rapport de stage - Infoterre

BRGM
L'ENTREPRISE AU SERVICE DE LA TERRE
Le c h a m p de contraintes dans le Massif-Central
de l'Oligocène à l'actuel, en relation
avec le diapirisme et le volcanisme
RAPPORT DE STAGE
3 .R.G.M .
I20..-Û11993
BlBLIOTMèQUE
R 36441
GEO - SGN - 92
DOCUMENT PUBLIC
BRGM
Le champ de contraintes dans le Massif-Central
de l'Oligocène à l'actuel, en relation
avec le diapirisme et le volcanisme
RAPPORT DE STAGE
CARBON D.
R 36441
GEO - SGIM - 92
DOCUMENT
PUBLIC
LABORATOIRE DE GEOLOGIE STRUCTURALE
U.S.T.L,
Université de Montpellier II
Place E. Bataillon - 34095 - Montpellier
Cedex 05
BRGM
Département GEOLOGIE
Service Risques Naturels et Géodynamique récente
1 17 Avenue de Luminy - 13009 - Marseille
AVANT PROPOS
Ce rapport fait suite à un stage effectué par D. CARBON en 1991 à Marseille au Service Risque et
Génie Sismiques du BRGM.
L'étude entreprise en 1991 a été continuée en 1992, dans le cadre d'un D.EA. réalisé à l'Université
de MontpeUier II (U.S.T.L.).
Ce travail a également reçu ime aide du BRGM et il s'est concrétisé par la production du présent
rapport qui complète le mémoire de D.EA.
Au BRGM, ces travaux entrent dans le cadre du projet de recherche intitulé: CONTRAINTES
RECENTES ET ACTUELLES dans la plaque ouest-européenne, relations avec les structures de la
croûte continentale et évolution avec la profondeur. L'objectif de ce projet est de défmir, à l'aide de
méthodes telles que: les mesures en forage, l'exploitation des données sismologiques et l'analyse en
surface des déformations les plus récentes, l'état des contraintes actuelles résultant de l'évolution des
contraintes récentes, en distinguant les contraintes régionales des perturbations locales liées aux
structures tectoniques plus ou moins profondes et en tentant de préciser les variations de ces
contraintes avec la profondeur.
L'encadrement de ce travail a été assuré par H.PHILIP, au Laboratoire de Géologie Structurale de 1'
U.S.T.L. et par J.-L.BLES du Service Risques Naturels et Géodynamique Récente du BRGM à
Marseille.
Résumé
Cette étude a pour cadre un domaine
où
interfèrent
des
pliénomènes
La topographie actuelle du MassifCentral se présente comme un vaste
géodynamiques profonds (liés à ia
montée d'un diapir manteiiique), et ie
ctiamp de contraintes issu de ia
convergence entre i'Europe et i'Afrique. Eue a pour objectif d'étudier ies
rotations tectoniques entre rifts et
zones de convergence de piaques.
bombement
Depuis ia fin de l'Eocéne, i'avant pays
du domaine aipin a été ie siège de diffé¬
rents épisodes tectoniques. C'est à
l'Eocéne supérieur et essentiellement à
l'Oligocène que se produit un important
épisode d'extension. Cette extension
dont l'axe est principalement orienté EW, est responsable de la formation de
grabens N-S plus ou moins dissymé¬
triques qui affectent l'ensemble de la
plaque ouest-européenne, du sud au
nord, depuis le golfe du lion jusqu'au
fossé Rhénan et la mer du Nord. Dans
le Massif-Central, la Limagne connait
une subsidence de plus de 2500 m
(Fosse de Riom).
Après cette phase de "rifting" qui cor¬
respond au premier stade de l'ouver¬
ture océanique, le Massif-Central en¬
registre une activité volcanique des
plus importantes de l'Europe de l'ouest
Cette activité qui atteint son apogée à
la
fin
du
Miocène
et
le
début
du
Quaternaire, est décalée par rapport à
la formation des rifts.
Une étude microtectonique que nous
avons conduite dans la région de
Clermont-Ferrand apporte des élé¬
ments nouveaux qui s'inscrivent bien
dans le cadre géodynamique global du
Massif-Central. Cette étude met en évi¬
dence une extension dont les directions
évoluent au cours du temps d'E-W à
NE-SW.
dont
la
formation
est
contemporaine à la phase de rifting.
Elle a une amplitude comprise entre
1200 et 1500 m. La topographie ac¬
quise récemment (Villafranchien) a
entraîné au Pleistocene une importante
phase d'érosion, et s'est accom¬
pagnée d'un basculement généralisé du
Massif-Central vers le NW.
Tous ces phénomènes sont la consé¬
quence de la présence et de l'évolution
d'un diapir manteiiique qui a débuté il y
a40à25M.a.
L'évolution optimale de ce diapir date
d'environ 4 à 5 M.a.
.
Elle se córrele
avec le soulèvement du Massif-Central
et l'apogée du volcanisme.
Les caractéristiques de la tectonique
actuelle révélées par les mécanismes
au foyer des séismes et les mesures
de contraintes in-situ, mettent en évi¬
dence un champ de contraintes quasihomogène, dont l'axe de compression
est orienté en moyenne NW-SE.
Néanmoins, on observe des variations
dans les caractéristiques du champ de
contrainte régional. Si le mécanisme
d'ensemble est de type décrochant
compressif, dans les régions où la li¬
thosphère est amincie, il devient de
type décrochant extensif.
Le champ de contraintes dans le Massif-Central
de l'Oligocène à l'actuel, en relation avec le diapirisme et le volcanisme
INTRODUCTION
GRNRRAT.E
Page 1
Situation structurale du Massif-Central de l'Oligocène à l'actuel .
Page2
1 : Extension oligocène
2 : Compression fini-Miocène
3 : Du Pliocène à l'actuel
PARTIE 1 : Tectonique Oligocène et post-Oligocène en Limagne d'Allier
|
Chapitre 1 : Cadre géologique de la Limagne d'Allier
Page 6
Chapitre 2 : Site de Royat (sur la faille bordière de la Limagne)
Page9
2.1 : Situation, présentation
2.2 : Nature lithologique et âge de la formation
2.3 : Coupe nord
2.4 : Coupe sud
2.5 : Interprétation des deux coupes
Chapitre 3 : Site du Grand-Gandaillat
Page 12
Pagel6
3.1 : Situation, présentation
3.2 : Nature et âge des formations lithologiques
3.3 : Analyse tectonique et microtectonique
3.3.1 : Station A
3.3.2 : Station I
3.3.3 : Station K
3.3.4 : Station H
3.3.5 : Failles affectant les filons élastiques de basalte
3.4 : Evolution de la tectonique oligocène et post-oligocène
du site du Grand-Gandaillat : Interprétation
Chapitre 4 : Le plateau de Cournon-Lempdes
Page 26
Page27
4.1 : Situation, présentation
4.2 : Site de Cournon d'Auvergne
4.3 : Sondages de Coumon et de Beaulieu
4.4 : Interprétation
Conclusion
Page 29
Page 31
PARTIE 2 ; Situation géodynamique du Massif-Central depuis l'Oligocène
Chapitre 1 : Volcanisme
|
Page 32
1. 1 : Le volcanisme dans la plaque ouest-européenne
1.2 : Provinces et âge du volcanisme dans le Massif-Central
1 .2. 1 : Massif des Coirons
1.2.2 : L'Aubrac
1.2.3 : L'Ardèche (bas-vivarais)
1.2.4: Le Devés
1.2.5 : Causses, Escandorgue, Bas-Languedoc
1.2.6 : Limagnes-Forez
1.2.7 : Velay oriental
1.2.8 : Chaîne des Puys
1.2.9 : Cézallier
1.2.10: Mont-Dore
1.2.11 : Cantal
1.3 : Synthèse : Evolution spatiale du volcanisme
de l'Oligocène au quaternaire récent
Page 41
1.4 : Le volcanisme placé dans le contexte structural du
Massif-Central (relation tectonique-volcanisme)
Chapitre 2 : Le diapirisme sous le Massif-Central et ses conséquences
Page 44
Page 47
3.1 : Amincissement de la lithosphère
3.2 : Topographie actuelle
Page 49
Chapitre 3 : Le champ de contrainte actuel déduit des mécanismes au foyer et des mesures de
contraintes in-situ.
3. 1 : Sismicité du Massif-Central et de ses abords :
3.1.1 : Sismicité instrumentale
Page 53
Page 56
3.1.2 : Sismicité historique
3.2 : Les mécanismes au foyer
Page 58
3.3 : Les mesures de contraintes in-situ par fracturation hydrauUque
Page 60
CQISCLUSIQN TflENERALg
Page 63
Pi^tiQgraphig
I à III
ANNEXES : Données microtectoniques
iàv
ailTRODUOTflON
-1-
Introduction
La situation du Massif-Central dans la plaque ouest-européenne pose le
problème de la formation de rifts dans une zone de convergence de
plaques.
Cette
région
montre
en
effet
quelques
particularités
géodynamiques qui sont liées à l'interférence entre le champ de contraintes
issu de la convergence entre les plaques européenne et africaine, et un
amincissement de la lithosphère continentale.
Les zones de rifts continentaux connus dans le monde (Rift du Kenya, du Rio
Grande, du Baikal, rift du Rhin) possèdent des caractéristiques communes :
activité sismique. mouvements verticaux et bombement crustal. activité
volcanique, flux de chaleur anormalement élevé, anomalie du champ de
pesanteur, extension crustale (Neuaebauer. 1983). Cependant, les rifts dans
la plaque ouest-européenne (Limagnes, fossé rhénan, fossé de la Bresse en
particulier) ont la particularité de s'être formés au contact d'une chaîne de
montagnes
(Alpes).
En
s'appuyant
sur ces
caractéristiques,
nous
chercherons donc à définir l'évolution géodynamique du Massif-Central
depuis l'Oligocène, et de préciser sa situation actuelle.
Dans la première partie de ce mémoire, sont présentés les résultats d'une
étude microtectonique que nous avons conduite, dans la région de ClermontFerrand en Limagne d'Allier La limagne est le plus important fossé
d'effondrement du Massif-Central. Bordée à l'ouest par la plus récente chaîne
volcanique du Massif-Central : la chaîne des Puys, il se superpose à une
lithosphère amincie. Nous tenterons donc de définir la tectonique oligocène
et post-oligocène dans cette région, de suivre l'évolution des contraintes
ayant affecté la région durant cette période et de replacer cette analyse dans
le contexte géodynamique global du Massif-Central décrit dans la seconde
partie.
_
SITUATION STRUCTURALE DU MASSIF-CENTRAL DE
L'OLIGOCENE A L'ACTUEL
1 : Extension oligocène : (Fig . 1 )
C'est à la fin de rEocène et essentiellement
épisode d'extension. Cette extension dont
responsable de la formation de grabens N-S
l'ensemble de la plaque ouest-européenne,
à l'Oligocène que se produit un important
l'axe est principalement orienté E-W. est
plus ou moins dissymétriques qui affectent
du sud au nord, depuis le golfe du Lion
jusqu'au fossé Rhénan et la mer du nord. Cette extension oligocène est la première
grande phase d'activité tectonique à se manifester à l'échelle continentale dans le MassifCentral, depuis l'orogène hercynienne et ses phases tardives.
Cette tectonique a complètement bouleversé le modelé des paysages du Massif-Central,
en créant
d'importants fossés d'effondrement N-S, où s'accumulent des séries
continentales de forte puissance. Ces effondremens reprennent pour la plupart les
anciennes discontinuités hercyniennes et tardi-hercyniennes (Blés et al., 1989 ; Burg et
Etchecopar, 1980 ; Burg et al., 1982 ; Gibert et al., 1975 ; Bergerat, 1983 ; de Goër et
Mergoil, 1971 ; Lucazeau et Bayer, 1982).
Au fossé de la Bresse qui borde l'est du Massif-Central et à la Limagne qui réutilise des
accidents hercyniens et tardi-hercynien pincipalement N-S, on peut dénombrer d'autres
grabens moins importants :
Le graben de Montbrisson. ceux de Roanne dans le Forez, de Brioude. d'Ambert. du
Puy. sont autant de structures d'effondrement oligocène toutes réparties à l'est du
sillon houiller. Par contre. Le fossé de Montiuçon est un des rares grabens oligocène
qui soit situé à l'ouest de cette importante structure.
La plupart des auteurs s'accordent à présent pour dater cette tectonique extensive, de
l'Eccène supérieur à rOligocène. Certains auteurs (Blés et al., 1989) parlent de phase
oligocène s.l. pour indiquer une période d'activité s'étalant de la fin de l'Eocéne (Ludien)
au début du Miocène (Aquitanien). L'apogée de l'extension se situe au Ludien et à la fin
du Stampien au regard de l'épaisseur des séries de ces formations.
En Languedoc, rorientation des fossés d'effondrement oligocènes est NE-SW (à la différence
des grabens N-S du nord du Massif-Central), c'est à dire l'orientation moyenne de la faille des
Cévennes. Les mesures microtectoniques marquent un axe d'extension NW-SE en moyenne.
Plus au nord, jusqu'au niveau du bassin de Paris, l'extension se caractérise par un axe orienté
E-W en moyenne (Blés et al., 1989).
* Dans le Cézallier, le calcul du tenseur des contraintes déterminé sur des populations de
failles striées, fournit une orientation N75°E à N110°E de cette extension (Feybesse et
Lespinasse, 1987).
* Une tectonique en extension d'âge Eocène supérieur-Oligocène inférieur est indiquée dans la
région sud-est de la Margeride. Cette extension est orientée NNE-SSWà ENE-WSW (Vergely
et Blanc, 1981).
* Dans la région de Brioude (Limagne de Brioude), le rejeu de failles tardi-tiercyniennes de
direction NW-SE (Orientation du bassin de Brioude) a été engendré par une extension E-W
(Burg et Etchecopar, 1980). La majorité des stries mesurées sur ce site indique un jeu en
décroctiement
-3-
-~-7- -==^-'
,<>
i:
Oligocène s.l. palaeostructural map
50
I
100 km
I
/O = Upper Eocene-Oligocene coniinental sedimentary
deposits (after: B.R.G.M. et al.. 1974; Arthaud et al.. 1977; Debrand-Passard et al., 1984; Giot. in press); // = location of sections.
Fig.l : Situation structurale du Massif-Central à l'Oligocène (d'après Blés
etal., 1989)
-4-
* Dans le bassin de St Flour-St Aiban, une analyse microtectonique montre que l'extension
oligocène a dans cette région une direction tiomogène NW-SE et a fait rejouer des accidents
hercyniens de direction NW-SE en décrochement dextre et ceux de direction N-S en faille
normale (Burg et ai, 1982).
* Dans le Forez, la direction E-W se manifeste par le fonctionnement en faille normale des
directions méridiennes et en décrochement des failles NW-SE (Bergerat, 1983).
2 : Compression fini-Miocène :
Suite à cette importante activité tectonique oligocène, les contraintes responsables de
l'essentiel du plissement des chaînes subalpines, se retrouvent selon certains auteurs
jusque dans le Massif-Central. Elles se caractériserait par une compression E-W à NWSE (Blés et al., 1989).
Cette phase se placerait à la fin du Miocène, mais elle reste mal datée (elle serait
contemporaine de la mise en place des nappes externes du domaine alpin). Elle pourrait
même se poursuivre dans le Pliocène inférieur (Lerouge et Freytet, 1988).
Dans le Cézallier, cette compression se manifeste par des failles inverses NNW-SSE et NESW et par des décrochements dextres inverses E- W environ (Feybesse et Lespinasse, 1987).
Cette compression E-W est également définie dans la région de Brioude (Burg et Etchecopar,
1980) et en bordure du Forez (Bergerat, 1983).
On peut rester sceptique sur la détermination de cette phase tectonique dans le MassifCentral, et notamment sur sa datation. La plupart des auteurs définissent cet épisode en
analysant par des méthodes numériques inverses des familles de stries mesurées dans
des terrains mésozoïques, voire dans le socle hercynien !
3 : Du Pliocène à l'actuel :
Depuis le Pliocène, un régime de tectonique "décrochant-extensif" correspondant à un
raccourcissement N-S à NW-SE et à une extension E-W à NE-SW (Philip, 1983) dans
le Massif-Central, semble se poursuivre jusqu'à nos jours (Clozier et Gros. 1985). Ce
système peut être étendu dans toute la plaque ouest-européenne. Le raccourcissement
se fait selon un axe d'orientation N-S à NW-SE, et l'extension est orientée selon une
direction variant de E-W à NE-SW. Le Massif-Central semble être une zone particulière de
la plaque ouest-européenne où convergent les champs de contraintes alpin et pyrénéen
(Nicolas et Santoire, 1991).
* Feybesse et Lespinasse (1987) ont pu mettre en évidence dans le Cézallier, une tectonique
extensive plio-quaternaire, grâce à l'étude de failles mesurées dans des carottes de forage et
dans les terrains voisins du forage. Ces résultats microtectoniques sont en accord avec les
mesures de contraintes in-situ effectuées dans le socle du Cézallier (Feybesse et Lespinasse,
1987).
* Dans les sables et les argiles du Bourbonnais, plus au nord, datés du Pliocène supérieur
par une association sporo-polinique, Clozier et Gros (1985) ont analysé entre l^oulin, Nevers et
Fours, une certain nombre de failles normales engendrées par une distension NW-SE à NNWSSE. L'orientation de ces failles normales qui affectent ces dépôts pliocène supérieur
(Reuvérien terminal) semble locale et résulterait d'un relâchement des contraintes alpines
(compression N-S à NW-SE) d'âge plio-quaternaire. Ce relâchement provoquerait une reprise
de l'activité tectonique extensive, induite par l'amincissement crustal qui s'étend à l'échelle de
l'Europe et de la lithosphère des limagnes au fossé rhénan (Clozier et Gros, 1985).
-5-
* D'autres auteurs décrivent quatre phases tectoniques dans le Massif-Centrai pendant ie
Pliocène en s'appuyant sur une analyse géomorphologique, ils définissent ainsi une
distension E-W au Pliocène "1" (relâchement des contraintes miocène), une conpression N-S
au Pliocène "2" (plissement), au Pliocène "3" une distension N-S (relâchement probable des
contraintes du Pliocène "2") que l'on peut éventuellement rattacher à la distension définie par
Feybesse dans le Cézallier, et une distension E-W au Pliocène "4". A la fin du Pleistocene
jusqu'à l'actuel, ces auteurs définissent une compression d'orientation N-S à NW-SE
(Lerouge et Freytet, 1988).
Les contraintes actuelles peuvent être directement mesurées in-situ dans les forages
(Cornet et Burlet, 1991 ; Paquin in Feraud, 1981)) ou par l'analyse des mécanismes au
foyer des séismes (Godefroy,1980 et 1981 ; Nicolas et al., 1990 et 1991 ; Dorel et al.
1990). Ceci sera traité en détail dans la suite de ce mémoire.
PÂRTJE 1
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-6-
Partie 1 : Tectonique Oligocène et postOligocène en Limagne d'Allier.
Dans le cadre d'une étude globale à l'échelle du Massif-Central du champ de contraintess
et des phénomènes associés au diapirisme manteiiique, il apparait nécessaire de
compléter ce travail par une analyse à plus petite échelle de la tectonique Oligocène et
post-Oligocène.
Les études géomorphologiques dans cette région sont très nombreuses et tendent à
caractériser la tectonique récente. Elles reflètent cependant la complexité des
phénomènes mis en oeuvre dans la sculpture des reliefs (Fourniguet, 1978 ; Giot et al.,
1978 : Lerouge et al., 1986 ; Lerouge et Freytet, 1988 ; Riveline et al., 1988 ; Lageat et De
Goër, 1990). Bien que quelques analyses tectoniques et microtectoniques déterminent les
systèmes de contraintes liés à la tectonique cassante, celles-ci restent ponctuelles
(Laville, 1972 ; Burg et Etchecopar, 1980 ; Clozier et Gros, 1983 ).
L'objectif de cette étude est donc de caractériser une tectonique Oligocène et postOligocène en Limagne d'Allier, de suivre l'évolution des contraintes les plus récentes
ayant affecté la région, et de replacer cette analyse dans l'évolution géodynamique du
Massif-Central.
CHAPITRE 1 : CADRE GEOLOGIQUE DE LA LIMAGNE D'ALLIER
Dès l'Eocéne supérieur et principalement à l'Oligocène, une extension E-W (en moyenne)
déchire le socle du Massif-Central, utilisant les fractures héritées de l'oroçénèse
hercvnienne. Elle est responsable de la formation de grabens plus ou moins
dissymétriques. Le plus important d'entre-eux, la Limagne. connait une subsidence de
plus de 2500 m par endroits. Ce graben qui s'étend de Moulin au nord à Brioude au sud,
est limité par des failles normales N-S à NW-SE (bassin de Brioude) et NE-SW (Pont-duChateau). La subsidence a été plus importante au niveau de la bordure ouest du Bassin
(fosse de Riom-Clermont-Ferrand) qu'à l'est (bassin de Thiers), d'où une dissymétrie du
graben (Fig. 2). Cette dissymétrie est nettement remarquée en gravimétrie et sur les
profils sismiques perpendiculaires à l'axe de la Limagne. Les failles qui affectent le socle
sous les sédiments tertiaires présentent des rejets minimes à l'est du bassin, alors qu'à
l'ouest de grandes fosses s'individualisent le long de failles pouvant exprimer des rejets de
plus de 1500 m. D'un point de vue structural il est intéressant de constater l'importance du
double réseau de failles de direction N-S et NE-SW. C'est à l'intersection de ces deux
réseaux, dans le quadrant SE que se trouvent les zones les plus subsidentes (Fosse de
Riom) (Morange et al., 1971).
Les dépôts uniquement continentaux de la Limagne sont essentiellement fluvio-lacustres,
détritiques à l'Oligocène inférieur, puis carbonates à l'Oligocène supérieur et à
l'Aquitanien, volcaniques et fluviátiles au Mio-Pliocène et au Quaternaire. Mais l'essentiel
de la sédimentation de la Limagne est stampienne.
Au Quaternaire, les rivières ont profondément creusé la Limagne, ce qui fut facilité par
d'intenses altérations péri-glaciaires. Le modelé du relief apparait assez complexe, mais
quelques traits caractéristiques de la morphologie sont marqués par des hauts plateaux
d'environ 600 m d'altitude. Une couverture basaltique les protège de l'érosion (Côtes de
Clermont, Gergovie, Châteaugay). Des plateaux de plus faible altitude, calcaires ou
-7-
W
.1000
-
SOO
.
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RIQM - CLERMOHT 8ASIN
\0 Quaternary
0
-500
.
-1000-
-isoo-
Fig.2 : Coupe schématique de la Limagne d'Allier (d'après Blés et al., 1989)
[ croître (»mo<jf)
Fig.3:
j
conc ou onn«ou d«
tufs litti
t«lim«n(x wcutrrci
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*
Couptf théorique d'un diamètre pépéritique à remplissage Inct/strc. En
Limaqne.
l'anneau
de
tufs
subaériens
ne
subsiste jamais.
Les
aspects
observes
vnricnt selon la profondeur du niveau d'érosion. Les conduits d'alimentation peuvent
ctre excentriques ou marginaux. La partie la plus haute du diatréme n'est conservée
que lorsqu'un basalte remplissant le cratère a protégé toute la colonne de l'érosion.
Eit médaillon, cas où le cratère est occupé en fin d'activité par un lac de l.ive lige.
Selon la hauteur atteinte par la lave, et selon le niveau d'érosion, il pourra subsister
une table basaltique (.: mesa. A) ou un culot (= ncck. B. G) ou seulement quelques
filons (dykes) dans un cyUndre bréchique (01.
-8-
sableux, ressortent de la plaine de la Limagne, et sont souvent intrudes par des puys
volcaniques (Plateau de Cournon-Lempdes).
Dans la région de Clermont-Ferrand, les premières manifestations volcaniques tertiaires
apparaissent dès l'Oligocène supérieur avec la formation des pépérites près de Pont-duChâteau, mais l'essentiel du volcanisme en Limagne est Miocène à Quaternaire.
Deux générations de basaltes sont mis en évidence (Chantepie, 1990) :
* la "génération Limagne" (20 à 12 MaV C'est à cette époque que se rapportent également
les éruptions phréatomagmatiques (dès l'Aquitanien) dont il nous reste, depuis le
déblaiement miocène à quaternaire de la Limagne, des diatrèmes dégagés par l'érosion
de leur encaissant marneux (inversion du relief), et des buttes pépéritiques (Fig.3).
* La "génération de basanites" beaucoup plus représentée sur le plateau des dômes, qui
est datée au Pliocène supérieur (environ 3 Ma).
L'édification de la chaîne des puys à l'ouest de la Limagne s'est faite au Quaternaire
récent.
Deux sites particuliers ont été sélectionné dans la région de Clermont-Ferrand. Le site de
Royat a la particularité de situer contre la faille bordière de la Limagne. La carrière du
Grand-Gandaillat est localisée plus à l'est, en bordure du plateau de Cournon-Lempdes.
-9-
CHAPITRE 2 : SITE DE ROYAT
2.1 : Situation, presentation :
La ville de Royat se trouve à l'ouest de Clermont-Ferrand, à cheval sur la faille bordière de
la Limagne d'orientation N-S. L'affleurement considéré se situe sous le puy de Chateix au
nord de Royat (Fig. 4). Cet affleurement long d'une centaine de mètres, forme
l'escarpement amont d'une rue.
Les coordonnées Lambert sont
x=655,825 ; y= 2085,200
Feuille IGN n°2531 Est au 1/25 000
Feuille géologique de Clermont-Ferrand au 1/50 000 n°693
La coupe peut être divisée en deux parties : la coupe nord et la coupe sud. Entre ces deux
coupes, une formation massive de grés est affectée par une importante fracturation
verticale (Fig.7).
2.2 : Nature lithologique et âge de la formation :
Cet affleurement se trouve dans des grés de rOligocène'''moyenf Les dépôts attribués à
cette période sont peu nombreux dans la région de Clermont-Ferrand, et sont uniquement
situés le long de la faille bordière de la Limagne (Ceyrat, Royat, Crouzol ...).
Les faciès détritiques sont représentés par des grés, des sables, des sables argileux et
des argiles, localement conglomératiques. Le pendage de cette série (20° SE environ) a
une origine tectonique et correspond à un basculement de la stratification lié aux rejeux
successifs de la faille bordière (Tout contre la faille bordière, les "arkoses du Puy de
Chateix" présentent un pendage de 40 à 50° SE). Des stratifications obliques s'obsen/ent
par endroits dans les bancs épais, ainsi que des gradients granulométriques décroissants
vers le haut. Ces faciès correspondent à une sédimentation détritique de cône alluvial.
2.3 : Coupe nord : (Fig. 5)
Sur cette coupe, le pendage de la stratification est de 10 à 20° vers l'est. Ces grés qui
alternent avec des interbancs argilo-gréseux sont affectés par quelques failles normales
de nature synsédimentaire. En effet, si les failles sont bien visibles en bas de la série,
celles-ci s'amortissent vers le haut.
Les stries de ces failles ne sont pas visibles. Néanmoins, La direction N-S à NW-SE de
ces failles et leur caractère néoformé indiquent une direction d'extension NE-SW environ
(S3).
-10-
^m^^^^^^rm.
\ FAILLE
DE LA
Coupe sud
FORMATION
Coupe nord
MASSIVE
DE
GRES
Fig.4 : Situation du site de Royat (Puy de dôme; France)
BORDIERE
LIMAGNE
N
/
1
m
ROYAT,
Fig.5:
Coupe
Nord
NCE
20'E
-12-
2.4 : Coupe sud : (Fig. 6)
Cette coupe située à une centaine de mètres au sud de la précédente, se présente
différemment. La faille bordière de la Limagne, qui met en contact ces formations
gréseuses avec le socle granitique, n'est qu'à environ 50 m à l'ouest de cet affleurement
(le contact lui-même n'est pas visible à cause des constructions). Si cet affleurement fait
partie de la même unité stratigraphique que le précédent, les bancs gréseux sont
cependant plus épais et massifs, et les interbancs plus argileux. Le pendage de la
stratification est de 45° vers l'est.
C'est à la faveur des interbancs argileux que va s'exprimer ici la tectonique. En effet, le
pendage important de la stratification, et la présence de ces interbancs argileux vont
permettre des glissements banc sur banc. On ne peut donc pas parier de néorupture dans
ce cas, car la rupture sera orientée par ces plans. Les plans de failles (8 plans striés
mesurés), qui correspondent donc aux plans de stratification, sont de direction N-S à
NNE-SSW, à l'exception de la faille n°8 (N130°E) qui recoupe l'ensemble de
l'affleurement. Les stries mesurées présentent un pitch de 50 à 60°N sur les glissements
banc sur banc, et de 80°N pour la faille n°8 (ce sont donc des failles normales avec une
composante décrochante). Une fracturation quasi-verticale (70 à 90°) (diaclases ou failles
à très faible rejet) affecte les bancs de grés massifs. Cette fracturation a une direction
essentiellement NNW-SSE. Postérieurement à cette tectonique, les miroirs de faille ont
été minéralisés par de la barytine (sulfate de baryum) et de la sidérose (carbonate de fer).
L'analyse microtectonique effectuée sur cette population de stries par la méthode "faille"
(Etchecopar et al., 1981) révèle une extension de direction NE-SW. Un premier
traitement sur l'ensemble des mesures est relativement bonne, mais on peut remarquer
que la donnée n°7 se place en mauvaise position sur le cercle de Mohr alors qu'elle est en
première position sur l'histogramme des écarts angulaires entre les stries mesurées et les
stries calculées (Fig. 8). Lorsqu'on élimine manuellement ce plan (qui n'est qu'une petite
faille annexe venant se brancher sur un plan de stratification), on se rend compte qu'il
détermine assez fortement les caractéristiques du tenseur et focalise la solution vers une
valeur élevée du rapport R. Le rapport R est de 0,57 pour la solution prenant en compte
l'ensemble des plans, et de 0,42 pour la solution écartant la donnée n°7. Pour ce
deuxième traitement (Fig. 9), la solution est sensiblement améliorée, notamment pour la
position des plans sur le cercle de Mohr. S3 a alors une direction horizontale N47°E.
2.5 : Interprétation sur les deux coupes :
Le site de Royat a la particularité de se trouver à proximité immédiate de la faille bordière
de la Limagne, ce qui rend son étude intéressante car peu de données microtectoniques
peuvent être mesurées le long de ce grand contact tectonique entre le socle granite du
plateau des dômes et le sédimentaire tertiaire de la plaine de Clermont-Ferrand.
Les rejeux successifs de cette faille sont responsables du basculement des grés
oligocène moyen vers l'est. Le pendage de la stratification est d'autant plus fort que l'on se
rapproche du contact anormal. Il est de 40 à 50° vers l'est pour la coupe "sud" et de 10 à
20° vers l'est pour la coupe plus au nord.
La fracturation quasi-verticale qui affecte les bancs de grés les plus compétents est
essentiellement de direction NNW-SSE. Cette fracturation se développe en fonction de la
lithologie. Elle est pratiquement absente au niveau de la coupe "nord", alors qu'elle est
intense sur la coupe "sud" et au niveau de la formation massive de grés entre les deux
coupes. Elle peut correspondre soit à des diaclases, soit à des plans de faille où le rejet
est très faible (millimétrique). Dans les deux cas, ces fractures pourraient être assimilées
à un réseau homologue (de même direction) qui se développe autour d'une grande faille
(ici, la faille bordière).
-13-
Fig.6
(36 plans)
Nord
Fig.7 : Fracturation de la formation massive de grés (Royat)
-14-
ROYAT sud
O SI =296.5 62.5
D S2= 144.4 24.7
A S3= 49.1 11.3
R=0.57
D S2=137.0 19.8
A S3= 46.9 0.4
R=0.42
Fig.8
ROYAT sud
O S1=315.8 70.2
Fig.9 :
-15-
L'analyse microtectonique de ces deux affleurements indique une direction d'extension
NE-SW. La station "nord" présente manifestement une tectonique synsédimentaire,
donc oligocène^moyenf mais les données sont insuffisantes pour l'interpréter correctement
(peu de failles et pas de stries mesurées). La formation sédimentaire de la station "sud" a
eu un comportement différent, et la tectonique s'est manifestée par des glissements banc
sur banc. Les plans de stratification fortement basculés sont réutilisés en faille normale
avec une composante décrochante importante. La tectonique de cette seconde station est
probablement plus tardive que celle qui a affecté la première, mais on ne peut pas la dater
plus précisément.
// semblerait donc que la tectonique extensive de direction NE-SW se soit manifestée dès
l'Oligocèné^moyen'^au niveau de cette station lors de la sédimentation du cône détritique,
et qu'elle se soit poursuivie postérieurement
au cours de l'Oligocène sans évoluer
notablement, ni en régime, ni au niveau de l'onentation des axes des contraintes.
-16-
CHAPITRE 3 : CARRIERE DU GRAND-GANDAILLAT
3.1 : Situation, présentation :
Cette carrière se situe à environ 5 Km à l'est du centre de Clermont-Ferrand. Elle est
adossée à l'autoroute nouvellement construite, allant de Clermont-Ferrand à Thiers, entre
Clermont et Lempdes. Elle fait partie de l'unité stratigraphique du plateau de CournonLempdes (Fig.l 0).
Les coordonnées Lambert sont
x=663,625;y= 2086,125
Feuille IGN n°2531 Est au 1/25 000
Feuille géologique de Clermont-Ferrand au 1/50 000 n°693
Cette carrière est relativement importante, 1 2 stations microtectoniques ont été définies,
désignées par des lettres (stations A à L), où sont concentrés les principaux accidents
(Fig.1 1 ). Environ 200 mesures sur des plans de failles striés ou non, ont été prises.
3.2 : Nature et âge des formations lithologiques :
Les formations carbonatées du plateau de Cournon-lempdes sont datées à l'Oligocène
supérieur
et sont représentées ici par le complexe argilo-calcaire d'origine
lacustre, à concrétions stromatolitiques. L'alternance et l'épaisseur des bancs calcaires et
des bancs argileux et marneux sont très variables (de plusieurs mètres à quelques
centimètres), et on observe très fréquemment des passées de calcarénites formées
essentiellement par des débris d'algues encroûtantes et des oolithes. La fraction
organique de cette formation est constituée d'os de poissons et de reptiles,
et
d'ostracodes.
La base de la série visible dans cette carrière est plus carbonatée, avec des bancs épais
décamétriques, que le haut de la série plus argileuse, avec des bancs calcaires toujours
présents, moins épais mais bien individualisés, contrastant rapidement avec les argiles.
Des apports détritiques sont représentés en haut de la série par quelques niveaux de
grés.
La grande particularité de ce site est la présence d'un faisceau de filons d'origine
volcanique, que la carrière recoupe en de multiples endroits. Ces filons brêchiques (ou
clastiques) sont composés d'éléments basaltiques cimentés par une matrice siliceuse. La
direction moyenne de ce faisceau est N140°E (NW-SE), il se poursuit plus au NW jusque
dans le zone industrielle du Brezet aux portes de Clermont-Ferrand. Ce filon qui se
retrouve notamment au niveau du puy de la Poix (Fig. 10) serait à relier aux appareils
volcaniques qui se situent plus au sud-est (le puy de Bane et le puy d'Anzelle).
Une datation géochronologique sur les émissions basaltiques du puy d'Anzelle (datation
sur roche entière) a donné un âge miocène inférieur (15,7 +- 0,3 Ma). Une autre datation
effectuée sur amphibole libre sur des formations pépéritiques de Cournon a donné un âge
de 21,2 +- 0,4 Ma. On est donc en présence d'un volcanisme basaltique d'âge Miocène
inférieur caractéristique en Limagne ("génération Limagne") (Chantepie, 1990).
-17-
,Filon du Puy de la Poix
Carrière
Stations
du
de
Grand-Gandaillat
mesure,
autour de
Cournon
Fig. 10 : Situation de la carrière du Grand-Gandaillat (Puy de dôme, France)
-18-
3.3 : Analyse tectonique et microtectonique :
De par sa nature lithologique, cette série a enregistré remarquablement les déformations
tectoniques. Ce sont essentiellement des failles normales à pendage relativement fort (45
à 80°), et dont le pitch des stries avoisine constamment 90°.
Les différences lithologiques (Les bancs calcaires sont plus massifs en bas de la carrière
qu'en haut où la formation est plus argileuse) vont engendrer une expression de la
déformation différente. Le bas de la carrière (coupes K et I) montre des failles importantes
que l'on peut suivre sur plusieurs gradins de la carrière, assez fortement bréchifiées. La
plupart du temps, les rejets sur ces failles ne peuvent être appréciés. A l'opposé, la station
A, beaucoup plus haut dans la série, montre une alternance très rapide de bancs calcaires
et de bancs argileux. Autour d'une faille principale qu'occupe un filon, une multitude de
petites failles à faible rejet se sont formées, mais dont l'intégration témoigne d'un décalage
d'ensemble non négligeable. Ces petites failles normales décalent les bancs les plus
compétents de manière évidente suivant un plan à pendage fort, puis s'horizontalisent et
s'amortissent dans les joints de stratification.
Les failles les plus importantes (que l'on peut suivre le long de toute la carrière) ont une
direction moyenne NNW-SSE à NE-SW. et se concentrent dans la partie ouest de la
carrière. Ces failles qui ont des rejets probablement importants (plusieurs mètres), forment
un faisceau assez complexe de direction moyenne N-S à NNW-SSE et à pendage vers
l'est.
Le filon de brèche basaltique qui traverse la carrière se situe à l'est de ce faisceau de
failles. Il a une direction movenne N140°E (NW-SE^. mais localement, le filon peut prendre
une direction N120°E à N155°E (direction des épontes). Ce filon qui peut atteindre 2 m
d'épaisseur environ, s'est mis en place dans les formations stampiennes déjà
préfracturées (tectonique synsédimentaire oligocène). Il s'est ainsi installé en réutilisant
les plans de faille. La nature pétrochimique de ce filon indique un dynamisme de mise en
place de type explosif (phréatomagmatique). Ce dynamisme est caractéristique des maars
de la Limagne. Le filon s'est mis en place "en force" et a bousculé par endroit les
formations stampiennes (plis et fracturation associée à la mise en place du filon).
D'autre part, ces filons sont affectés par un certain nombre de failles normales que l'on
peut observer soit en leur sein, soit sur les épontes. Ces failles présentent des stries dont
le pitch est proche de 90°.
Cette carrière présente donc au premier abord, plusieurs événements tectoniques :
* Une tectonique extensive synsédimentaire d'âge oligocène supérieur est
responsable de la majeure partie des failles que l'on observe dans la formation
stampienne. Ces failles sont donc néoformées. La présence de slumps dans certains
niveaux argileux et calcaires confirme cette activité tectonique synsédimentaire.
* Une tectonique extensive d'âge miocène inférieure associé à une activité volcanique
sur le plateau de Cournon-Lempdes notamment (17 à 21 Ma) est responsable de la mise
en place du filon clastique.
* Postérieurement à la mise en place de ce filon, une tectonique extensive est
responsable de la formations de failles normales qui affectent notamment les filons de
basaltes. Cette tectonique n'est probablement pas très tardive, et semble liée à une
activité continue au Miocène.
Fig.l 1 : CARRIERE DU GRAND-GANDAILLAT : Bloc diagramme montrant
schématiquement la localisation des stations de mesure, les principales
structures, ainsi que les directions moyennes d'extension déterminées
parla méthode "faille" pour quelques stations.
Failles qui affectent les filons
-20-
La carrière est trop vaste, et le nombre de mesures de plans striés trop important (plus de
200 failles mesurées, dont plus de 100 plans striés), pour traiter l'ensemble des données
par une méthode numérique automatique, afin de déterminer un ou plusieurs tenseurs. Il a
donc été nécessaire de traiter les stations les unes indépendamment des autres pour
simplifier le problème. Les station A, I, H, K, et l'ensemble des failles qui affectent les
basaltes, seront traités ici.
3.3.1 : Station A :
La station A se situe au nord-est de la carrière, dans les termes les plus hauts de la série
stampienne représentée ici (Fig. 11). Elle est limitée au SW par un filon clastique
basaltique de direction N150°E installé à la faveur d'une faille normale de même direction.
Cette station comprend 23 plans striés correspondant à de petites failles à faibles rejets
(quelques centimètres). Ces failles de direction E-W à NW-SE avec des stries dont les
pitchs sont voisins de 90°, forment un système de failles conjuguées. L'analyse de la
projection stéréographique de l'ensemble des données semble indiquer une direction
moyenne d'extension NNE-SSW.
L'analyse microtectonique effectuée par la méthode "faille" sur cette population de strie
indique une direction d'extension ENE-WSW (N70°E), avec un rapport R proche de zéro
(R=0,04). La position de S3 n'a donc aucune signification car le régime correspondrait à
une extension radiale (Fig.l 2).
Néanmoins, sur le terrain, on est en mesure de penser que l'ensemble des failles sont
néoformées (comme la majorité des failles de cette carrière) et doivent donc se placer sur
le cercle s1-s3 de la représentation de Mohr. Le rapport R ne peut donc être déterminé.
Le calcul d'un tenseur tectonique à partir de failles néoformées ne permet pas de
déterminer la valeur du rapport R (rapport de forme de l'ellipsoïde des contraintes : R=(s2s3)/(s1-s3) ). En effet, dans le cas de la néorupture, la géométrie des plans de faille ne
dépendra que de l'orientation du trièdre des contraintes et pas de la valeur du rapport R.
La contrainte intermédiaire (s2) est contenue dans le plan de la faille, et n'a donc aucune
influence sur l'orientation de la strie. Ainsi la projection des stries sur le cercle de Mohr se
fait sur le cercle s1-s3 . Nous nous tiendrons donc à la première analyse, c'est à dire à un
système fonctionnant avec une extension de direction moyenne NNE-SSW, et un
rapport R indéterminé.
3.3.2 : Station I :
La station I, est située au niveau d'une coupe de 25 m environ située à l'ouest de la
carrière (Fig .11). Elle comprend 10 mesures de plans striés, dont 4 failles majeures qui
peuvent être reconnues sur les autres coupes (Fig .17). Les pitchs des stries de ces failles
sont également proches de 90 °, alors que les failles ont des directions NW-SE à NE-SW.
L'analyse de la projection stéréographique des failles indique une direction probable
d'extension E-W (N92°E). Cette direction est confirmée par la solution de la méthode
"faille" (Fig.l 3), bien que comme dans le cas de la station A, le rapport R est proche de
zéro.
On conclura donc à une extension E-W dans ce secteur de la carrière.
Fig 16 : Coupe E : Carrière du Grand-Gandaillat
w
^A
I"»
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.
Fig.l 7 : Coupe I : Carrière du Grand-Gandaillat
^
>
O SU17J.4 892
STATION H
6 l'ATION A
Ü S2-310.I 06
A S3.40.1 0,6
R.003
19 20
23
2t
4
2 |17 |6 |7 |U|I0|4 lis h5 120 |6 |1 1 19 |23 |U 1 13 |12 |21 |9 |18 | ^
Fig.12
Fig.14
O SI. 2136 846
STATION H
STATION
Fig. 13
Fig. 15
G S2. 112.8 10
A
A S3. 227 5,3
R.0.06
16
23
20
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A-
^57
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9
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o ' |22 |m 124 lia 126 ¡7 |27 |8 |5 |3 |2B 1 10 |25"| 15 1 1 7 |3 |23j
0
'î
14
10
r 7 2 28
5
12
13
15
a
11
17
25
22
6
24
-23-
3.3.3 : Station K :
Cette station de mesure est une coupe d'une quinzaine de mètres située à l'ouest, en bas
de la carrière (Fig.l 1 , 21 , photo 2). Cette station est importante, car c'est à ce niveau que
se concentrent les failles majeures de la carrière. Elle compte 13 mesures
microtectoniques. Outre les données 13 et 4, les failles ont dans l'ensemble une direction
moyenne NW-SE à N-S, ce qui semble indiquer à la lecture du stéréogramme une
direction d'extension sensiblement E-W.
L'analyse microtectonique par la méthode "faille" confirme cette hypothèse, mais là encore
avec un rapport R proche de zéro (R=0,09). S3 est de direction N80°E avec R=0,13 pour
l'ensemble de la population de stries ; il est de direction N86°E avec R=0,09, pour
l'analyse prenant en compte 85% des données (11 failles sur 13), l'histogramme des
écarts angulaires entre les stries calculées et les stries mesurées est meilleur dans ce cas
(Fig.18et19).
Nous retiendrons donc une direction d'extension proche de N80°E, le rapport R étant
indéterminé (failles néoformées).
3.3.4 : Station H :
Cette une coupe plus longue (130 m) est située sur les derniers niveaux à l'ouest de la
carrière. 28 mesures de plans striés ont été mesurés le long de cet affleurement.
L'analyse de la projection stéréographique de l'ensemble des plans, indique au premier
abord une direction d'extension NE-SW.
L'analyse microtectonique par la méthode "faille" confirme cette direction. Sur l'ensemble
de la population de stries, S3 a une direction N23°E avec un rapport proche de zéro
(R=0,06). La solution peut être améliorée (au niveau de la géométrie de l'histogramme),
en prenant en compte 83% des failles (23 failles sur 28). S3 a alors une direction N40°E
avec un rapport R=0,03 (Fig.14 et 15).
Nous retiendrons donc une direction d'extension NE-SW proche de N40°E, le rapport R
restant là encore indéterminé.
3.3.5 : Failles affectant les filons clastiques de basalte :
Il a été nécessaire de sélectionner les failles qui affectent les filons. Il fallait en effet
écarter les mesures des failles liées à la mise en place des filons.N'ont été retenues, que
les mesures faites sur le filon principal (le plus épais). L'ensemble des failles sont
généralement parallèles au filon lui-même, c'est à dire de direction NW-SE, indiquant une
extension d'axe NE-SW (Photo 1).
Il est clair que le nombre de données (6) et la dispersion des plans dans l'espace ne sont
pas suffisants pour rendre optimale la méthode Etchecopar de détermination du tenseur.
Néanmoins, l'analyse microtectonique confirme la direction NE-SW d'extension (Fig. 20)
(S3 =50°), et donne un rapport R de 0,14.
-24-
Fig.21 : Station K : Carrière du Grand-Gandaillat
Photo. 2 : Station K : Carrière du Grand-Gandaillat
'- °
-
u
JU
_ ^,,.2i9.9
, .,,
H.o.lj
Failles sur Basaltes
Fig.18
ATION K
O 31.3133 87.6
D 52-1758 1.8
A S3. 85.8 1.6
031.234.787,7
l. 32.139,8 0.2
A 33.49.8 2,3
Fig.20
n.0.09
Fig.l 9
Photo. 1 : Faille normale affectant
l
un filon de brèche basaltique
I
-26-
3.4 : Evolution de la tectonique Oligocène et post-Oligocène du site du GrandGandaillat : Interprétation :
La majeure partie des failles qui affectent l'Oligocène supérieur sont néoformées et
résultent d'une tectonique synsédimentaire. L'aspect des miroirs de faille, lustré et
ondulé, ainsi que la présence de slumps dans certains niveaux, sont des indicateurs d'une
telle activité au cours de la sédimentation. D'autres critères, tels qu'une différence de rejet
le long d'une même faille, ainsi que des failles scellées, s'observent dans la même
formation, dans la carrière de Cournon d'Auvergne. L'analyse microtectonique de
différentes stations révèle des variations dans l'orientation de l'axe d'extension (s3). Cette
extension
est sensiblement E-W à ENE-WSW dans les niveaux inférieurs de la carrière
(station K, et I), alors qu'elle est NE-SW à NNE-SSW dans les termes les plus hauts
(station A et H). On peut voir là une variation dans l'espace de la direction d'extension liée
probablement à des perturbations locales des contraintes, ou une évolution dans le temps
de la direction de l'axe d'extension.
Au cours du Miocène inférieur (entre 16 et 21 Ma), un filon clastique de basalte se met
en place dans ces formations stampiennes. Ce filon de direction moyenne NW-SE
s'installe en utilisant les failles préexistantes, et bouscule par endroits les formations
sédimentaires (plis ...). Il n'emprunte cependant pas les failles majeures de direction
NNW-SSE. La mise en place de ce dyke résulte très probablement d'une extension de
direction NE-SW qui s'est manifestée au cours de cette période.
Postérieurement à la mise en place et au refroidissement du filon, une tectonique
extensive est responsable de la formation de failles normales qui affectent notamment le
filon de basalte. Cette tectonique extensive de direction NE-SW a certainement fait
rejouer certaines failles néoformées oligocènes, mais il est délicat de séparer sur ce site
différents jeux qui peuvent affecter les formations stampiennes. Cette tectonique semble
liée à une activité continue au Miocène.
En conclusion, ce site est affecté par une tectonique extensive E-W à NNE-SSW qui a
débuté à l'Oligocène supérieur au cours de la sédimentation, et s'est poursuivie au
Miocène inférieur, associée alors à une activité volcanique phréatomagmatique
(formations pépéritiques). Elle est alors responsable de la mise en place d'un filon de
brèche basaltique. Postérieurement à la mise en place du filon, le site est de nouveau
affecté par une extension NE-SW qui affecte notamment le filon de basalte. Il semble
donc que l'extension qui a débutée à l'Oligocène supérieur se soit poursuivie au cours du
Miocène inférieur de manière continue, avec peut-être des variations dans l'orientation de
S3 : d'abord E-W à l'Oligocène supérieur puis NE-SW à NNE-SSW au Miocène inférieur.
-27-
CHAPITRE 4 : PLATEAU DE COURNON-LEMPDES
4.1 : Situation, présentation :
Le plateau de Cournon-Lempdes se situe à quelques kilomètres à l'est de ClermontFerrand. Il comprend à son extrémité nord-ouest la carrière du Grand-Gandaillat
présentée au chapitre 3. Ce plateau carbonaté en forme de "V" est limité au sud par la
basse plaine des "terres noires". Il s'élève au dessus de Clermont-Ferrand à une côte
moyenne de 400 m. Le point culminant de ce plateau est celui du puy de Bane (542 m).
Les affleurements du plateau de Cournon-Lempdes surtout représentés sur le flanc sud
aux abords de Cournon, sont connus car ils offrent des coupes détaillées de l'Oligocène
supérieur. C'est un site de référence. D'autre part, des manifestations volcaniques dont
il ne nous reste actuellement que des diatrèmes dégagés par l'érosion, des buttes
pépéritiques, voire une vague morphologie du relief, ont affecté le substratum argilocalcaire du plateau (Fig. 22).
Ce plateau ne semble pas être la conséquence unique d'une érosion différentielle
(présence importante de pépérites au sein des formations carbonatées), sa morphologie
résulte également d'une activité tectonique guidée par des failles du socle sous-jacent. Il
se présente alors comme un bloc surélevé bordé par des zones basses subsidentes.
4.2 : Site de Cournon d'Auvergne :
Des manifestation tectoniques s'observent à Cournon, notamment dans la carrière qui
domine au nord cette petite ville. Cette carrière nous montre une alternance de marnes et
de calcaires verdâtres au niveau de la route, puis de calcaires homogènes et de
calcarénites oolithiques et à débris d'algues. Les calcaires sont recouverts dans la partie
supérieure de la carrière par une épaisse formation de pépérites stratiformes dont le
niveau de base recoupe selon une surface d'érosion, les bancs de la série carbonatée.
Quelques failles de nature synsédimentaires peuvent s'observer dans les flancs de la
carrière. Elle ont une direction NW-SE à N-S. Elles présentent pour la plupart des
variations de rejets, certaines sont scellées par des niveaux calcaires non affectés.
Quelques failles affectent également des formations de pépérites stratiformes (Cournon
site B, Mines des rois) ; des formations recitales ont été bascullées par le jeu de ces
failles (site F). Ces failles d'orientation très variables sont à attribuer à l'activité volcanique
du plateau, et à l'effondrement en structure circulaire des maars basaltiques.
-28-
carte structurale du plateau de Cournon-Lempdes
FilondeIaPoix(N145''E):
20 mesures de la fracturation
.
/
Site de Cournon d'Auvergne :
Rosace des directions des failles
Situation géographique
Limagne d'Allier
45.5»-
k
- Clermont- F ¡rrand
V
Légende
1 ^2^3¿^4\\5
\ 4
0
IKm
- Situation des stations de mesure
Fi^22 : Carte structurale du plateau de Cournon-Lempdes
1 : Marnes et calcaires dérivés de l'Oligocène
2 : Marnes et calcaires de l'Oligocène supérieur
3: Pépérites
4 : Diatrèmes pépéritiques présents ou supposés (d'après De Goër, comm.
-29-
4.3 : Sondages de Cournon et de Beaulieu :
Deux sondages profonds ont été exécutés, l'un sur le plateau (Cournon 8-75) l'autre dans
la plaine plus à l'ouest (Beaulieu 7-103) (Voir la localisation sur la Fig22). Voici la
description sommaire de ces deux sondages (D'après la notice de la carte géologique de
Clermont-Ferrand):
Sondage de Cournon 8-75 :
(1962) pofondeur 860 m (altitude 425 m environ)
0-353 m
marnes et calcaires argileux (Oligocène)
353-423 m
Argiles calcaires à intercalations de calcaire crayeux et "schistes
papyracés"
423-461 m
Argiles et cataires à intercalation d'anhydrite
461-682 m
Argiles calcaires et calcaires
682-723 m
Alternance de dolomie, calcaire et argiles cataires (Oligocène)
723-853 m
Argiles sableuses et grés arkosiques rougeàtres à la base (Eocène
possible)
853-860 m
Porphyre quartzifère silicifié (Viseen)
' Sondage de Beaulieu 7-103 :
(1926) profondeur 1 154 m (altitude 340 m environ)
0-902 m
902-1138 m
Marnes à Cypris (Oligocène)
Arkoses (Oligocène, Eocène possible à la base)
1138-1 154 m
Schistes cristallins (Viseen)
Le sondage de Beaulieu a rencontré le socle à 1 138 m de profondeur, soit 798 m sous
le niveau de la mer. Le sondage de Cournon ne l'a rencontré qu'à 853 m soit 428 m
sous le niveau de la mer. Il y a donc une différence du niveau du toit du socle de 370 m
entre les deux sondage (en tenant compte de la différence d'altitude) qui ne sont distants
que de 2 Km environ.
Ce décalage important du toit du socle est interprété par la présence d'une faille affectant
le socle sous l'épaisse série sédimentaire. Cette faille de direction NW-SE et de pendage
SW effondre le compartiment ouest. Elle est visible en gravimétrie, et a été reconnue
sur les profils sismiques (Morange et al., 1971).
4.4 : Interprétation :
Le plateau de Cournon-Lempdes peut être interprété comme un domaine surélevé bordé
par deux failles normales de direction NW-SE (bordure occidentale) et NNE-SSW
(bordure orientale) qui affectent le socle sous l'épaisse série sédimentaire (+ de 1000 m).
Ces deux failles forment actuellement à la surface deux escarpements visibles dans la
topographie (Fig. 23). La faille de direction NW-SE a un rejet vertical important, de l'ordre
de 370 m au niveau du toit du socle. C'est ce que révèle les deux sondages (Cournon et
Beaulieu) effectués de part et d'autre de cette stmcture. Cette faille est de plus visible en
gravimétrie et confirmée sur les profils sismiques.
La morphologie du plateau de Cournon-Lempdes a donc un caractère tectonique et
résulte du jeu de failles qui affectent le socle sous-jacent. L'activité tectonique enregistrée
par les formations stampiennes de la carrière du Grand-Gandaillat, qui se situe à
l'extrémité NW du plateau, est une conséquence au niveau de la couverture sédimentaire
des rejeux au niveau du socle de la faille majeure de direction NW-SE. Cette faille est
probablement d'origine hercynienne.
-30-
Fig.23 : Topographie du plateau de Cournon-Lempdes et interprétation
tectonique de la morphologie
MO
Cour
Km
2f:
lOOO
1600
2000
«OO
JOOO
3500
4000
4600
5000
650Q
-31-
Le puy de Bane et le puy d'Anzelle sont les deux pointements volcaniques les mieux
préservés de l'érosion ; cependant, le relief laisse supposer la présence d'un certain
nombre de diatrèmes pépéritiques profondemment erodes, dont il nous reste actuellement
que quelques gisements de pépérites et une vague morphologie. Il est très probable que
l'activité volcanique du plateau de Cournon-Lempdes soit en étroite relation avec l'activité
tectonique. La présence d'un filon de brèche basaltique de direction NW-SE dans la
carrière du Grand-Gandaillat, que l'on retrouve au niveau du puy de la Poix et plus loin
dans la zone industrielle du Brezet aux portes de Clermont-Ferrand, semble confirmer
cette relation.
CONCLUSION
La région de Clermont-Ferrand en Limagne d'Allier est un domaine où s'exprime depuis
l'Oligocène une tectonique extensive. Si les directions d'extension ont évolué au cours du
temps, le régime tectonique qui a affecté cette région ne semble pas avoir été modifié de
façon importante.
Adossé contre la grande faille bordière occidentale de la Limagne, le site de Royat révèle
une tectonique extensive de direction NE-SW qui s'est manifestée dès l'Oligocène moyen
lors de la sédimentation du cône détritique. Cette tectonique extensive s'est probablement
poursuivie postérieurement au cours de l'Oligocène sans évoluer notablement, ni en
régime, ni dans l'orientation des axes des contraintes.
Plus à l'est, la carrière du Grand-Gandaillat située à l'aplomb d'une grande faille de
direction NW-SE à pendage ouest qui affecte le socle, montre une tectonique extensive EW à NNE-SSW qui a débuté à l'Oligocène supérieur au cours de la sédimentation.
L'extension s'est ensuite poursuivie au cours du Miocène inférieur (de direction NE-SW),
associée à une activité volcanique phréatomagmatique (formation des pépérites), et est
responsable de la mise en place d'un filon de brèche basaltique de direction NW-SE.
Postérieurement à la mise en place du filon, le site est de nouveau affecté par une
extension NE-SW, qui affecte notamment le filon de basalte. Il semble donc que
l'extension qui a débuté à l'oligocène supérieur se soit poursuivie au cours du Miocène de
manière continue, avec peut-être des variations dans l'orientation de l'axe d'extension :
d'abord E-W à l'Oligocène supérieur puis NE-SW à NNE-SSW au Miocène inférieur.
PÂRTa
ITUÂTiON
QEOûYMAMiQUE
JASSiF-GENTRÂL
DO
DEPUIS
VQLmOQ
-32-
Partie 2 : Situation géodynamique du
Massif-Central depuis l'Oligocène
CHAPITRE 1 : VOLCANISME
1.1 : Volcanisme dans la plaque ouest-européenne :
Dans la plaque ouest-européenne, deux types de volcanisme peuvent être différentiés
suivant leur position par rapport à la chaîne alpine. On distingue le volcanisme orogénique
alpin et le volcanisme alcalin péri-alpin (Maury et Varet, 1980).
* Le volcanisme orogénique alpin a essentiellement une affinité calco-alcaline dont les
laves sont connues sous forme d'éléments dans les formations détritiques de la chaîne
alpine. Ce volcanisme pourrait correspondre à un arc volcanique paléogène. Cet arc
volcanique pourrait être lié à une subduction éocène sous le domaine externe des Alpes
(Caby et al., in Maury et Varet, 1980).
* Le volcanisme péri-alpin tertiaire et quaternaire plus abondant, se présente en plusieurs
provinces situées dans des contextes géologiques remarquablement semblables. C'est
sur la plate forme péri-alpine qu'il s'installe associé à la formation de fossés
d'effondrement qui affectent le socle hercynien.
Enserrant l'arc des Alpes occidentales, il est tentant de rattacher ce volcanisme à l'activité
orogénique des Alpes (Fig. 24). On observe en effet un synchronisme entre l'activité
volcanique et les épisodes orogéniques de l'ensemble du domaine alpin (lilies, 1974 ; De
Goër et Mergoil, 1971).
Néanmoins, cette relation apparaît moins évidente dans le détail, et il faudrait faire
intervenir des facteurs externes (Diapirs, zones de lithosphère chaude et affaiblie)
indépendants, mais interagissant avec les phénomènes liés à l'orogène alpine.
1.2 : Provinces et âge du volcanisme dans le Massif-Central :
Le volcanisme tertiaire et quaternaire du Massif-Central est presque entièrement défini
entre le sillon houiller et la faille des Cévennes, à l'exception de quelques pointements de
faible importance dans le bas-Languedoc par exemple (Volcanisme d'Agde).
C'est essentiellement un volcanisme de type intraplaque continentale qui s'est exprimé
dans un contexte extensif. Ce volcanisme de rift s'oppose donc au volcanisme des zones
de compression que l'on trouve au niveau de la chaîne alpine (Brousse, 1974).
Un certain nombre de provinces volcaniques s'individualisent autour du coeur du MassifCentral représenté par le plus vaste strato-volcan de l'Europe extra-alpine, qu'est le
Cantal.
On distingue les provinces suivantes :
# Le volcanisme des Limagnes, du Forez, le Cantal, le Cézallier, le Mont-Dore, la chaîne des
Puys, le Velay oriental, le Devès, les Coirons, le volcanisme ardéchois, l'Aubrac, le volcanisme
caussenard, l'Escandorgue-Lodévois, et le volcanisme du bas-Languedoc.
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Fig,24 : Situation du volcanisme dans la plaque ouest-européenne
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-33-
La définition de ces provinces prend en compte des critères chronologiques,
géographiques, pétrographiques, et structuraux. Différents types volcanologiques sont
différenciés parmis les grands ensembles du Massif-Central :
* Le volcanisme ponctuel dispersé, caractéristique en Limagne, Forez, Ardèche,
Causses et bas-Languedoc.
' Le volcanisme fissurai qui reflète une relation étroite entre la tectonique et l'activité
volcanique. C'est le cas typique de la chaîne des Puys, du massif de l'Aubrac et des Coirons,
de l'Escandorgue et du Velay oriental.
' Le
volcanisme
centré caractérisé par la présence d'une importante chambre
magmatique, ainsi que d'une caldera (fosse volcano-tectonique). Ces édifices (Cantal, Mont¬
Dore) se situent à l'intersection de fractures majeures hercyniennes qui permettent la formation
de cette caldera (Maury et Varet, 1980 ; De Goër, 1972).
Certains édifices volcaniques présentent différents caractères structuraux relatifs à leur
évolution (Cantal) : Activité polyphasée.
1.2.1 : Massif des Coirons :
Situation Géographique :
Le massif des Coirons se situe sur la bordure Sud-Est du Massif-Central.
Il forme un
plateau allongé sur une vingtaine de kilomètres, selon une direction NW-SE. Ce massif
chevauche le faisceau de faille Cévenol qui borde le socle paléozoïque du Massif-Central,
entre Largentière et Valence.
Directions majeures de fracturation du socle :
La faille bordière des Cévennes d'orientation moyenne NE-SW s'accompagne d'un grand
nombre de fractures parallèles à cette direction, qui séparent les terrains cristallins et
métamorphiques du socle à l'ouest, du sédimentaire mésozoïque et cénozoïque de la
vallée du Rhône. C'est le réseau dominant.
Un système de fractures de direction NW-SE s'observe (Grangeon, 1960 in Feraud, 1981)
; bien que de moindre importance par rapport à la direction précédente, elle va déterminer
l'orientation du massif.
Caractéristiques du volcanisme :
Le volcanisme du massif des Coirons semble essentiellement de nature fissurale (Maury
et Varet, 1980 ; Autran et Peterlong, 1980 ; Grillot, 1971 ; Feraud, 1981), atteignant le
"stade de plateau basaltique, où les émissions basiques sont suffisamment importantes
pour créer une couverture continue de part et d'autre de la fissure" (Maury et Varet, 1980).
Grillot (1971) distingue une phase filonienne indépendante et postérieure à une phase
effusive, dont les épanchements prendraient une direction NW-SE.
L'alignement des centres d'émission se fait suivant la direction NW-SE essentiellement
dans l'axe du massif, mais des centres éruptifs se localisent également en dehors de cet
axe (Autran et Peterlongo, 1980 ; Feraud, 1981).
Feraud (1981) a analysé l'orientation des dykes de ce massif (150 dénombrés) et indique
une direction dominante N110°E à N150°E. Des relais dextres et sénestres de faible
amplitude par rapport à la longueur du dyke sont fréquents, la direction des échelons étant
très proche de l'axe d'allongement du massif (N120°E à N125°E). Il fait remarquer que le
réseau de fracture dominant NE-SW n'est pas emprunté par le système filonien.
-34-
Les dykes représenteraient les conduits d'alimentation du volcanisme effusif (Feraud,
1981), ce qui contredit Grillot (1971) qui considère une phase filonienne indépendante
d'une phase effusive.
Chronologie :
L'essentiel du volcanisme du massif des Coirons s'est mis en place au Miocène supérieur,
pendant une brève période inférieure à 1 ,7 Ma.
La phase filonienne datée, est d'âge comparable à la plupart des coulées.
L'essentiel du volcanisme des Coirons semble donc s'être mis en place, d'abord avec une
extension limitée à la digitation NE vers 8-7,5 Ma, jusque vers 6 Ma, avec une intensité
maximale à 7 Ma au centre du massif (Feraud, 1981).
Outre cette phase Miocène supérieur, il semblerait, mais ceci n'est pas établi (Bandet et
al., 1974), que les phases effusives les plus importantes soient post-Villafranchienne
(Grillot, 1971).
Remarque :
Il faut signaler que le massif des Coirons est un des ensembles du Massif-Central à porter
des traces évidentes de mouvements attribuables à la tectonique régionale. Ces
mouvements sont un basculement vers le nord de l'ensemble du massif, effectué avant la
fin du volcanisme, car les coulées supérieures ne sont pas affectées ; une tectonique
cassante a également été démontrée, par la présence d'une faille normale NE-SW qui
décale des formations volcaniques. De toute évidence, des mouvements tectoniques,
qu'ils soient cassants ou liés à des déformations lentes à grand rayon de courbure, sont
associés à l'activité volcanique (Camus et Kieffer, 1978).
1.2.2: L'Aubrac:
Situation géographique :
Ce massif est situé entre les causses et le Cantal, à l'ouest de la Margeride. Il présente
une forme allongée de direction NW-SE, comparable à la disposition du massif des
Coirons.
Direction majeure de fracturation du socle :
L'Aubrac repose sur un socle granitique et métamorphique fracturé. Les principales failles
ont des directions WNW-ESE à NW-SE et N-S (Maury et Varet, 1980).
Caractéristique du volcanisme :
Le volcanisme de l'Aubrac est de type essentiellement fissurai, issu de fractures
hercyniennes NW-SE (Baudron et Démange, 1980 in Feraud, 1981). Cependant, les
fractures N-S ont déterminé plus tardivement, le transit des laves (Rouire et Rouset,
1980).
Les dykes, beaucoup moins nombreux que dans le Devès ou les Coirons, malgrés le
caractère fissurai du volcanisme, ont des directions très homogènes N150°E à N165*'E,
parallèles à l'allongement du massif.
Si le volcanisme de l'Aubrac est à dominante fissurale, un volcanisme plus ponctuel se
retrouve sur toute l'étendue du massif, ainsi que sur le socle périphérique.
-35-
Chronologie :
Le volcanisme de l'Aubrac s'échelonne sur une brève période entre 8,1 et 6,8 Ma.
L'activité principale de 8,1 à 7,8 est donnée par les datations effectuées sur les coulées
(8-7,6 Ma) et sur les dykes (8,1-7,8 Ma). Ensuite, cette activité décroît jusqu'à environ 6
Ma et ne serait plus de nature fissurale, mais ponctuelle, caractérisée par des intrusions
témoignant d'un volcanisme avorté (Feraud, 1981).
1.2.3 :Massif de l' Ardèche (bas-vivarais):
Situation géographique :
Ce petit massif de moindre importance s'insère entre Aubenas, le Cheyiard et le mont
Mézenc, dans l'Ardèche.
Il s'individualise du massif des Coirons très proche, par son volcanisme plus récent.
Direction majeure de fracturation du socle :
L'Ardèche est une région riche en sources hydrothermales (Vals-les-bains). Ces sources
sont étroitement liées à la fracturation et au volcanisme quaternaire. Cette région est un
carrefour entre une fracturation de direction E-W à NE-SW, et un réseau NW-SE de
fractures distensives (Autran et Peteriongo, 1 980).
On peut remarquer un alignement des cônes volcaniques dans la direction NW-SE, le
long de fractures de même orientation. Ce volcanisme apparaît donc de nature fissurale.
Chronologie :
Cette petite province volcanique est entrée en activité au quaternaire, et se caractérise
par deux épisodes éruptifs, l'un à 35 000 ans et l'autre à 1 1 700 ans .
La région de l'Ardèche montre ici l'achèvement d'un volcanisme qui a évolué depuis le NW
dans la haute vallé de la Loire et le bassin du Puy en Velay au Villafranchien-Pléistocène,
vers le SE il y a seulement 1 1 000 ans (Autran et Peterlongo, 1980).
1.2.4 : Devès :
Situation géographique :
Le devès est le plus vaste plateau basaltique du Massif-Central. Il se situe à l'ouest du
massif du Velay, entre les vallées de l'Allier et de la Loire.
Direction majeure de fracturation du socle :
Le principal réseau de fracture du socle hercynien de cette région est NNW-SSE, direction
d'allongement du massif. Cette direction correspond au prolongement des failles bordières
de la limagne de Brioude, vers le bassin du Puy, puis de l'Ardèche et les Coirons.
La direction NNW-SSE de ce massif est soulignée par l'alignement des cônes suivant
cette même orientation. Cette caractéritique témoigne du volcanisme fissurai du Devès.
Le socle granitique et métamorphique disloqué a
fissurai (Maury et Varet, 1980).
ainsi favorisé le volcanisme de type
Le Devès est bordé au NE par le bassin oligocène du Puy-en-Velay.
-36-
Chronologie :
Le volcanisme du Devès est essentiellement Plio-Pleistocène, mais il présente une
activité dès le Pliocène jusqu'au Pleistocene moyen.
Les premiers épisodes significatifs remontent à 3 Ma. Le paroxysme d'activité s'étale de
2,5 à 2 Ma, puis se poursuit jusqu'à 0,59 Ma (Pleistocene moyen) (Pastre, 1987).
Relation entre la tectonique et le volcanisme :
Ici, la majorité des épanchements sont d'origine fissurale, mais certaines coulées sont à
rattacher à des appareils ponctuels (Pastre, 1987).
Le volcanisme basaltique s'est manifesté pendant plus de 2 Ma au Villafranchien, faisant
rejouer lors d'une phase distensive, les fractures d'orientation NNW-SSE qui avaient
auparavant contrôlé la formation du graben oligocène du Puy. Cette distension
villafranchienne, responsable des éruptions fissurales du Devès, s'accompagne d'un
nouvel épisode de subsidence du bassin du Puy (Autran et Peterlongo, 1980 ; Pastre,
1987).
1.2.5 : Causses, Escandorgue et Bas-Languedoc :
Situation géographique :
Ces provinces à volcanisme épars et d'extension très limitée, s'alignent dans la direction
N-S, entre le Nord des Causses et le Cap d'Agde.
Les Causses :
Le volcanisme des Causses est principalement Miocène supérieur. Il s'étale entre 13 à 14
Ma dans la zone axiale, et 5 à 6 Ma sur les bordures. On observe une fréquence
particulière vers 7 Ma (Autran et Peteriongo, 1 980).
Le système filonien y est peu développé, mais deux familles se distinguent :
* N140°E à N170°E, datée à 7,6-7 Ma (Gastaud, 1981 in Feraud, 1981).
* N60°E
L'activité des Causses s'échelonne donc entre 13 et 7 Ma avec un maximum d'intensité
entre 8 et 7 Ma (Feraud, 1981).
L'Escandorgue :
Cette province est caractérisée par une bande de direction N-S où s'alignent les cônes
volcaniques et les dykes, qui emprunteraient des fractures hercyniennes méridiennes
(Autran et Peterlongo, 1 980).
Cette chaîne de pointements volcaniques s'étant du rebord sud des Causses, jusqu'au NE
de la montagne noire.
La fracturation régionale est essentiellement E-W à NE-SW ; mais on peut individualiser,
dans le centre du bassin de Lodève
les familles de direction N20 à 30°E, N50 à 60°E,
N90 à 110°E, NI 50 à 170°E, dans l'escandorgue et le reste du bassin de Lodève, les
familles N90°E et NI 60 à N200°E.
Les filons basaltiques du centre du bassin de Lodève se séparent en deux familles, l'une
NI 50 à 170°E bien généralisée, l'autre NO à 30°E plus rare (Feraud, 1981).
-37-
Les dykes de l'Escandorgue et du Lodévois empreintent des fractures préexistantes
héritées de l'orogenèse hercynienne, de direction proche de N-S, entre NI 70 et 210°E.
Par contre, les fractures N90 à 110°E ne sont pas utilisées par les filons, malgré leur
fréquence.
Autre fait remarquable, dans l'axe de l'Escandorgue, où la fracturation est la plus
importante, les dykes s'agencent en relais de direction dominante NI 40 à 170°E et N30 à
50°E.
L'ensemble du volcanisme de l'Escandorgue et du Lodévois s'est mis en place entre 2 et 1
Ma, principalement entre 1 ,9 et 1 ,4 Ma.
La nature fissurale de ce volcanisme est confirmée par l'âge synchrone des formations
effusives et intrusivos (Feraud, 1 981 ).
Bas-Languedoc :
L'âge du volcanisme dans le Bas-Languedoc va de 1,7 à 0,7 Ma (1). L'activité du volcan
d'Agde est datée à 0,75 Ma (Gastaud, 1981 in Feraud, 1981).
1 .2.6 : Limagne-Forez :
Situation géographique :
Ce volcanisme s'éparpille sur le surface sédimentaire du fossé d'effondrement de la
grande Limagne et celle de Roanne (Forez).
C'est un volcanisme ponctuel dispersé (Maury et Varet, 1980), qui n'est pas
rigoureusement confiné aux fossés d'effondrement, mais qui déborde sur les horsts
cristallins bordiers.
Chronologie :
L'âge de ce volcanisme, qui s'est mis en place postérieurement à la subsidence des
bassins, est Miocène.
L'activité volcanique du Forez a commencé sporadiquement dès l'Eocéne, et s'est
poursuivie jusqu'au Miocène moyen. L'activité principale est comprise entre 20 à 14 Ma.
C'est à cette période que sont rapportées les pépérites de la Limagne, mais le volcanisme
se poursuit durant la période 7,5 à 3 Ma (Maury et Varet, 1980 ; Autran et Peteriongo,
1980).
1 .2.7 : Velay oriental :
Situation géographique :
Ce massif se situe dans le prolongement NW du massif des Coirons. Il borde à l'Est le
bassin oligocène du Puy-en-Velay.
Directions majeures de fracturation du socle :
Le massif du Velay recouvre la zone du Massif-Central qui a subi la plus importante
surrection, et s'est fortement fracturée en horsts et grabens de direction NW-SE. Les
directions majeures du socle granitoïde et métamorphique sont NW-SE et NE-SW. Le
système de horsts et de grabens sont affectés par les failles NE-SW, pour former une
structure en "touche de piano" (De Goër et Mergoil, 1971).
-38-
Ici, il y a une relation évidente entre le volcanisme et la fracturation du socle sous-jacent.
Ce massif apparaît comme un bloc "volcano-tectonique", avec une activité volcanique
synchrone de mouvements tectoniques (De Goër et Mergoil, 1971 ).
L'alignement des points d'émission se fait suivant les axes NW-SE et NE-SW.
Chronologie :
La période d'activité principale est Miocène supérieur (1 1 à 6 Ma) (Autran et Peteriongo,
1980).
Cependant, un volcanisme à nodules de péridotites a été daté à 1,2 Ma (Feraud, 1981).
Ce volcanisme pourrait se poursuivre jusque dans le Pleistocene, mais on admet qu'il
s'achève au Villafranchien moyen (1).
1 .2.8 : Chaîne des Puys :
Situation géographique :
La chaîne des Puys se situe à l'Ouest de la Limagne d'Allier sur le horst granitométamorphique. Elle est bordée à l'ouest par le volcanisme plio-villafranchien de la chaîne
de la Sioule.
Directions maieures de fracturation du socle :
La chaîne des Puys, volcanisme fissurai, s'aligne dans la direction N-S, parallèlement à la
faille bordière de la Limagne. Cependant, l'alignement des volcans semble se faire
essentiellement le long de fractures d'orientation NNE-SSW et N-S qui s'échelonnent dans
la direction N-S (Autran et Peterlongo, 1980)
Chronologie :
l'activité de la chaîne des Puys s'étale depuis 50 000 ans à 3 000 ans, avec une période
paroxysmale de 12 000 à 8 000 ans (Autran et Peteriongo, 1980 ; Brousse et al., 1969)..
1.2.9 : Cézallier :
Situation géographique :
Le Cézallier est une province volcanique située entre le Cantal et le Mont-Dore, perché
sur un dôme de gneiss et de migmatites, prolongeant au NW le horst de la Margeride.
Directions maieures de fracturation du socle :
La fracturation de ce horst est importante : N30°E, N90°E, N135°E, N-S principalement
(Pastre, 1987 ; Autran et Peteriongo, 1980). Cette fracturation guide le volcanisme effusif.
Feybesse et Lespinasse (1987) ont montré le rôle majeur de la fracturation du Cézallier
dans le contrôle des circulations hydrothermales.
Au volcanisme de type fissurai basaltique, est associé un volcanisme ponctuel limité à la
zone centrale du massif. Les émissions effusives fissurales prédominent dans les phases
d'activité les plus importantes du volcanisme, mais les édifices plus ponctuels jouent aussi
un rôle important, comme dans le Cantal.
-39-
Chronologie :
L'activité volcanique du Cézallier est très large, elle s'étale du Miocène inférieur jusqu'au
Pleistocene supérieur-HoIocène (20 Ma à 50 000 ans).
L'essentiel de l'activité débute au Miocène terminal : 8 à 6 Ma, avec un maximum
d'intensité autour de 5 Ma. Pour Cantagrel et Thonat, l'essentiel du Cézallier est antérieur
à 3 Ma, entre 8 et 3 Ma (Cantagrel et Thonat, 1976).
L'activité Pleistocene moyen (0,2 Ma) occupe la marge orientale du massif (Guerin, 1983
in Pastre, 1987).
L'activité Pleistocene supérieur à Holocène se distingue au nord du massif, et assure la
continuité avec la chaîne de Puys (50 000 ans) (Pastre, 1987).
Le Cézallier assure donc la continuité entre le Cantal au sud, dont l'activité débute à
l'oligocène vers 20 à 30 Ma, et le massif du Mont-Dore au nord qui se contruira
essentiellement au Pliocène supérieur (Cantagrel et Thonat, 1976).
1.2.10: Mont-Dore :
Situation géographique :
Ce massif volcanique est situé entre le Cézallier au sud et la chaîne des Puys au nord. Il
domine l'ouest de la Limagne d'Allier.
C'est un massif allongé dans la direction N-S, qui est recouvert au NE par les coulées de
la chaîne des Puys, et recouvre au SE le volcanisme du Cézallier.
Directions majeures de fracturation du socle :
Installé sur le socle granitique et métamorphique hérité de l'hercynien, le Mont-Dore se
situe à la croisée des directions tectoniques N-S (Cantal, Cézallier, Chaîne des Puys), et
NW-SE (Velay, Vivarais). Il constitue un vaste strato-volcan à l'image du CAntal, son
volcanisme est de type ponctuel centré (Maury et Varet, 1 980).
Les pointements volcaniques s'alignent sur des failles de directions NW-SE à N-S et NESW (Glangeaud et al., 1958).
La surface de ce substratum dessine un bombement allongé dans la direction N-S,
probablement lié à la mise en place de la chambre magmatique.
Chronologie :
Les laves des volcans du massif du Mont-Dore se sont épanchées sur un socle hercynien
déjà affecté par du volcanisme au Miocène et au Pliocène..
Deux ensembles volcaniques se distinguent :
* La province septentrionale (2,5 à 1,6 Ma)
* La province du Sancy au sud (0,9 à 0,25 Ma) (Pastre, 1987).
Il semble qu'il y ait une continuité des éruptions basaltiques entre 6 Ma et 250 000 ans.
Le Mont-Dore est la superposition de plusieurs systèmes volcaniques différents
(Cantagrel et Baudron, 1983):
* La série alcaline Pliocène (6 à 3 Ma) ; ces basaltes s'identifient à ceux de la Limagne et
du Cézallier.
-40-
* Les volcans septentrionaux du Mont-Dore (s.s.) entre 2,5 et 1 ,6 Ma.
* Période d'activité basaltique régionale (1,6 à 0,9 Ma).
* Le volcanisme du Sancy qui s'étend de 0,85 à 0,25 Ma. Mais ce n'est qu'à partir de 0,8
Ma que l'épisode Sancy aboutit à la construction d'un volcan centralisé.
* Activité post-Mondorienne Holocène de type "chaîne des Puys jusqu'à 3 600 ans.
1.2.11 : Cantal:
Situation géographique :
Le Cantal, vaste strato-volcan, occupe le coeur du Massif-Central et représente le plus
vaste édifice volcanique centré de l'europe extra-alpine.
La couverture volcanique du Cantal passe en continuité aux provinces volcaniques
voisines : le Cézallier au nord et l'Aubrac au sud.
Directions majeures de fracturation du socle :
Le Cantal s'est contruit sur un "carrefour tectonique", où convergent une série d'accidents
selon quatre directions majeures : N-S, E-W, NW-SE, NE-SW.
La fracturation dominante s'effectue selon la direction NW-SE. La réactivation de cette
famille de failles au Néogène, s'est faite sous un régime de contraintes en distension (De
Goër, 1972).
Les alignements volcaniques, analysés par De Goër, en tenant compte de la chronologie
et de la nature des emissions, souligne remarquablement et de façon homogène la
direction NI 05 à 140°E, correspondant au réseau de fractures NW-SE du socle hercynien
pré-volcanique.
Cette direction coïncide avec l'orientation des fractures composant la faille de la
Margeride.
Ces fractures du socle hercynien d'orientations diverses, vont déterminer la forme et
l'individualisation de la fosse-volcano-tectonique. Ce graben polygonal fermé joue un rôle
dans le dynamisme et le magmatisme du volcan.
Le Mont-Dore plus au nord, va se batir sur le même modèle que le Cantal.
Chronologie :
L'édification du Cantal au sens large se déroule en quatres périodes principales, entre le
Miocène supérieur et le Pliocène inférieur (1 1 à 4 Ma).
* Basaltes infra-Cantalien : l'activité de cette phase débute à 20 Ma au nord et à 30 Ma au
sud, mais elle aura atteint son maximum d'intensité entre 1 1 et 9 Ma.
* Paléo-Cantal : Edification du premier strato-volcan entre 8,8 et 8,3 Ma.
* Néo-Cantal : entre 8,2 et 7 Ma
* Basaltes supra-Cantalien : (6,5 à 3 Ma) Dernière phase d'activité au Mio-Pliocène. C'est
une phase ponctuelle et linéaire.
Au cours de cette période, les fractures utilisées sont indépendantes de celles activées
durant la période néo-Cantalienne. Ces fractures, soulignées par les alignements de
pointements volcaniques sont parallèles aux directions périphériques N20°E (Sillon
Houiller) et N140°E (Faille de la Margeride).
-41-
1.3 : Synthèse : Evolution spatiale et chronologique du volcanisme de l'Oligocène
au Quaternaire récent :
Remarque : L'évolution chronologique et géographique du volcanisme du Massif-Central
est soumise à de nombreuses discussions qui laissent transparaître un manque de
donnée et une situation très complexe de l'évolution géodynamique de cette région de
l'Europe de l'ouest.
L'insuffisance du nombre des données radiochronologiques et parfois l'imprécision et la
valeur de certaines méthodes de datation ne permettent pas d'interpréter clairement cette
évolution du volcanisme. Ce travail ne prétend pas résoudre le problème, mais propose
une vision particulière, à partir d'une synthèse de données et des différents modèles
proposés.
Les
zones
de
rift
continentaux
sont
associées
à
un
certain
nombre
de
faits
caractéristiques dont le volcanisme. Volcanisme, fracturation, bombement
topographique et extension sont les caractéristiques de base qui sont observées pour
de nombreux rifts fRift du Kenya, du Rio Grande, du Baikal, rift du Rhin). Toutes ces
structures présentent un volcanisme pré-rift et post-rift (Neugebauer, 1 983).
Dans le Massif-Central, le volcanisme alcalin est étroitement lié à l'extension oligocène, et
on peut aussi distinguer un volcanisme pré-rift et post-rift (Lucazeau, 1986). Les
différentes étapes de l'évolution du volcanisme sont donc dépendantes de l'évolution de la
formation des rifts. On assimile en général le volcanisme qui s'étale du Paléocène à
l'Oligocène au stade pré-rift. Durant la formation des grabens, le volcanisme est
pratiquement inexistant (Autran et Peteriongo, 1980 ; Maury et Varet, 1980) à part peutêtre en Languedoc. Ensuite, l'activité reprend entre le Miocène et le quaternaire récent,
avec deux paroxysmes, au Mio-Pliocène (5 à 10 Ma), et durant de Villafranchien et
le début du Quaternaire (4 à 1 Ma) (Lucazeau, 1986 ; Feraud, 1981). C'est le stade postrift.
Géographiquement, les édifices volcaniques se situent sur les bordures ou au sein même
des structures subsidentes tertiaires et leur répartition concorde avec les grandes
structures tectoniques hercyniennes et tardi-hercyniennes du socle.
Sur la figure 25 sont représentées les quatre périodes principales de
l'évolution du volcanisme dans le Massif-Central. La première période.
Oligocène à Miocène inférieur et moyen se caractérise par une activité majeure
en Limagne dès l'Aquitanien (Pépérites) et dans le Forez. Ce volcanisme est
dispersé non seulement dans le sédimentaire des fossés d'effondrement, mais
aussi sur le socle qui borde ces grabens. Les pointements volcaniques
s'alignent parfois sur des fractures héritées. L'activité volcanique s'amorce
modérément dans le Cantal, le Cézallier et le Mont-Dore, dès le Miocène
inférieur et moyen.
La deuxième période correspond au premier paroxysme du volcanisme
(Miocène supérieur à Pliocène inférieur), l'activité dans le Cantal, le Cézallier ,
les Coirons , le Velay oriental et l'Aubrac est maximum. Le Mont-Dore
commence à s'édifier avec une activité modérée. Le Cantal montre l'édification
du plus grand strato-volcan de l'Europe de l'ouest. L'activité dans les Causses
remonte également à cette période.
La troisième période (Pliocène supérieur, début du Quaternaire) voit la
construction du deuxième ensemble strato-volcanique français, le Mont-Dore,
avec une activité majeure qui s'étale entre 3 et 0,3 Ma environ. L'édification du
volcan du Sancy dans le Mont-Dore remonte à 1 Ma. le volcanisme du basLanguedoc, et du Devès sont à rapporter à cette période, deuxième
-42-
Fig.25
Le volcanisme du Massif-Central
Périodes d'activité volcanique principale
1 : Oligocène à Miocène inférieur à moyen
2 : Miocène supérieur à Pliocène inférieur
3 : Pliocène supérieur au début d u Quaternaire
4 : Quaternaire récent (< 50 000 ans)
5 : Failles secondaire 6 : Failles majeures
7 : Massifs volcaniques
8 : Orientation filonienne principale
ou direction des alignements volcaniques (Cantal, Chaîne des Puys)
-43-
paroxysme de l'activité volcanique du Massif-Central. Le Cézallier et le Velay
oriental voient leur activité se poursuivre au cours du Pleistocene.
Le volcanisme le plus récent se distribue dans la chaîne des Puys et dans le Vivarais
(Ardèche) (<50.000 ans). Dans la chaîne des Puys, la dernière activité ne remonte qu'à
6000 ans (éruption du Pavin).
La répartition géographique (Fig. 25) et l'évolution chronologique (Fig. 27) du volcanisme
dans le Massif-Central n'est donc pas quelconque, mais l'interprétation reste délicate. Le
coeur du Massif-Central voit s'accumuler le plus grand volume d'émissions basaltiques
dès le Miocène sur les bordures ouest, nord et est du horst granitique de la Margeride, et
notamment au niveau du Cantal. Le volcanisme le plus récent se place autour de cette
zone d'accumulation, Mont-Dore et chaîne des Puys au nord, Escandorgue et bas-
Languedoc au sud, devès et Ardèche à l'est (Maury et Varet, 1980). L'étalement dans
l'espace au cours du temps du volcanisme semble au premier abord se faire de manière
"dispersive", le long de trois axes principaux.
Rejetant l'hvpothèse d'un déplacement de la plaque Européenne au dessus d'un point
chaud. Brousse (1974) propose un modèle de volcanisme linéaire de point triple (Fig.
26), avec deux rifts en échelon N-S et un troisième de direction NW-SE. Le point central
de ce système se situerait à la limite Cantal-Cézallier. La première direction évidente voit
le volcanisme évoluer du sud vers le nord depuis le Cézallier vers la chaîne des Puys, en
passant par le Mont-Dore. La seconde direction fait évoluer l'activité volcanique du nord
vers le sud, depuis le Cantal jusque dans le bas-Languedoc, en passant par l'Aubrac, les
Causses
et l'Escandorgue. La troisième direction NW-SE se dédouble en deux
alignements : Velay-Coirons, Devès-Ardèche. La géométrie d'un tel point triple
dissymétrique peut s'expliquer selon Brousse par la réactivation des fractures
préexistantes (Brousse, 1974 ; Froidevaux et al., 1974, in Brousse, 1974).
Fig. 26 : Développement du volcanisme français autour d'un point triple (d'après Brousse,
1974)
-44-
La migration du volcanisme suivant la ligne Cantal. Cézallier. Mont-Dore. Chaîne des
Puys est confirmée par Cantagrel et Thonat (1976). Cependant, on peut remarquer que
dans la chaîne des Puys, l'activité volcanique semble se déplacer du nord vers le sud
(Pleistocene supérieur au nord et Holocène au sud) (Brousse et al., 1969)
Bellon (1976, in Maury et Varet, 1980) explique cette évolution en la corrélant avec les
phases tectoniques méditerranéennes. Maury et Varet (1980) rejettent ces deux
hypothèses qui ne justifient pas selon eux une telle migration du volcanisme. Ils proposent
un tout autre schéma, associant l'activité volcanique et son évolution aux variations de
directions de la contrainte principale dans la plaque ouest-européenne. Selon ces auteurs,
l'extension responsable de l'ouverture de fractures de direction NW-SE favorise la mise en
place d'un diapir manteiiique au cours du Pliocène et du Quaternaire. Ce diapir aurait
migré plus au nord pour donner lieu à la construction du Mont-Dore. Dans un période plus
récente, la direction de la contrainte principale qui passe à une direction méridienne serait
responsable de l'ouverture de fractures N-S (Mont-Dore, Chaîne des Puys, basLanguedoc, Vivarais). Ce modèle a la particularité d'associer pour la première fois
l'activité volcanique au champ de contraintes et au diapirisme manteiiique.
Il est admis actuellement, que sous le Massif-Central, une remontée diapirique de
l'asthénophère est responsable des principaux phénomènes géodynamiques observés
dans cette région. L'extension de ia zone diapirique dans le manteau supérieur peut être
cartographiée, en analysant les déformations plastiques observées dans les Iherzolites en
enclaves des gisements volcaniques. Des précisions sur la structure de ce diapir seront
apportées dans le chapitre 3. Néanmoins, on peut dire ici déjà que le diapirisme
manteiiique fut initié il y a environ 40 Ma en relation avec le volcanisme pré-rift et
l'extension oligocène. L'ascension de l'asthénosphère est devenue active il v a 5 Ma. et
serait responsable de l'apogée du volcanisme au Mio-Pliocène. La géométrie de cette
remontée asthénosphérique apparaît comme une succession de petits diapirs de diamètre
réduit (10 Km) (Coisy et al., 1978 ; Nicolas et al., 1987).
Il est donc probable que l'évolution du volcanisme dans le Massif-Central est intimement
liée à révolution et à la migration de ces petits diapirs adjacents ou emboîtés. Outre cette
activité dynamique du manteau supérieur responsable de la majorité du volcanisme
alcalin d'origine profonde, le Massif-Central est soumis au champ de contraintes engendré
par la convergence entre l'Europe et l'Afrique. L'évolution de ce champ de contraintes va
induire des modifications dans l'orientation des structures du volcanisme, notamment de
type fissurai (De Goër et Mergoil, 1971 ; Maury et Varet, 1980).
1.4 : Le volcanisme placé dans le contexte structural du Massif-Central (Relations
tectonique-volcanisme) :
La dépendance du volcanisme vis à vis des structures tectoniques a souvent été établie.
Les alignements des pointements volcaniques sont en étroite relation avec les directions
de fracturation (principalement hercyniennes et tardi-hercyniennes) observées dans le
socle. L'orientation des réseaux filoniens dans les massif volcaniques montre la relation
entre cette fracturation du socle, ainsi que les paléocontraintes tectoniques qui ont induit
l'ouverture des fractures (Feraud, 1981 ; Gastaud, 1983) (Fig.28).
Les réseaux de dykes qui se mettent en place dans un champ de contraintes donnée,
s'orientent parallèlement à la contrainte majeure horizontale (Nakamura, 1977 in Feraud,
1981). Mais la fracturation préexistante du milieu encaissant doit être prise en
considération. Ce sont les fractures proche de la direction de la contrainte horizontale
majeure qui seront empmntées par le magma. Ainsi peuvent naître des réseaux de dykes
en échelon. La mise en place de ces filons induit également une fracturation parallèle à
aux dykes (Le Dain, in Feraud, 1981).
Sur la carte de la Fig. 25 sont représentées les orientations filoniennes principales
(Gastaud et al., 1983 ; Feraud, 1981 ; Chantepie, 1990) ainsi que les alignements
-45-
Oligocène
34 30
Miocène
22.520
Pliocène
4
Pleistocene
Holocène
Vctuel
3
L'échelle stratigraphique
Activité principale
est établie d'après G-S. Odin et C Odin
m Activité mineure
Geochronique, n°35, 1990.
Fig. 27 - L'âge du volcanisme dans le Massif-Central
Nature
Massifs
Coirons
du volcanisme
Direction moyenne
Direction des principaux
Direction moyenne
de fracturation majeure
réaeaux (¡Ioniens
des alignements
du socle
Références
volcaniques
^~^
^*
>,
/ ^'
Fissurale
^*^'-
12. 14, 1, 13,9
2, 5, 28
Aubrac
Fissurale
14,3,16,9,1.
28
Ardèche
Devès
tes
Fissurale
î.**
^ Í * "i
1, 14,22
Fissurale (-f ponctuel
14, 15,1,23,24
pour certains appareils)
25
Causses
Fissurale
1, 10,9, 14,28
Escandorgue
Fissurale
1,9. 10, 14,28
Limagne-Forez
Ponctuel dispersé
IM^Îi
14, 1, 17,20,
21
Velay
Fissurale
8, 1,9, 14,20
Chaîne des Puys
Fissurale
1.4, 14
Cézallier
Bssurale (i-ponctuel
15, 1.6, 18,14
dans la zone centrale)
Mont-Dore
PoiKtuei centró
14,11.15,19,1
20, 26, 27
Cantal
s
Ponctuel centré
7, 1, 14
Les numéros des références renvoient à la bibliographie
Fig. 2 8 -
Relations fracturation du socle et volcanisme
-46-
volcaniques pour la chaîne des Puys (in Autran et Peterlongo, 1980) et le Cantal (De
Goër, 1972). De cette carte se dégagent trois orientations principales suivant la datation
des dykes :
1/ La datation d'un dyke dans la région de Montpellier (Montferrier le Lez) a donné un âge de
27 Ma environ (Oligocène supérieur). Ce dyke est orienté N-S (Gastaud et al., 1983).
2/ Dans le Miocène, l'orientation moyenne des dykes est NW-SE à NNW-SSE.
Les systèmes filoniens des Causses, datés du Miocène (entre 7,6 et 7 Ma) s'orientent suivant
une direction de N140°E à N170°E (Gastaud et ai, 1983). Cette direction se retrouve pour les
réseaux filonien de l'Aubrac (NISO^E à N165°E, datés entre 7,8 et 8,1 Ma), du velay oriental
(N140°E à N150°E pour le réseau filonien de Molinos, daté à 6 Ma, N165°E à NI 70°E pour le
réseau du col du Pertuis, daté à 1 1 Ma), et des Coirons (NI 10°E à N150°E daté entre 6,6 et
7,7 Ma).
Dans la région de Clermont-Ferrand, un système filonien de brèche basaltique est à relier au
volcanisme miocène pépéritique de cette région (16 Ma à 21 Ma). Ce système a une orientation
moyenne N140°E (ce DEA, partie 1 ; Chantepie, 1990).
Dans le Cantal, les alignements volcaniques analysés en tenant compte de la chronologie et de
la nature pétrographique des formations, montre une orientation homogène NW-SE (N105°E à
N140°E) (De Goër. 1972)
3/ Les réseaux de dykes du volcanisme Plio-Pléistocène et Holocène montrent une orientation
N-S à NNE-SSW. à Agde, un filon de direction N-S a été daté à 0, 75 Ma. dans l'Escandorgue
et le bassin de Lodève, le réseau filonien est N-S à N30°E, daté entre 1,4 et 1,9 Ma (Gastaud
et al., 1983). Dans le Devès le réseau est orienté N10°E à N40°E, il est daté à 2,1 Ma (Feraud,
1981).
Dans la chaîne des Puys, les alignements volcaniques marquent une direction N-S à NNESSW. Ce volcanisme est Holocène (Camus in Autran et Peterlongo, 1980).
Ainsi apparaît nettement une variation d'orientation des réseaux filoniens, notamment
entre le Miocène (NW-SE) et le Plio-Pléistocène (NNE-SSW). Ce fait peut traduire une
évolution de l'orientation de la contrainte majeure horizontale, donc de la direction de
l'extension responsable de l'ouverture des fractures.
-47-
CHAPITRE 2 : LE DIAPIRISME MANTELLIQUE SOUS LE
MASSIF-CENTRAL ET SES CONSEQUENCES
2.1 : Amincissement de la Lithosphère et diapirisme manteliioue:
Les profils crustaux effectués dans le Massif-Central, notamment au niveau des
dépressions tertiaires (zones de rift) indiquent des variations à grande échelle de la
stmcture lithosphérique, plus particulièrement de la profondeur du Moho et de l'épaisseur
de la lithosphère. En Auvergne, l'amincissement crustal est significatif et est associé aux
limagnes ainsi qu'au volcanisme récent fPerrier et Ruegg, 1973 ; Hirn, 1980)
Profondeur du Moho :
La carte de la Fig. 29 représente les isobathes du Moho. Elle a été établie à partir d'un
rapport BRGM "Synthèse des données de sismologie expérimentale en France" par
Godefroy et Hirn (Rapport BRGM 80 SGN 800 GEG, 1980). Cet amincisement crustal est
centré sur le trièdre Vichy-Thiers-Clermont, avec une remontée du Moho à -24 Km ;
cette anomalie va ensuite rejoindre le fossé rhénan, suivant une direction NE-SW. Ailleurs
le Moho reprend une profondeur normale, allant de 30 à 32 Km, parfois 33 à 34 Km pour
des données ponctuelles. Il apparaît essentiel de remarquer que l'amincissement crustal
se situe à l'est du sillon houiller. Cette structure hercynienne sépare un domaine de croûte
"normale" rigide, d'un domaine de croûte amincie. A l'ouest du sillon houiller, la croûte
surmonte un manteau normal, la vitesse des ondes P est de 8,2 Km/s. Par contre, à l'est
de cette structure, la vitesse des ondes P n'est plus que de 7,3 Km/s (Coisy et Nicolas,
1978). Dans le sud-est du Massif-Central, l'amincissemement crustal est d'autant plus
important que l'on se rapproche du golfe du Lion. C'est le passage à la marge passive qui
limite la lithosphère continentale européenne à la lithosphère océanique du bassin nordoccidental de la mediterráneo.
Le flux de chaleur :
Les mesures du flux de chaleur dans le Massif-Central indiquent des valeurs
anormalement élevées (Gable, 1977 ; Bertaux et al., 1978 ; Lucazeau et Bayer, 1982),
que l'on interprète par la montée progressive d'un diapir au sein de la lithosphère. Les
phénomènes géodynamiques observés dans le Massif-Central depuis l'Oligocène peuvent
s'intégrer dans un tel modèle, et sont comparables aux observations relevées dans
d'autres régions semblables (Basin and Range, rift du Rio Grande, lac Baikal ...). Le
maximum du flux de chaleur mesuré au niveau du Massif-Central se superpose au
maximum de l'amincissement crustal.
Le diapir manteiiique :
Un modèle de montée diapirique du manteau est donc couramment proposé par de
nombreux auteurs (Perrier et Ruegg, 1973 ; Coisy et Nicolas, 1978 ; Lucazeau et bayer,
1982 ; Lucazeau, 1986 ; Nicolas et al., 1987). L'analyse des déformations plastiques
enregistrées par les Lherzolites en enclave dans les roches volcaniques permet de faire
une cartographie de l'extension de cette zone diapirique. C'est ce que représente
également la figure 29.
La répartition des différentes structures des enclaves de péridotite, définies en fonction de
l'intensité de la déformation plastique, montre une distribution particulière (Fig,30)- Cette
distribution résulterait de l'action conjuguée ou successive de petits diapirs de faible
diamètre (10 Km environ), circonscrits dans la zone de manteau anormal. Ce modèle
peut expliquer la répartition et l'évolution du volcanisme dans le Massif-Central. Mais une
Fig.29 :
1/ Domaine de l'anomalie profonde imputable au diapir (d'après Nicolas et
al., 1987)
2/ Isobathes du Moho (d'ares Godefroy et Hirn, 1980)
3/ Limite de la zone de lithosphère amincie.
-49-
telle répartition est évidemment aussi contrainte par la localisation des gisements
basaltiques.
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(Fig 30) Distribution des types structuraux de péridotites en enclaves dans les basaltes du
Massif-Central (d'après Nicolas et al., 1987)
2.2 : Topographie actuelle:
Une des conséquences importantes du diapirisme manteiiique, est la formation d'une
topographie assimilable à une vaste bombement. Ce bombement est reconnu dans
toutes les zones de rift, son amplitude est de 1000 à 2000 m (Neugebauer, 1983). Cette
topographie est associée à une anomalie négative du champ de pesanteur (anomalie de
Bouguer) qui est interprétée par la montée d'un corps anormalement chaud et léger au
sein de la lithosphère. Ce sont les forces qui s'exercent vers le haut au toit du diapir, qui
sont responsables de l'élévation topographique (Lucazeau et Bayer, 1982 ; Neugebauer,
1983).
Cependant, si la topographie du Massif-Central se présente comme un vaste bombement,
celui-ci est dissymétrique. Les reliefs les plus importants (si l'on fait abstraction du
volume des massifs volcaniques) s'alignent le long de la faille des Cévennes, bordure SE
du Massif-Central. Ce sont principalement le Mont Aigoual (1565 m), le Mont Lozère
(1699), le Mont Mézenc (1753), et le Mont Pilât (1432). Ensuite, l'altitude moyenne
diminue régulièrement vers la bordure NW du Massif-Central. Le horst granitique de la
Margeride ressort nettement, son orientation est NW-SE (Fig. 40).
Age du soulèvement récent du Massif-Central :
Ce sont dès la fin de l'Oligocène que s'amorcent les premiers mouvements verticaux de
grande ampleur dans le Massif-Central. Ces mouvements correspondent au bombement
de la phase de rifting. Mais c'est à la fin du Pliocène que la dissymétrie fondamentale
de la topographie a été ravivée par un basculement SE-NW et a engendré une forte
érosion au Pleistocene. La bordure SE se soulève de 500 m environ, alors qu'au nord, un
creusement dans les fossés oligocènes n'atteint que 40 m dans le bassin d'Issoire à la fin
du Pliocène. Le dernier soulèvement enregistré au niveau de la bordure sud du Massif-
-50-
Central est daté de la fin du Pliocène au Plio-Villafranchien ; alors qu'il serait plus récent
(Villafranchien supérieur, 1 ,5 à 0,8 Ma) dans la région centre-nord (Etienne, 1981).
Ces datations issues d'études géomorphologiques ne nous permettent pas facilement de
placer le basculement plio-villafranchien du Massif-Central dans le cadre plus général de
la tectonique de la mediterráneo occidentale. Ce basculement SE-NW contre la faille des
Cévennes correspond semble-t-il à l'ouverture du golfe du Lion et à la formation de la
marge passive du bassin océanique nord-occidental de la mediterráneo. L'ouverture du
golfe du Lion s'est faite au Miocène. Le basculement principal a dû se produire durant
cette période.
Détermination d'un topographie "régionale" :
La représentation de la topographie en relief ou en cartographie a été faite à partir d'un
fichier numérique des altitudes moyennes de la France (fichier CORON). Les
coordonnées des latitudes et des longitudes sont exprimées en grade par rapport au
méridien de Paris. Chaque altitude est moyennée sur une maille de 0,04 sur 0,05 grade,
soit environ sur une surface de 5*6 Km2. Les données se rapportant au Massif-Central
ont été extraites de ce fichier, entre les longitudes -2 et 3 grades et les latitudes 48 à 52
grades.
Pour visualiser les formes majeures de la topographie du Massif-Central, un lissage de
cette surface a été fait à l'aide de la méthode d'interpolation de Tchebychev. On
détermine ainsi une "régionale" du relief en éliminant le résidu de faible longueur d'onde
en employant un polynôme de degré variable (polynôme d'interpolation de Tchebychev).
Plus le degré du polynôme est faible, plus le lissage sera important. L'interpolation
minimum imposée par le programme est un polynôme de degré 14 ; alors que
l'interpolation maximum est un polynôme de degré 1. Il a été effectué différents lissages
du relief avec des interpolations de degrés 14 et 10 (Fig 31, 32). Ces degrés
d'interpolation apportent des informations sur la forme du bombement, ainsi que sur les
directions majeures du relief.
Cette régionale de la topographie décrit clairement la forme et l'amplitude du
bombement du Massif-Central. Elle reflète nettement le basculement du massif depuis
la bordure SE vers le NW. Les orientations majeures qui ressortent sont les axes SSWNNE et NW-SE. L'axe SSW-NNE correspond à l'alignement des principaux reliefs, le long
de la bordure SE du massif. Cette bordure SE est limitée par la faille des Cévennes. L'axe
NW-SE correspond à l'orientation principale du horst de la Margeride.
Si l'amplitude de la topographie réelle est d'environ 1500 m, la topographie régionale
(interpolation de degrés 14) indique une amplitude d'environ 1 100 m centrée sur la région
de Langogne. Cette région est située entre les bordures SE de la montagne de la
Margeride, et NW des monts du Devès.
La dissymétrie du bombement topographique lié à la mise en place et à l'évolution du
diapir manteiiique semble induite par la préfracturation du socle. Les grandes directions
tectoniques hercyniennes, et post-hercyniennes orientent le relief ; l'élévation récente de
la topographie et le basculement du Massif-Central ont été contraints par ces directions
majeures.
-51-
Lissage
de
la
topographie
Polynôme de
Polynôme
du
Massif Central
degrés
d« degrs
14
14
Fig. 31 : Lissage de la topographie du Massif-Central à l'aide de la méthode
d'interpolation de Tchebychev : POLYNOME DE DEGRE 14
-5.2-
Lissage
de
la
topographie
Polynôme
de
du
Massif Central
degré
Polynomo d« dogr»
10
10
Fig.32 : Ussage de la topographie du Massif-Central à l'aide de la méthode
d'interpolation de Tchebychev : POLYNOME DE DEGRE 10
-53-
CHAPITRE 3 : CHAMP DE CONTRAINTES ACTUEL DEDUIT DES
MECANISMES AU FOYER ET DES MESURES DE CONTRAINTES
IN-SITU
Plusieurs méthodes peuvent être mises en oeuvre, pour définir les contraintes actuelles
dans la croûte continentale.
Les méthodes de mesures de contraintes in-situ, en forage ou en surface restent les
plus intéressantes, car elles fournissent en plus des directions des contraintes principales,
la valeur absolue de ces contraintes. Les mesures de contraintes in-situ par fracturation
hydraulique semblent les plus fiables, mais ces mesures peuvent aussi se faire sur
carottage, ou par verrin plat à la surface. La profondeur d'investigation par la méthode
de fracturation hydraulique peut atteindre plus de 1000 m, alors que pour les carottages
elle est bien moindre (quelques dizaines de mètres, souvent fait à partir d'une galerie).
Les verrins plats s'utilisent en général en surface. Il semblerait que les mesures de
contraintes ne se stabilisent (et donc deviennent fiables) qu'à partir de quelques centaines
de mètres, ceci probablement en raison des perturbations qu'entraîne la topographie et la
simple présence de la surface du soi II faut donc manier avec beaucoup de précautions
les mesures de contraintes en surface (verrin plat) et à faible profondeur (carottage).
Une autre méthode de mesure de contraintes en forage se développe actuellement. C'est
la méthode "d'ovalisation des trous de forage". Si elle peut atteindre des profondeurs
de plus de 5000 m, elle ne donne cependant que des directions approximatives des
contraintes et pose beaucoup de problèmes d'interprétations.
Les mécanismes au foyer, qui ne nous donnent pas directement les directions des
contraintes, mais les axes de pression, de tension et l'axe B (intersection des plans
nodaux), nous informent indirectement sur l'état de contraintes à une certaine profondeur.
Les directions des contraintes principales sont comprises dans les cadrans de pression et
de tension, ce qui laisse une importante marge d'incertitude. En outre, les mécanismes au
foyer nous indiquent la direction (un des deux plans nodaux) probable de la faille
responsable du séisme. La profondeur varie ici, de la surface jusqu'à 20 ou 25 Km.
Des méthodes se sont développées (Etchecopar, Cisternas-Rivera), pour essayer de
déterminer un tenseur de contraintes à l'échelle régionale, calculé à partir de plusieurs
séismes (direction et valeurs relatives des contraintes) (Godefroy, 1981)
Si la répartition des mécanismes au foyer renseigne sur l'état de contraintes à l'intérieur
de la croûte, elle ne donne qu'une mauvaise image de la répartition de la sismicité. La
fiabilité des mécanismes au foyer calculés est dépendante de la magnitude du séisme
enregistré, et de la position de ce séisme par rapport au réseau fixe
d'enregistrement.L'abondance des solutions dans le Massif-Central est due au nombre
important de stations du LDG dans cette région. C'est pourquoi le troisième partie de ce
chapitre traitera de la sismicité instrumentale et historique du Massif-Central, et de sa
répartition par rapport aux grandes structures tectoniques.
3.1 : Sismicité du Massif-Central et de ses abords :
Les zones de rift continentaux en général, sont associées parmi d'autres caractéristiques,
à une activité sismique (Neugebauer, 1983). Par exemple, les rifts de l'Europe de l'ouest
et centrale ont été actifs durant le tertiaire et le quaternaire, et la sismicité modérée que
l'on enregistre indique que ces zones de rupture évoluent encore actuellement (lilies,
1974). Néanmoins dans le Massif-Central, la sismicité ne se limite pas aux dépressions
tertiaire et quaternaire, et semble au contraire affecter essentiellement les structures plus
anciennes (structures hercyniennes).
'
-46
Fig.33 : Carte de la sismicité instrumentale du Massif-Central (1962-1990)
1/ Séismes de magnitude <3.5
2/ Séismes de magnitude 3.5 =<M <l.5
3/ Séismes de magnitude >= 4.5
(Fichier L.D.G.-C.E.A.)
-55I
H
20
Km
ABH^
47
46
45
i
Séismes
Villes
Sommets
Stations
n»4 O
m>3 a
m>2
a
m<2
O
^
CARTE SISMICITE DU NORD- EST DU KASSIT CENTRAL
1961-1986.
Fig.34 : (D'après Guyoton, 1986)
-56-
3.1.1 : Sismicité instrumentale : (Fig 33)
Les données reportées sur la carte sont extraites d'un fichier L.D.G.-C.E.A., pour une
période comprise entre 1962 et 1990. 302 séismes sont reportés sur cette carte. 80% sont
de magnitude inférieure à 3,5, 19% de magnitude comprise entre 3,5 et 4,5, et 1% de
magnitude supérieure à 4,5. Un seul séisme de magnitude supérieure à 4,5 (4,7) a été
enregistré, il correspond au séisme du 30/09/85 qui a eut lieu dans la région de Tours.
La microsismicité du Massif-Central et de ses abords est assez diffuse, mais n'est pas
répartie de façon homogène sur l'ensemble du massif. La majorité de l'activité sismique se
concentre dans le NW du Massif-Central, dans le sud du bassin de Paris et le seuil de
Poitou. La distribution des epicentres dans la région du seuil de Poitou et plus au nord
souligne la direction hercynienne qui se prolonge de la région sud-armoricaine jusque
dans le Massif-Central (Godefroy, 1981).
Certains accidents tectoniques majeurs sont nettement soulignés par les alignements
épicentraux. Ce sont la faille de la Marche, le sillon houiller. ainsi que les directions
méridiennes qui se prolongent sous le bassin Parisien. Mais d'autres essaims sismiques
se distinguent dans le socle et marquent la faille de la Margeride au NE de St Flour ainsi
que la bordure nord de ce massif, la faille des Cévennes dans la région des Coirons, la
bordure occidentale des Causses, et le Livradois. Il faut souligner l'activité sismique du
massif du Mont-Dore liée peut-être à l'effondrement volcano-tectonique de la caldera.
Quelques crises sismiques récentes sont à remarquer : La crise de Cosne d'Allier en
1977, la crise du bassin d'Ambert en 1989, et la crise de la Marche en 1991.
La région Est du Massif-Central est très peu sismique, notamment le Morvan, le Forez, le
Velay et les Monts du Lyonnais.
Si la microsismicité des bassins oligocènes comme celui de la Limagne est très faible, il
n'en demeure pas moins qu'elle se concentre soit sur la bordure du bassin (par
exemple sur la faille bordière de la Limagne entre Clermont-Ferrand et Moulin), ou au
niveau des zones actuellement les plus subsidentes de la Limagne (Fosse de Riom). On
notera également la forte dissymétrie de l'activité sismique, plus forte sur la
bordure ouest que sur la bordure est où elle est pratiquement nulle (Guyoton, 1987 ;
Dorel d'après Antoine, 1982) (Fig.34).
La faille de Tauves-Aigueperse est soulignée par un alignement d'épicentres, ainsi que la
bordure nord du sillon houiller. La plus forte concentration d'épicentres marque la région
de Cosne d'Allier située entre la l'extrémité nord du sillon houiller et l'extrémité sud de la
faille de Sancerre-Sancoins.
3.1.2 : Sismicité historique (macrosismicité) : (Fig.35)
Voir l'annexe sur le Fichier Sirène.
Les données sont extraites du fichier Sirène BRGM-CEA-EDF (l'extraction a été faite le
25/03/92). Les epicentres ont été sélectionnés en fonction de la qualité de la localisation
déterminée, et de la qualité de la détermination de l'intensité épicentrale. Les informations
isolées et les localisations arbitraires ont été éliminées. Sur 284 séismes historiques
reportés, 81% sont de magnitude inférieure à VI, 18.7% de magnitude comprise entre VI
et VIII, et seulement 0.3% de magnitude supérieure à VIII (Echelle M.S.K.).
La répartition des epicentres historiques est sensiblement la même que celle des
epicentres instmmentaux et confirme donc l'individualisation des zones sismiques actives
par rapport aux régions asismiques. On notera toutefois que le séisme historique le plus
important (intensité VIII sur l'échelle M.K.S.) a eu lieu en 1490 au NW de ClermontFerrand.
-57-
Fig.35 : Carte de la sismicité historique (macrosismique) du MassifCentral (Fichier Sirène : BRGM-CEArEDF)
1/ Séismes d'intensité épicentrale 1,<VI
2/ Séismes d'intensité epicentro le-.VK 1. < VIII
3/ Sé/smes d'intensité épicentrale Î.^VIII
Echelle M.S.K.
-58-
3.2 : Mécanismes au fover :
La région du Massif-Central est actuellement bien couverte par un ensemble de stations
sismologiques appartenant soit au réseau du L.D.G.-C.E.A. (au nord et à l'ouest), soit de
l'Observatoire de Grenoble (à l'est), soit du réseau sismologique Auvergne de
l'Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand. La répartition de ces stations
sismologiques a permis de calculer un certain nombre de mécanismes au foyer fiables. Il
n'a été retenu que les mécanismes au foyer des séismes de magnitude supérieure ou
égale à 3,5, dont la détermination est considérée comme fiable. Les données proviennent
de Godefroy (1980 et 1981), Nicolas et al., (1990), Nicolas et al. (1991), Dorel et al.
(1990), pour le mécanisme au foyer du bassin d'Ambert.
La sismicité du Massif-Central est faible comparée à celle observée dans d'autres régions
de France, comme les Pyrénées et les Alpes en particulier. Un séisme de magnitude
supérieure à 4 est enregistré tous les 3 ou 4 ans environ (Dorel et al., 1990). Cependant,
les solutions focales qui sont calculées mettent en évidence quelques traits majeurs de la
tectonique et de la situation géodynamique actuelle du Massif-Central.
Répartition des mécanismes au foyer :
Les mécanismes au foyer sont essentiellement répartis dans la région NW du MassifCentral, le sud du bassin de Paris et la région du seuil de Poitou. Un mécanisme a été
déterminé à l'ouest du bassin d'Ambert (séisme de magnitude 3,6) à la limite entre le
Livradois et le Forez.Une solution focale a été déterminée pour un séisme de magnitude
4,1 au sud d'Aurillac (Fig.36).
Interprétation :
La fiabilité et le nombre de solutions focales déterminées dans le Massif-Central et ses
abords permet une interprétation à l'échelle régionale du champ de contraintes et met en
évidence les grands accidents actifs.
La plupart des mécanismes au foyer sont de type décrochant-compressif , notamment
dans tout le NW du Massif-Central. Mais certains séismes montrent des mécanismes de
type décrochant-extensif. C'est le cas du séisme situé dans le prolongement de la
direction méridienne sous le bassin de Paris, d'un séisme situé sur le sillon houiller, et
celui de la région d'Aurillac. La majorité des mécanismes au fover montrent
remarquablement l'orientation uniforme (NW-SE à NNW-SSE) de la contrainte maximale
compressive. Un champ de contraintes régional a pu être déterminé en utilisant
l'ensemble des solutions et confirme l'orientation NW-SE à N-S de la contrainte principale
horizontale (Godefroy, 1981).
La répartition des mécanismes au foyer
(mais aussi la géométrie du réseau
d'enregistrement sismique) met en évidence la cinématique de quelques grands accidents
actifs de la région :
* La région de la Marche dans le NW du Massif-Central présente une sismicité
importante, et plusieurs mécanismes se placent sur la dislocation de la Marche.
Cette faille importante de direction NW-SE à E-W prolonge les directions
armoricaines et fonctionne actuellement en décrochement dextre.
* Le prolongement des directions armoricaines sous le sud du bassin de
Paris et le seuil de Poitou et souligné par quelques mécanismes décrochants.
Un des plans nodaux correspond systématiquement à la direction des
accidents sud-armoricains (N110°E à N130°E). Si les failles correspondent
effectivement à cette direction, elles fonctionnent en décrochement dextre.
* Les accidents sub-méridiens dans le Massif-Central sont soulignés par
quelques mécanismes indiquant des rejeux sénestres : bassin d'Ambert,
Fig. 36 : Carte des mécanismes au foyer et des mesures de contraintes insitu du Massif-Central et ses bordures
-60-
prolongement du sillon houiller sous le sud du bassin de Paris (faille de
Sancerre-Sancoins).
* Le sillon houiller se caractérise par une sismicité importante. Celui-ci
fonctionne en décrochement senestre. Une des solutions focale située sur cet
accident est de type décrochant-extensif, alors qu'une autre solution marque un
fonctionnement décrochant-compressif
3.3 : Mesures de contraintes in-situ : (Voir la Fig.36)
(D'après Cornet et Buriet, 1990 ; Paquin, in Feraud, 1981)
Quatres forages fournissent des données jusqu'à 700 à 1000 m de profondeur environ :
Auriat, Echassière, Chassole, et Le Mayet de Montagne.
Pour ces mesures, deux cas sont représentés, suivant que la contrainte horizontale
maximale est supérieure ou inférieure à la contrainte verticale. Si la contrainte horizontale
maximale (contrainte H) est supérieure à la contrainte verticale (contrainte v), le système
sera en compression dans la direction de la contrainte H, et en extension dans la direction
de la contrainte h. Par contre si la contrainte H est inférieure à la contrainte v, le système
sera en extension dans la direction de la contrainte H et en compression dans la direction
de la contrainte h (Fig 37).
Pour les quatre forages, il faut noter que l'orientation de la contrainte H varie de plusieurs
dizaines de degrés avec la profondeur, mais se stabilise vers -600 m. C'est à partir de
cette profondeur que l'on peut interpréter correctement l'orientation des contraintes.
Forage d' Auriat :
Les valeurs prises pour ce forage sont celles mesurées à 1100 m de profondeur. La
contrainte majeure horizontale a alors une direction N147°E.
A cette profondeur, la contrainte mineure horizontale (sa) est mesurée environ 15 MPa, la
contrainte verticale (S2) à environ 30 Mpa, et la contrainte majeure horizontale (si) à
environ 33 MPa. S2 étant vertical, le régime est donc ici décrochant. Mais il faut remarquer
que l'écart entre si et S2 est très faible, ce qui peut induire facilement la permutation des
axes SI et S2 et provoquer un régime inverse (Fig.38).
Forage d'Echassières :
Les mesures de contraintes sont plus stables dans ce forage, mais une importante
discontinuité des contraintes (modification brusque de l'orientation et de la valeur absolue,
notamment de la contrainte majeure horizontale) s'observe à -400 m.
A 700 m l'orientation de la contrainte majeure horizontale est N146°E. La contrainte
mineure horizontale (sa) est mesurée à environ 12 MPa, la contrainte verticale (S2) à 17
MPa, et la contrainte majeure horizontale (si ) est estimée à 44 MPa avec une forte
incertitude. Le régime est donc ici décrochant (S2 vertical).
Forage de Le Mayet de Montagne :
Pour ce forage, on observe comme à Auriat, une rotation importante de la contrainte
majeure horizontale. Vers 750 m, elle a une orientation stable N150°E.
La contrainte mineure horizontale (ss) est estimée à 1 1 MPa, la contrainte verticale (S2) à
20 MPa, et la contrainte majeure horizontale (si) à 21 MPa. Dans ce cas, les valeurs de
si et de S2 sont sensiblement égales. Le régime est ici extensif, l'orientation de 53 est
N60°E.
CONTRAINTES
IN
Orientation
SITU
ipp
80
croiras CORNET ^ BURLET. 1991
ti^,,
U T- Contraíate
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(deg.)
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4-
(T cn Inclined
fractures
E=
Fig.38 : Variation des contraintes avec la profondeur
dans le forage d'Auriat. L'aire pointiliée correspond à
C = CHASSOLES
LM=LE
MAYET
DE
MONTAGNE
l'intervalle de confiance 68% de la mesure de la
contrainte, (d'après Cornet et Burlet, 1990)
I
01
Fig.37 : Représentation des contraintes in-situ
-62-
Forage de Chassoles
Là encore, la rotation de la contrainte majeure horizontale nous oblige à prendre les
valeurs des mesures faites à environ 750 m de profondeur. Cette contrainte majeure
horizontale a alors une direction N152°E.
La contrainte mineure horizontale (sa) est estimée à 10 MPa, la contrainte majeure
horizontale (S2) à 17 MPa, et la contrainte verticale (si) à 18 MPa. Le régime ici est
extensif à cette profondeur, mais les valeurs de si et S2 sont très proches, ce qui peut
provoquer ici aussi une permutation des axes si et S2 et engendrer un régime
décrochant-compressif.
Le forage de Chassoles et celui de Le Mayet de Montagne indiquent tous les deux une
contrainte maximale verticale. La contrainte horizontale majeure a une direction NW-SE
dans les deux cas. Ces deux mesures de contraintes in-situ s'accordent et donnent une
extension de direction NE-SW.
Les forages de Chassoles et de Le Mayet sont situés dans l'aire d'amincissement crustal.
Sous Chassoles, le Moho est à une profondeur de 25 à 26 Km, et sous Le Mayet, il est à
une profondeur inférieure à 24 Km.
Les mesures de contraintes à Auriat et à Echassières montrent tous deux un régime
décrochant, la contrainte majeure horizontale est orientée NW-SE. Cette orientation
confirme le champ de contraintes déduit des mécanismes au foyer.
Deux mesures de contraintes in-situ ont été faites dans le sud du Massif-Central
et
donnent une direction de la contrainte majeure horizontale N138°E dans la région du
Massif des Coirons et N10°E dans la montagne noire.
OONOLUSa©
-63-
Conclusion :
EFFET DU DIAPIRISME DU MANTEAU ET DE
L'AMINCISSEMENT CRUSTAL SUR LE CHAMP DE
CONTRAINTES
La situation du Massif-Central dans la plaque ouest-européenne pose le
problème de l'ouverture de rifts dans un système de plaques convergentes.
En effet. Les caractéristiques de la tectonique que l'on observe dans cette
région montrent l'interaction qui existe, entre le champ de contraintes issu de
la convergence entre les plaques africaine et européenne, et l'amincissement
de la lithosphère continentale sous les Limagnes.
Ces rifts, qui ne se limitent pas aux limagnes dans le Massif-Central,
affectent la lithosphère continentale depuis le golfe du Lion au sud jusqu'au
fossé Rhénan et la mer du nord. D'autres zones de rifts continentaux que l'on
connait dans le monde (rift du Kenya, du Rio Grande, du Baikal, rift du Rhin)
présentent des
extension
caractéristiques
crustale,
volcanisme,
communes
activité
(Mouvements
sismique,
flux
verticaux,
de
chaleur
anormalement élevé, anomalie gravimétrique négative), que l'on retrouve
aussi dans le Massif-Central.
Evolution géodynamique du Massif-Central depuis l'Oligocène :
La première grande phase d'activité tectonique qui se manifeste dans le MassifCentral depuis l'orogenèse hercynienne et ses phases tardives est une extension
d'âge oligocène. Cette extension généralement E-W, associée à un vaste
bombement de la topographie, se córrele avec le début de la montée diapirique du
manteau, il y a 25 à 40 Ma.
Décalée par rapport à cette importante phase de rifting, l'activité volcanique majeure
atteint son apogée à la fin du Miocène et au début du quaternaire. Cette activité se
córrele avec l'évolution optimale du diapir sous le coeur du massif-Central (il y a 4 à
5 Ma). La morphologie actuelle du Massif-Central montre
un soulèvement
généralisé et un basculement vers le NW du Massif-Central, correspondant à
l'ouverture du golfe du Lion (formation de la marge passive en bordure du bassin
océanique nord-occidental de la méditerranée).
Actuellement ...
Nous avons vu que le Massif-Central est soumis à un champ de contraintess
remarquablement uniforme défini par les mécanismes au foyer des séismes et les
mesures de contraintes in-situ. Ce champ de contraintes de direction générale NWSE à NNW-SSE pour la contrainte horizontale compressive, s'intègre bien dans le
champ de contraintes de la plate forme peri-alpine.
Néanmoins, des perturbations de ce champ de contraintes apparaissent, et
se superposent à l'actuelle anomalie du Moho centrée sur les limagnes. Ces
perturbations font intervenir une permutation des axes des contraintes et
provoquent donc un changement de régime tectonique. Dans les régions oij
-64-
la croûte continentale est "normale",
le champ de contraintes induft un
régime décrochant-compressif (s2 vertical); l'axe de compression est orienté
NW-SE à NNW-SSE. Par contre, dans les régions superposées à une croûte
amincie, le champ de contraintes est perturbé ; le régime tectonique devient
décrochant-extensif (si proche de S2 et ^ vertical), voire extensif (si
vertical), l'axe d'extension (S3) est NE-SW à ENE-WSW. Ainsi, dans un
contexte globalement compressif, peuvent apparaître localement des zones
en extension. L'axe de cette extension (ss) est perpendiculaire à la direction
de la contrainte maximale compressive que l'on observe dans la croûte
continentale "normale". La lithosphère affaiblie par une croûte plus mince,
anormalement chaude et la présence du diapir manteiiique, réagft donc
différemment aux sollicitations du champ de contraintes engendré par la
convergence entre l'Europe et l'Afrique (Fig. 39 et 40).
Fig. 39 : Interprétation des directions du champ de contraintes d'après les mécanismes
au foyer et les mesures de contraintes in-situ ; perturbation des caractéristiques de ce
champ de contraintes au niveau de l'amincissement crustal. Le fond cartographique
représente la topographie du Massif-Central.
Fig. 40 : Topographie réelle du Massif-Central, suria
représentation 3D, le relief est exagéré. Les graduations sont
exprimées en grade par rapport au méridien de Paris.
Fig.41 : Interprétation à l'échelle de la lithosphère de la
perturbation de contrainte, en relation avec le
diapirisme manteiiique et l'amincissement de la
croûte. Le support correspond à la topographie du
Massif-Central en représentation 3D. 2 courbes de
niveau (200 et 300 m) soulignent le contour du socle.
I
01
Ol
I
-66-
L'étude microtectonique effectuée dans la région de Clermont-Ferrand en
Limagne d'Allier montre en effet que malgré le champ de contraintes
compressif issu de la convergence entre l'Europe et l'Afrique, cette région est
affectée de l'Oligocène à l'actuel par une extension, dont l'orientation varie au
cours du temps. Essentiellement E-W au cours de l'Oligocène (avec des
variations locales), elle devient NE-SW au Miocène. Il est probable que cette
extension se soft poursuivie jusqu'à nos jours, avec la même orientation,
révélée par les mesures de contraintes in-situ.
iliLaûQRÂFHI
-I-
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Massif
du
Mont-Dore
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ANI5NJEX
AiHiexe 1 / Données microtectoniques
Faille
Direction
Pendagg
EUdi
Rejet vertical
Importance
Carrière du Grand-Gandaillat
Station A
FU
N150°E
80°SW
90°
1
N117°E
68°S
90°
2
N128°E
60<'S
90°
3
Nin^E
68*NE
90°
4
N105''E
50*S
90°
5
N100°E
74°SW
70°W
6
N130°E
40°SW
90°
7
25CM~
15CM~
14 CM
/
8
NIWE
50°S
90°
9
N129°E
58°S
90°
10
NIWE
70°S
90°
11
N106°E
51°S
90°
12
N75°E
63°S
90°
13
N99°E
73°N
90°
14
N106''E
60°N
90°
15
NISO^E
70'S
90°
16
N92''E
30°SW
90°
17
N102°E
70°S
90°
18
N115°E
50°S
90°
15 CM
19
N105°E
55°S
90°
10 CM
20
N100°E
60°S
/
3
21
N90<'E
45°S
90°
22
N95°E
65°SW
90°
23
N100°E
57°S
70°W
24
N90°E
57°S
90°
20 CM
Filon
N156°E
82°NE
1
N157''E
82°NE
90°
40 CM
2
N88°E
90°
90°
**
(Dans les grés)
CM
50 CM
Station B
3
N125»E
90*
90°
4-
N130°E
55°W
/
5-
N140°E
70°NE
160°E
60°NE
N140°E
70°NE
6
7-
**
2 CM
10 CM-
90°
6 CM
Station C
Filon
N140°E
1
N150°E
64°E
70°N
Station D
1
N122^E
50°SW
90°
2~
N45<'E
90°
/
3~
N40°E
55°E
4
N105°E
90°
5~
N45''E
80°NW
6~
N50°E
90°
5 CM~
7
N40*'E
90°~
2-3 CM
8
N104°E
50°S
9
N90''E
53°S
90°
10
N45°E
80°
90°
12
N115'='E
64°SW
13
N122*'E
80°S
80°E
14
N148°E
43°SW
90°
5
CM
90°
4-5 CM
11 = 3
Filon
Faille affectant le filon
5
CM~
Faille
Direction
Pitch
Pendage
Reiet vertical
Importance
Station E
1
N45°E
80°W
2
N55°E
80°W
20 CM-
3
N50°E
63°NW
4
N52°E
80°SE
5-
N53°E
80°NW
6
N113°E
65°N
40 CM-
7
N125°E
35°S
20 CM-
8~
N125°E
80°N
9
N112°E
45°S
10
N15°E
80°E
10'
N115°E
50°S
U
N140°E
80°NE
12
N22°E
60°E
13
N35°E
13'
N50°E
14
N45°E
65°SE
14'
N107°E
75°SW
15
N20°E
90°
16
NO°E
17
N30°E
90°
40 CM-
**
**
5
90°
**
CM-
15 CM50 CM-
90°
10 CM
**
65°E
10 CM
**
90°
20 CM
90°
5 CM
90°
90°
20 CM
**
50 CM
**
50 CM
90°
CM
18
NO°E
19
N110°E
60°NE
5
20
N124°E
80°SW
20 CM
21-
N30°E
80°NW
30 à 80°W
15
CM
**
22
N40°E
66°NW
23
NO°E
35°E
24
N20°E
50°W
25
N160°E
73°E
**
26
N160°E
73°E
**
27
N18°E
65°E
**
28
N150°E
68°E
29
N15°E
55°W
**
90°
15 CM
90°
50 CM
**
**
3-4 CM
30
N145°E
50°E
30'
NO°E
80°W
10 CM
31
NO°E
70°W
2
Filon
N45°E
65°NW
32
N160°E
80°E
33-
N150°E
80°E
34-
N160°E
0à80°E
35
N160°E
55°W
90°
36
N170°E
45°W
90°
10 CM
37
N10°E
50°W
90°
40 CM
38
N170°E
55°E
90°
40 CM
39
N50°E
90°
40
NO°E
70°W
90°
Filon
N130°E
90°
/
** Faille affectant le filon =7
1
N145°E
70°NE
90°
Faille affectant le filon
2
N145°E
65°SW
90°
Faille affectant le filon
3
N120°E
70°SW
80°N
Faille affectant le filon
4
N148°E
80°SW
90°
/
90°
90°
CM
Stries sur filon
15 CM
40 CM
Station F
5
N140°E
85°SW
6
N150°E
80°NE
80°N
** Faille affectant le filon
7
N155°E
60°E
90°
** Faille affectant le filon =1
Station G
1
N90°E
65°N
90°
2
N85°E
50°N
90°
3
N75°E
53°N
90°
4
N75°E
90°
90°
Faille
PirwtíQi
Pitch
Pendage
Rejet vertical
Importance
-111-
Station H
72°SW
Filon
N149°E
2
N147°E
30°SW
3
N90°E
35°S
4
N165°E
85°W
5
N168°E
80°W
6-
N170°E
80°W à 90°
6'
N128°E
50°SW
90°
IM-
7
N100°E
45°S
90°
20 CM
8
N130°E
80°NE à 90'
9
N20°E
60°W
90°
30CM-
2 CM
60°\V
Affecte un filon FI?
15CM-
** STRIE SUR EPONTE
**
30 CM -
>
10
N25°E
70°W
11
N133°E
72°NE
90°
12
N170°E
45°W
60°S
13
N50°E
60°NW
14
N120°E
90°
15
N70°E
70°N
16
N10°E
75°E
16'
N127°E
65°NE
90°
5 CM
17
N135°E
71°N
90°
30CM-
18
N140°E
75°N
90°-
16 CM
18'
N120°E
75°SW
90°
2 CM
2 CM
**
**
**
20 CM**
**
18"
N140°E
70°SW
90°
19
N135°E
65°SW
70°S
20
N125°E
55°S
75°E
21
N120°E
52°S
90°
22
N130°E
55°SW
90°
Filon
NO°E
40°E
23
N10°E
70°E
60°S
24
N160°E
48°W
80°S
10 CM
25
N155°E
55°E
90°
8 CM-
26
N13°E
45°E
90°
10 CM
26'
N160°E
58°E
27
NO°E
30°E
90°
10 CM
28
N30°E
40°E
90°
15 CM
29-
NO°E
45°E
30
N165°E
70°E
31-
N170°E
50°E
32-
N60°E
80°W
33
NO°E
50°E
34-
N160°E
50°E
35
N155°E
80°W
36
N140°E
80°NE
36'
N132°E
50°NE
37
N170°E
60°E
38
NO°E
60°E
30 CM
n?
10 CM
** Affecte un filon
5 CM90°
5 CM
2à5CM
90°
**
30 à 40 CM
90°
**
IM
39
N160°E
45°E
90°
40
N155°E
55°E
90°
41
N110°E
45°S
90°
42
N130°E
30°SW
90°
43-
NO°E
60°E
44
NO°E
50°W
40 CM
45
NO°E
50°W
20 CM
Station I
1
N150°E
55°E
r
N130°E
60°N
90°
2
N176°E
67°E
90°
** EN BAS
** EN HAUT
3
N170°E
45°E
4
N148°E
64°E
5
N160°E
81°E
80°S
6
N138°E
50°W
90°
5 CM
7
N160°E
50°E
90°
2-3 M
8-
N15°E
60°W
90°
9
N170°E
55°E
90°
10
N46°E
60°W
80°S
11
N176°E
45°W
90°
5 CM
12
N10°E
37°W
80°N
3 CM
Faille
Direction
Pendage
Pitch
Rejet vertical
Importance
Statioi
1
NO°E
85°W
FAILLE SUR EPONTE
Station K
1-
N125°E
50°W
2
N125°E
48°W
3
N142°E
45°W
80°W
3'
N175°E
35°E
90°
4
N150°E
40°W
90°
70°W
15 CM
5
N140°E
85°E
6
N80°E
48°S
90°
6'
N150°E
50°W
90°
7
N135°E
90°
8
N60°E
45°N
9
N20°E
50°W
90°
lOCM-
10
N58°E
58°NW
90°
20 CM-
11
N15°E
55°E
12
N12°E
55°W
90°
13
NO°E
70°E
90°
13'
N175°E
45°W
70°N
14
NO°E
90à70°E
70°N
15
N10°E
55°E
15'
N165°E
70°E
16
N165°E
50°E
90°
17
N172°E
45°E
90°
10 CM
Station L
Filon
N155°E
90°
1
N150°E
40°E
75°N
2
N135°E
55°NE
90°
90°
3
N143°E
80°E
4
N125°E
80°W
80°E
5
N56°E
67°NW
90°
6
N84°E
60°N
80°W
Site de Cournon d'Auvergne
Station A et B
IA
N0°E
60°W
IB
N160°E
65°SW
2B
N155°E
70°E
40°S
90°
10 à 30 CM
**
33
N135°E
4B
N152°E
75°W
90°
5B
N156°E
70°W
90°
6B
N160°E
80°W
90°
7B
N150°E
55°W
90°
90°
Statíon C et D
IC
NO°E
80°W
ID
N40°E
80°E
2D
N80°E
90°
3D
N80°E
90°
4D
N75°E
90°
**
+ de 1 m
-iV-
£aill£
I2íi:££ÍÍQII
EsnílaSfi
Pitch
Rejet vertical
Station E, F et G
IE
N80°E
55°S
90°
2E
N80°E
45°S
90°
3E
N80°E
55°N
90°
1F~
N150°E
60°NE
10 CM
2F~
N170°E
60°E
5 CM
5 CM
3F
NO°E
60°W
4F~
N10°E
40°E
40 CM
5F~
N0°E
50°E
ICM
6F-
N10°E
75°E
3 CM
7F-
NO°E
30à60°E
8F~
NO°E
9F~
N170°E
30°E
10F-
NO°E
60°EàO°
11F
N160°E
80°E
IG
N35°E
48°E
90°
2G
N120°E
35°S
70°E
3G
N140°E
50°S
90°
4G
N110°E
45°S
60°E
5G-
N160°E
45°E
Site de Royat
Station nord
1
N90°E
2
N170°E
52°W
3
N178°E
70°W
4
N110°E
70°S
5
N135°E
60°SW
6
N150°E
50°SW
75°S
Station sud
1
N015°E
45°E
50°N
2
N178°E
48°E
50°N
55°N
3
N019°E
40°E
4
N019°E
71°E
50°N
5
NOOO°E
48°E
60°N
6
N010°E
68°E
52°N
7
N030°E
42°E
78°N
8
N130°E
55°N
80°E
Importance
-V-