDSAT-MSS et TM, et plus récemment SP0T-HRV.
3.2. LANDSAT-MSS.
Les données MSS sont disponibles depuis 1972 et ont été abondamment
interprétées à des fins géologiques ou minières [DEROIN, 1990], Une
esquisse d'interprétation a été utilisée en illustration d'un rapport
précédent [DEROIN, 1988, p.70], L'étude systématique, à l'échelle de la
France, a été synthétisée par SCANVIC et WEECKSTEEN [1980].
3.3. SPOT-HRV.
Les données SPOT tendent à supplanter les LANDSAT-TM, au moins pour
le territoire national. Grâce à la possibilité de stéréoscopie vraie, et
à l'acquisition de données de résolution de 100 à 400m2, elles
constituent un outil particulièrement adapté à l'analyse régionale et
locale. Elles ont été déjà abondamment exploitées dans le cadre de nos
— 6a — C „ Ä» de Md.mm±on danm J. mm Cevmnnem
travaux [DEROIN, 1989; CHOROWICZ et al.y 1990; DEROIN et al., 1990;
DEROIN et TAMAIN, 1990; etc.].
Le domaine spectral des données SPOT n'apparaît pas, en première
approche, très compétitif par rapport aux 7 bandes de TM. En fait, le
canal 1 (bleu) de ce dernier n'est guère utile qu'en océanographie; le
canal 6, infrarouge thermique, n'a pas d'application immédiate en
géologie et sa combinaison aux autres canaux est rendue difficile par le
saut de résolution.
Les canaux 2, 3 et 4 de TM sont les équivalents de SPOT (1,2,3); il
reste donc les canaux 5 et 7, qui fournissent des données intéressantes
dans le domaine minérale en zone désertique, mais qui sur des zones
tempérées n'ont que peu d'utilité; pour de telles zones, l'information
fournie par SPOT est satisfaisante, même si les canaux 1 et 2 sont
toujours très córreles (95 à 99%).
Pour le capteur HRV, les capacités de résolution semblent largement
compenser la restriction du choix spectral; de plus, l'analyse
structurale sur SPOT est remarquablement complémentaire des autres
analyses effectuées sur LANDSAT-MSS et les photographies aériennes. Les
nombreux résultats cartographiques, métallogéniques et environnementaux
(op. cit.) sont là pour en témoigner.
R£&JLon d u Man* L.om&>rm cet du M a « s l / de Ja B o r n « — 69 —
4
Données à grande échelle
4.1. INTRODUCTION.
Les données SPOT, en mode panchromatique, sont raisonnablement
utilisables jusqu'à une échelle de 1/25.000. A de telles échelles, on
trouve déjà un grand nombre de données aériennes.
4.2. PHOTOGRAPHIES AERIENNES.
Les photographies aériennes représentent une source d'information
fondamentale, principalement lors des phases de terrain. Nous avons
particulièrement utilisé des clichés à 1/20.000, agrandis parfois à
1/10.000 (infrarouge noir et blanc), et des clichés à 1/10.000 en
infrarouge couleur.
Le réseau de fracturation établi dans la région du Pont-de-Montvert
doit beaucoup au remarquable guide que de telles images constituent. Les
stations de microfracturation ont généralement été choisies à partir
d'elles.
CHAPITRE V
PROPOSITION DE VOIES DE RECHERCHE
Rífllon du Mont £.o«£x-e et du Mamm±£ tSm 1A Borne — 73 -
Les travaux menés conjointement sur le terrain et à partir de
l'imagerie satellitaire nous ont conduits à la reconnaissance de
nombreux faits géologiques nouveaux: fracturation, contrôle de l'aire
d'affleurement de bassins sédimentaires, mégastructures liées à la
paléogéographie, etc. Certains de ces faits ont des implications
géodynamiques régionales, telle la transition des régimes fragile et
ductile qui tend à mieux expliquer le passage des secteur de migmatites
(Tanargue) à celui des schistes épizonaux des Cévennes, principalement à
proximité de la faille de Villefort. Bien plus, c'est l'observation puis
la compréhension de l'anomalie spectrale décelée sur les données
numériques SPOT-HRV qui a mené notre étude de détail dans la zone des
arkoses de la Cham du Pont [DEROIN, 1989 & DEROIN et DEROIN, 1990].
Les implications cartographiques, tectoniques et métallogéniques
sont fort nombreuses et il s'avère utile de proposer quelques voies de
recherches en Sciences de la Terre, intégrant la télédétection, qui
devraient présenter un intérêt, tout particulier. Parmi celles-ci, il
apparaît que l'imagerie satellitaire doit être utilisée à différentes
échelles et à différentes résolutions spatiales; au sein des données
actuellement disponibles, SPOT-HRV stéréoscopique, LANDSAT-MSS et HCMM