BRGML'ENTREPRISE AU SERVICE DE LA TERRE

Le champ de contraintes dans le Massif-Centralde 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 àMarseille.

Résumé

Cette étude a pour cadre un domaineoù interfèrent des pliénomènesgéodynamiques profonds (liés à iamontée d'un diapir manteiiique), et iectiamp de contraintes issu de iaconvergence entre i'Europe et i'Afri-que. Eue a pour objectif d'étudier iesrotations tectoniques entre rifts etzones de convergence de piaques.

Depuis ia fin de l'Eocéne, i'avant paysdu domaine aipin a été ie siège de diffé¬rents épisodes tectoniques. C'est àl'Eocéne supérieur et essentiellement àl'Oligocène que se produit un importantépisode d'extension. Cette extensiondont l'axe est principalement orienté E-W, est responsable de la formation degrabens N-S plus ou moins dissymé¬triques qui affectent l'ensemble de laplaque ouest-européenne, du sud aunord, depuis le golfe du lion jusqu'aufossé Rhénan et la mer du Nord. Dans

le Massif-Central, la Limagne connaitune 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 desplus importantes de l'Europe de l'ouestCette activité qui atteint son apogée àla fin du Miocène et le début du

Quaternaire, est décalée par rapport àla formation des rifts.

Une étude microtectonique que nousavons conduite dans la région deClermont-Ferrand apporte des élé¬ments nouveaux qui s'inscrivent biendans le cadre géodynamique global duMassif-Central. Cette étude met en évi¬

dence une extension dont les directions

évoluent au cours du temps d'E-W àNE-SW.

La topographie actuelle du Massif-Central se présente comme un vastebombement dont la formation est

contemporaine à la phase de rifting.Elle a une amplitude comprise entre1200 et 1500 m. La topographie ac¬quise récemment (Villafranchien) aentraîné au Pleistocene une importantephase d'érosion, et s'est accom¬pagnée d'un basculement généralisé duMassif-Central vers le NW.

Tous ces phénomènes sont la consé¬quence de la présence et de l'évolutiond'un diapir manteiiique qui a débuté il ya40à25M.a.

L'évolution optimale de ce diapir dated'environ 4 à 5 M.a. . Elle se córrele

avec le soulèvement du Massif-Central

et l'apogée du volcanisme.

Les caractéristiques de la tectoniqueactuelle révélées par les mécanismesau foyer des séismes et les mesuresde contraintes in-situ, mettent en évi¬dence un champ de contraintes quasi-homogène, dont l'axe de compressionest orienté en moyenne NW-SE.

Néanmoins, on observe des variationsdans les caractéristiques du champ decontrainte régional. Si le mécanismed'ensemble est de type décrochantcompressif, dans les régions où la li¬thosphère est amincie, il devient detype décrochant extensif.

Le champ de contraintes dans le Massif-Centralde 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 oligocène2 : Compression fini-Miocène3 : 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, présentation2.2 : Nature lithologique et âge de la formation2.3 : Coupe nord2.4 : Coupe sud2.5 : Interprétation des deux coupes Page12

Chapitre 3 : Site du Grand-Gandaillat Pagel6

3.1 : Situation, présentation3.2 : Nature et âge des formations lithologiques3.3 : 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-oligocènedu site du Grand-Gandaillat : Interprétation Page 26

Chapitre 4 : Le plateau de Cournon-Lempdes Page27

4.1 : Situation, présentation4.2 : Site de Cournon d'Auvergne4.3 : Sondages de Coumon et de Beaulieu4.4 : Interprétation Page 29

Conclusion 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-Languedoc1.2.6 : Limagnes-Forez1.2.7 : Velay oriental1.2.8 : Chaîne des Puys1.2.9 : Cézallier

1.2.10: Mont-Dore

1.2.11 : Cantal

1.3 : Synthèse : Evolution spatiale du volcanismede l'Oligocène au quaternaire récent Page 41

1.4 : Le volcanisme placé dans le contexte structural duMassif-Central (relation tectonique-volcanisme) Page 44

Chapitre 2 : Le diapirisme sous le Massif-Central et ses conséquences Page 47

3.1 : Amincissement de la lithosphère3.2 : Topographie actuelle Page 49

Chapitre 3 : Le champ de contrainte actuel déduit des mécanismes au foyer et des mesures decontraintes in-situ.

3. 1 : Sismicité du Massif-Central et de ses abords : Page 53

3.1.1 : Sismicité instrumentale Page 563.1.2 : 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

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Introduction

La situation du Massif-Central dans la plaque ouest-européenne pose leproblème de la formation de rifts dans une zone de convergence deplaques. Cette région montre en effet quelques particularitésgéodynamiques qui sont liées à l'interférence entre le champ de contraintesissu de la convergence entre les plaques européenne et africaine, et unamincissement de la lithosphère continentale.

Les zones de rifts continentaux connus dans le monde (Rift du Kenya, du RioGrande, du Baikal, rift du Rhin) possèdent des caractéristiques communes :activité sismique. mouvements verticaux et bombement crustal. activitévolcanique, flux de chaleur anormalement élevé, anomalie du champ depesanteur, extension crustale (Neuaebauer. 1983). Cependant, les rifts dansla plaque ouest-européenne (Limagnes, fossé rhénan, fossé de la Bresse enparticulier) ont la particularité de s'être formés au contact d'une chaîne demontagnes (Alpes). En s'appuyant sur ces caractéristiques, nouschercherons donc à définir l'évolution géodynamique du Massif-Centraldepuis l'Oligocène, et de préciser sa situation actuelle.

Dans la première partie de ce mémoire, sont présentés les résultats d'uneétude microtectonique que nous avons conduite, dans la région de Clermont-Ferrand en Limagne d'Allier La limagne est le plus important fosséd'effondrement du Massif-Central. Bordée à l'ouest par la plus récente chaînevolcanique du Massif-Central : la chaîne des Puys, il se superpose à unelithosphère amincie. Nous tenterons donc de définir la tectonique oligocèneet post-oligocène dans cette région, de suivre l'évolution des contraintesayant affecté la région durant cette période et de replacer cette analyse dansle contexte géodynamique global du Massif-Central décrit dans la secondepartie.

_

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 à l'Oligocène que se produit un importantépisode d'extension. Cette extension dont l'axe est principalement orienté E-W. estresponsable de la formation de grabens N-S plus ou moins dissymétriques qui affectentl'ensemble de la plaque ouest-européenne, du sud au nord, depuis le golfe du Lionjusqu'au fossé Rhénan et la mer du nord. Cette extension oligocène est la premièregrande phase d'activité tectonique à se manifester à l'échelle continentale dans le Massif-Central, 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 sériescontinentales de forte puissance. Ces effondremens reprennent pour la plupart lesanciennes discontinuités hercyniennes et tardi-hercyniennes (Blés et al., 1989 ; Burg etEtchecopar, 1980 ; Burg et al., 1982 ; Gibert et al., 1975 ; Bergerat, 1983 ; de Goër etMergoil, 1971 ; Lucazeau et Bayer, 1982).

Au fossé de la Bresse qui borde l'est du Massif-Central et à la Limagne qui réutilise desaccidents hercyniens et tardi-hercynien pincipalement N-S, on peut dénombrer d'autresgrabens moins importants :

Le graben de Montbrisson. ceux de Roanne dans le Forez, de Brioude. d'Ambert. duPuy. sont autant de structures d'effondrement oligocène toutes réparties à l'est dusillon houiller. Par contre. Le fossé de Montiuçon est un des rares grabens oligocènequi soit situé à l'ouest de cette importante structure.

La plupart des auteurs s'accordent à présent pour dater cette tectonique extensive, del'Eccène supérieur à rOligocène. Certains auteurs (Blés et al., 1989) parlent de phaseoligocène 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 findu Stampien au regard de l'épaisseur des séries de ces formations.

En Languedoc, rorientation des fossés d'effondrement oligocènes est NE-SW (à la différencedes grabens N-S du nord du Massif-Central), c'est à dire l'orientation moyenne de la faille desCévennes. 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 orientéE-W en moyenne (Blés et al., 1989).

* Dans le Cézallier, le calcul du tenseur des contraintes déterminé sur des populations defailles striées, fournit une orientation N75°E à N110°E de cette extension (Feybesse etLespinasse, 1987).

* Une tectonique en extension d'âge Eocène supérieur-Oligocène inférieur est indiquée dans larégion sud-est de la Margeride. Cette extension est orientée NNE-SSWà ENE-WSW (Vergelyet Blanc, 1981).

* Dans la région de Brioude (Limagne de Brioude), le rejeu de failles tardi-tiercyniennes dedirection 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 endécroctiement

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-~-7- -==^-' ,<> 50 100kmi:II

Oligocène s.l. palaeostructural map /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 Blésetal., 1989)

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* Dans le bassin de St Flour-St Aiban, une analyse microtectonique montre que l'extensionoligocène a dans cette région une direction tiomogène NW-SE et a fait rejouer des accidentshercyniens de direction NW-SE en décrochement dextre et ceux de direction N-S en faillenormale (Burg et ai, 1982).

* Dans le Forez, la direction E-W se manifeste par le fonctionnement en faille normale desdirections méridiennes et en décrochement des failles NW-SE (Bergerat, 1983).

2 : Compression fini-Miocène :

Suite à cette importante activité tectonique oligocène, les contraintes responsables del'essentiel du plissement des chaînes subalpines, se retrouvent selon certains auteursjusque dans le Massif-Central. Elles se caractériserait par une compression E-W à NW-SE (Blés et al., 1989).

Cette phase se placerait à la fin du Miocène, mais elle reste mal datée (elle seraitcontemporaine de la mise en place des nappes externes du domaine alpin). Elle pourraitmême se poursuivre dans le Pliocène inférieur (Lerouge et Freytet, 1988).

Dans le Cézallier, cette compression se manifeste par des failles inverses NNW-SSE et NE-SW 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 Massif-Central, et notamment sur sa datation. La plupart des auteurs définissent cet épisode enanalysant par des méthodes numériques inverses des familles de stries mesurées dansdes terrains mésozoïques, voire dans le socle hercynien !

3 : Du Pliocène à l'actuel :

Depuis le Pliocène, un régime de tectonique "décrochant-extensif" correspondant à unraccourcissement N-S à NW-SE et à une extension E-W à NE-SW (Philip, 1983) dansle Massif-Central, semble se poursuivre jusqu'à nos jours (Clozier et Gros. 1985). Cesystème peut être étendu dans toute la plaque ouest-européenne. Le raccourcissementse 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 dela 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 tectoniqueextensive plio-quaternaire, grâce à l'étude de failles mesurées dans des carottes de forage etdans les terrains voisins du forage. Ces résultats microtectoniques sont en accord avec lesmesures 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 supérieurpar une association sporo-polinique, Clozier et Gros (1985) ont analysé entre l^oulin, Nevers etFours, une certain nombre de failles normales engendrées par une distension NW-SE à NNW-SSE. 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 reprisede l'activité tectonique extensive, induite par l'amincissement crustal qui s'étend à l'échelle del'Europe et de la lithosphère des limagnes au fossé rhénan (Clozier et Gros, 1985).

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* D'autres auteurs décrivent quatre phases tectoniques dans le Massif-Centrai pendant iePliocène en s'appuyant sur une analyse géomorphologique, ils définissent ainsi unedistension E-W au Pliocène "1" (relâchement des contraintes miocène), une conpression N-Sau Pliocène "2" (plissement), au Pliocène "3" une distension N-S (relâchement probable descontraintes du Pliocène "2") que l'on peut éventuellement rattacher à la distension définie parFeybesse dans le Cézallier, et une distension E-W au Pliocène "4". A la fin du Pleistocenejusqu'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 aufoyer 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.

TEGTO

PÛST-OLi@0

PÂRTJE 1 :

ÛUQOOENE ET

E E5^ LiMÂQME

Û'ÂLLÎEB

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Partie 1 : Tectonique Oligocène et post-Oligocène en Limagne d'Allier.

Dans le cadre d'une étude globale à l'échelle du Massif-Central du champ de contraintesset des phénomènes associés au diapirisme manteiiique, il apparait nécessaire decompléter ce travail par une analyse à plus petite échelle de la tectonique Oligocène etpost-Oligocène.

Les études géomorphologiques dans cette région sont très nombreuses et tendent àcaractériser la tectonique récente. Elles reflètent cependant la complexité desphénomènes 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 DeGoër, 1990). Bien que quelques analyses tectoniques et microtectoniques déterminent lessystèmes 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 post-Oligocène en Limagne d'Allier, de suivre l'évolution des contraintes les plus récentesayant affecté la région, et de replacer cette analyse dans l'évolution géodynamique duMassif-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'oroçénèsehercvnienne. Elle est responsable de la formation de grabens plus ou moinsdissymétriques. Le plus important d'entre-eux, la Limagne. connait une subsidence deplus 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-du-Chateau). 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 dugraben (Fig. 2). Cette dissymétrie est nettement remarquée en gravimétrie et sur lesprofils sismiques perpendiculaires à l'axe de la Limagne. Les failles qui affectent le soclesous les sédiments tertiaires présentent des rejets minimes à l'est du bassin, alors qu'àl'ouest de grandes fosses s'individualisent le long de failles pouvant exprimer des rejets deplus de 1500 m. D'un point de vue structural il est intéressant de constater l'importance dudouble 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 deRiom) (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 àl'Aquitanien, volcaniques et fluviátiles au Mio-Pliocène et au Quaternaire. Mais l'essentielde la sédimentation de la Limagne est stampienne.

Au Quaternaire, les rivières ont profondément creusé la Limagne, ce qui fut facilité pard'intenses altérations péri-glaciaires. Le modelé du relief apparait assez complexe, maisquelques traits caractéristiques de la morphologie sont marqués par des hauts plateauxd'environ 600 m d'altitude. Une couverture basaltique les protège de l'érosion (Côtes deClermont, Gergovie, Châteaugay). Des plateaux de plus faible altitude, calcaires ou

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W

.1000 -

SOO .

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-500 .

-1000-

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,\y^ RIQM - CLERMOHT 8ASIN\0 Quaternary

Fig.2 : Coupe schématique de la Limagne d'Allier (d'après Blés et al., 1989)

Fig.3: [ croître (»mo<jf) jt«lim«n(x wcutrrci

conc ou onn«ou d« tufs litti

gronit« *

Couptf théorique d'un diamètre pépéritique à remplissage Inct/strc. EnLimaqne. 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 conservéeque 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 subsisterune table basaltique (.: mesa. A) ou un culot (= ncck. B. G) ou seulement quelques

filons (dykes) dans un cyUndre bréchique (01.

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sableux, ressortent de la plaine de la Limagne, et sont souvent intrudes par des puysvolcaniques (Plateau de Cournon-Lempdes).

Dans la région de Clermont-Ferrand, les premières manifestations volcaniques tertiairesapparaissent dès l'Oligocène supérieur avec la formation des pépérites près de Pont-du-Château, 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 égalementles éruptions phréatomagmatiques (dès l'Aquitanien) dont il nous reste, depuis ledéblaiement miocène à quaternaire de la Limagne, des diatrèmes dégagés par l'érosionde leur encaissant marneux (inversion du relief), et des buttes pépéritiques (Fig.3).

* La "génération de basanites" beaucoup plus représentée sur le plateau des dômes, quiest datée au Pliocène supérieur (environ 3 Ma).

L'édification de la chaîne des puys à l'ouest de la Limagne s'est faite au Quaternairerécent.

Deux sites particuliers ont été sélectionné dans la région de Clermont-Ferrand. Le site deRoyat a la particularité de situer contre la faille bordière de la Limagne. La carrière duGrand-Gandaillat est localisée plus à l'est, en bordure du plateau de Cournon-Lempdes.

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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 dela Limagne d'orientation N-S. L'affleurement considéré se situe sous le puy de Chateix aunord de Royat (Fig. 4). Cet affleurement long d'une centaine de mètres, formel'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 deuxcoupes, une formation massive de grés est affectée par une importante fracturationverticale (Fig.7).

2.2 : Nature lithologique et âge de la formation :

Cet affleurement se trouve dans des grés de rOligocène'''moyenf Les dépôts attribués àcette période sont peu nombreux dans la région de Clermont-Ferrand, et sont uniquementsitués 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 etdes argiles, localement conglomératiques. Le pendage de cette série (20° SE environ) aune origine tectonique et correspond à un basculement de la stratification lié aux rejeuxsuccessifs de la faille bordière (Tout contre la faille bordière, les "arkoses du Puy deChateix" présentent un pendage de 40 à 50° SE). Des stratifications obliques s'obsen/entpar endroits dans les bancs épais, ainsi que des gradients granulométriques décroissantsvers 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 quialternent avec des interbancs argilo-gréseux sont affectés par quelques failles normalesde 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 deces failles et leur caractère néoformé indiquent une direction d'extension NE-SW environ(S3).

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^m^^^^^^rm.

\FAILLE BORDIERE

DE LA LIMAGNE

Coupe sud Coupe nord

FORMATION MASSIVE DE GRES

Fig.4 : Situation du site de Royat (Puy de dôme; France)

N

1 m

/ NCE 20'E

ROYAT, Coupe Nord

Fig.5:

-12-

2.4 : Coupe sud : (Fig. 6)

Cette coupe située à une centaine de mètres au sud de la précédente, se présentedifféremment. La faille bordière de la Limagne, qui met en contact ces formationsgréseuses 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 faitpartie de la même unité stratigraphique que le précédent, les bancs gréseux sontcependant plus épais et massifs, et les interbancs plus argileux. Le pendage de lastratification est de 45° vers l'est.

C'est à la faveur des interbancs argileux que va s'exprimer ici la tectonique. En effet, lependage important de la stratification, et la présence de ces interbancs argileux vontpermettre des glissements banc sur banc. On ne peut donc pas parier de néorupture dansce cas, car la rupture sera orientée par ces plans. Les plans de failles (8 plans striésmesurés), qui correspondent donc aux plans de stratification, sont de direction N-S àNNE-SSW, à l'exception de la faille n°8 (N130°E) qui recoupe l'ensemble del'affleurement. Les stries mesurées présentent un pitch de 50 à 60°N sur les glissementsbanc sur banc, et de 80°N pour la faille n°8 (ce sont donc des failles normales avec unecomposante décrochante). Une fracturation quasi-verticale (70 à 90°) (diaclases ou faillesà très faible rejet) affecte les bancs de grés massifs. Cette fracturation a une directionessentiellement NNW-SSE. Postérieurement à cette tectonique, les miroirs de faille ontété 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 premiertraitement sur l'ensemble des mesures est relativement bonne, mais on peut remarquerque la donnée n°7 se place en mauvaise position sur le cercle de Mohr alors qu'elle est enpremière position sur l'histogramme des écarts angulaires entre les stries mesurées et lesstries calculées (Fig. 8). Lorsqu'on élimine manuellement ce plan (qui n'est qu'une petitefaille annexe venant se brancher sur un plan de stratification), on se rend compte qu'ildétermine assez fortement les caractéristiques du tenseur et focalise la solution vers unevaleur élevée du rapport R. Le rapport R est de 0,57 pour la solution prenant en comptel'ensemble des plans, et de 0,42 pour la solution écartant la donnée n°7. Pour cedeuxième traitement (Fig. 9), la solution est sensiblement améliorée, notamment pour laposition 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 bordièrede la Limagne, ce qui rend son étude intéressante car peu de données microtectoniquespeuvent être mesurées le long de ce grand contact tectonique entre le socle granite duplateau des dômes et le sédimentaire tertiaire de la plaine de Clermont-Ferrand.

Les rejeux successifs de cette faille sont responsables du basculement des grésoligocène moyen vers l'est. Le pendage de la stratification est d'autant plus fort que l'on serapproche du contact anormal. Il est de 40 à 50° vers l'est pour la coupe "sud" et de 10 à20° vers l'est pour la coupe plus au nord.

La fracturation quasi-verticale qui affecte les bancs de grés les plus compétents estessentiellement de direction NNW-SSE. Cette fracturation se développe en fonction de lalithologie. Elle est pratiquement absente au niveau de la coupe "nord", alors qu'elle estintense sur la coupe "sud" et au niveau de la formation massive de grés entre les deuxcoupes. Elle peut correspondre soit à des diaclases, soit à des plans de faille où le rejetest très faible (millimétrique). Dans les deux cas, ces fractures pourraient être assimiléesà un réseau homologue (de même direction) qui se développe autour d'une grande faille(ici, la faille bordière).

-13-

Fig.6

Nord

(36 plans)

Fig.7 : Fracturation de la formation massive de grés (Royat)

ROYAT sud O SI =296.5 62.5 D S2= 144.4 24.7 A S3= 49.1 11.3 R=0.57

-14-

Fig.8

ROYAT sud O S1=315.8 70.2 D S2=137.0 19.8 A S3= 46.9 0.4 R=0.42

Fig.9 :

-15-

L'analyse microtectonique de ces deux affleurements indique une direction d'extensionNE-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" aeu un comportement différent, et la tectonique s'est manifestée par des glissements bancsur banc. Les plans de stratification fortement basculés sont réutilisés en faille normaleavec une composante décrochante importante. La tectonique de cette seconde station estprobablement plus tardive que celle qui a affecté la première, mais on ne peut pas la daterplus précisément.

// semblerait donc que la tectonique extensive de direction NE-SW se soit manifestée dèsl'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 évoluernotablement, 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 Cournon-Lempdes (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'Oligocènesupérieur et sont représentées ici par le complexe argilo-calcaire d'originelacustre, à concrétions stromatolitiques. L'alternance et l'épaisseur des bancs calcaires etdes bancs argileux et marneux sont très variables (de plusieurs mètres à quelquescentimètres), et on observe très fréquemment des passées de calcarénites forméesessentiellement par des débris d'algues encroûtantes et des oolithes. La fractionorganique de cette formation est constituée d'os de poissons et de reptiles, etd'ostracodes.

La base de la série visible dans cette carrière est plus carbonatée, avec des bancs épaisdécamétriques, que le haut de la série plus argileuse, avec des bancs calcaires toujoursprésents, moins épais mais bien individualisés, contrastant rapidement avec les argiles.Des apports détritiques sont représentés en haut de la série par quelques niveaux degrés.

La grande particularité de ce site est la présence d'un faisceau de filons d'originevolcanique, que la carrière recoupe en de multiples endroits. Ces filons brêchiques (ouclastiques) sont composés d'éléments basaltiques cimentés par une matrice siliceuse. Ladirection moyenne de ce faisceau est N140°E (NW-SE), il se poursuit plus au NW jusquedans le zone industrielle du Brezet aux portes de Clermont-Ferrand. Ce filon qui seretrouve notamment au niveau du puy de la Poix (Fig. 10) serait à relier aux appareilsvolcaniques 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 (datationsur roche entière) a donné un âge miocène inférieur (15,7 +- 0,3 Ma). Une autre datationeffectuée sur amphibole libre sur des formations pépéritiques de Cournon a donné un âgede 21,2 +- 0,4 Ma. On est donc en présence d'un volcanisme basaltique d'âge Miocèneinférieur caractéristique en Limagne ("génération Limagne") (Chantepie, 1990).

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,Filon du Puy de la Poix

Carrière du Grand-Gandaillat

Stations de 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 déformationstectoniques. Ce sont essentiellement des failles normales à pendage relativement fort (45à 80°), et dont le pitch des stries avoisine constamment 90°.

Les différences lithologiques (Les bancs calcaires sont plus massifs en bas de la carrièrequ'en haut où la formation est plus argileuse) vont engendrer une expression de ladéformation différente. Le bas de la carrière (coupes K et I) montre des failles importantesque l'on peut suivre sur plusieurs gradins de la carrière, assez fortement bréchifiées. Laplupart du temps, les rejets sur ces failles ne peuvent être appréciés. A l'opposé, la stationA, beaucoup plus haut dans la série, montre une alternance très rapide de bancs calcaireset de bancs argileux. Autour d'une faille principale qu'occupe un filon, une multitude depetites failles à faible rejet se sont formées, mais dont l'intégration témoigne d'un décalaged'ensemble non négligeable. Ces petites failles normales décalent les bancs les pluscompétents de manière évidente suivant un plan à pendage fort, puis s'horizontalisent ets'amortissent dans les joints de stratification.

Les failles les plus importantes (que l'on peut suivre le long de toute la carrière) ont unedirection moyenne NNW-SSE à NE-SW. et se concentrent dans la partie ouest de lacarrière. Ces failles qui ont des rejets probablement importants (plusieurs mètres), formentun faisceau assez complexe de direction moyenne N-S à NNW-SSE et à pendage versl'est.

Le filon de brèche basaltique qui traverse la carrière se situe à l'est de ce faisceau defailles. Il a une direction movenne N140°E (NW-SE^. mais localement, le filon peut prendreune direction N120°E à N155°E (direction des épontes). Ce filon qui peut atteindre 2 md'épaisseur environ, s'est mis en place dans les formations stampiennes déjàpréfracturées (tectonique synsédimentaire oligocène). Il s'est ainsi installé en réutilisantles plans de faille. La nature pétrochimique de ce filon indique un dynamisme de mise enplace de type explosif (phréatomagmatique). Ce dynamisme est caractéristique des maarsde la Limagne. Le filon s'est mis en place "en force" et a bousculé par endroit lesformations 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'onpeut observer soit en leur sein, soit sur les épontes. Ces failles présentent des stries dontle pitch est proche de 90°.

Cette carrière présente donc au premier abord, plusieurs événements tectoniques :

* Une tectonique extensive synsédimentaire d'âge oligocène supérieur estresponsable de la majeure partie des failles que l'on observe dans la formationstampienne. Ces failles sont donc néoformées. La présence de slumps dans certainsniveaux argileux et calcaires confirme cette activité tectonique synsédimentaire.

* Une tectonique extensive d'âge miocène inférieure associé à une activité volcaniquesur le plateau de Cournon-Lempdes notamment (17 à 21 Ma) est responsable de la miseen place du filon clastique.

* Postérieurement à la mise en place de ce filon, une tectonique extensive estresponsable de la formations de failles normales qui affectent notamment les filons debasaltes. Cette tectonique n'est probablement pas très tardive, et semble liée à uneactivité continue au Miocène.

Fig.l 1 : CARRIERE DU GRAND-GANDAILLAT : Bloc diagramme montrantschématiquement la localisation des stations de mesure, les principalesstructures, 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 de200 failles mesurées, dont plus de 100 plans striés), pour traiter l'ensemble des donnéespar une méthode numérique automatique, afin de déterminer un ou plusieurs tenseurs. Il adonc été nécessaire de traiter les stations les unes indépendamment des autres poursimplifier le problème. Les station A, I, H, K, et l'ensemble des failles qui affectent lesbasaltes, 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 sériestampienne représentée ici (Fig. 11). Elle est limitée au SW par un filon clastiquebasaltique 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 lespitchs sont voisins de 90°, forment un système de failles conjuguées. L'analyse de laprojection stéréographique de l'ensemble des données semble indiquer une directionmoyenne d'extension NNE-SSW.

L'analyse microtectonique effectuée par la méthode "faille" sur cette population de strieindique 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 àune extension radiale (Fig.l 2).

Néanmoins, sur le terrain, on est en mesure de penser que l'ensemble des failles sontnéoformées (comme la majorité des failles de cette carrière) et doivent donc se placer surle 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 dedéterminer la valeur du rapport R (rapport de forme de l'ellipsoïde des contraintes : R=(s2-s3)/(s1-s3) ). En effet, dans le cas de la néorupture, la géométrie des plans de faille nedépendra 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 aucuneinfluence sur l'orientation de la strie. Ainsi la projection des stries sur le cercle de Mohr sefait sur le cercle s1-s3 . Nous nous tiendrons donc à la première analyse, c'est à dire à unsystème fonctionnant avec une extension de direction moyenne NNE-SSW, et unrapport 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 lacarrière (Fig .11). Elle comprend 10 mesures de plans striés, dont 4 failles majeures quipeuvent être reconnues sur les autres coupes (Fig .17). Les pitchs des stries de ces faillessont 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 probabled'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 dezéro.

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"» .

Fig.l7 : Coupe I : Carrière du Grand-Gandaillat

6 l'ATION ASTATION H O SU17J.4 892 Ü S2-310.I 06 A S3.40.1 0,6 R.003

2 |17 |6 |7 |U|I0|4 lis h5 120 |6 |1 1 19 |23 |U 1 13 |12 |21 |9 |18 | ^Fig.12

STATION

Fig. 13

19 20 23

2t 4

Fig.14

STATION H O SI.2136 846 G S2. 112.8 10 A S3. 227 5,3 R.0.06

Fig.15 A 16 23 20

21 4

\ ^^j"A-^ça 27^57 14 10 13

^r 7 2 28 15 24

v[/ 5 12 a

' 9 11

26 17 25 22 6

o ' |22 |m 124 lia 126 ¡7 |27 |8 |5 |3 |2B 1 10 |25"| 15 1 1 7 |3 |23j0 'î

-23-

3.3.3 : Station K :

Cette station de mesure est une coupe d'une quinzaine de mètres située à l'ouest, en basde la carrière (Fig.l 1 , 21 , photo 2). Cette station est importante, car c'est à ce niveau quese concentrent les failles majeures de la carrière. Elle compte 13 mesuresmicrotectoniques. Outre les données 13 et 4, les failles ont dans l'ensemble une directionmoyenne NW-SE à N-S, ce qui semble indiquer à la lecture du stéréogramme unedirection d'extension sensiblement E-W.

L'analyse microtectonique par la méthode "faille" confirme cette hypothèse, mais là encoreavec un rapport R proche de zéro (R=0,09). S3 est de direction N80°E avec R=0,13 pourl'ensemble de la population de stries ; il est de direction N86°E avec R=0,09, pourl'analyse prenant en compte 85% des données (11 failles sur 13), l'histogramme desécarts 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 étantindéterminé (failles néoformées).

3.3.4 : Station H :

Cette une coupe plus longue (130 m) est située sur les derniers niveaux à l'ouest de lacarrière. 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 premierabord une direction d'extension NE-SW.

L'analyse microtectonique par la méthode "faille" confirme cette direction. Sur l'ensemblede 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 Rrestant 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 effetécarter les mesures des failles liées à la mise en place des filons.N'ont été retenues, queles mesures faites sur le filon principal (le plus épais). L'ensemble des failles sontgénéralement parallèles au filon lui-même, c'est à dire de direction NW-SE, indiquant uneextension d'axe NE-SW (Photo 1).

Il est clair que le nombre de données (6) et la dispersion des plans dans l'espace ne sontpas 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 031.234.787,7 l. 32.139,8 0.2 A 33.49.8 2,3

Fig.18ATION K O 31.3133 87.6 D 52-1758 1.8 A S3. 85.8 1.6 n.0.09

Fig.l9

Fig.20

Photo. 1 : Faille normale affectant l

un filon de brèche basaltique

I

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3.4 : Evolution de la tectonique Oligocène et post-Oligocène du site du Grand-Gandaillat : Interprétation :

La majeure partie des failles qui affectent l'Oligocène supérieur sont néoformées etrésultent d'une tectonique synsédimentaire. L'aspect des miroirs de faille, lustré etondulé, ainsi que la présence de slumps dans certains niveaux, sont des indicateurs d'unetelle activité au cours de la sédimentation. D'autres critères, tels qu'une différence de rejetle long d'une même faille, ainsi que des failles scellées, s'observent dans la mêmeformation, dans la carrière de Cournon d'Auvergne. L'analyse microtectonique dedifférentes stations révèle des variations dans l'orientation de l'axe d'extension (s3). Cetteextension 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 liéeprobablement à des perturbations locales des contraintes, ou une évolution dans le tempsde la direction de l'axe d'extension.

Au cours du Miocène inférieur (entre 16 et 21 Ma), un filon clastique de basalte se meten place dans ces formations stampiennes. Ce filon de direction moyenne NW-SEs'installe en utilisant les failles préexistantes, et bouscule par endroits les formationssédimentaires (plis ...). Il n'emprunte cependant pas les failles majeures de directionNNW-SSE. La mise en place de ce dyke résulte très probablement d'une extension dedirection NE-SW qui s'est manifestée au cours de cette période.

Postérieurement à la mise en place et au refroidissement du filon, une tectoniqueextensive est responsable de la formation de failles normales qui affectent notamment lefilon de basalte. Cette tectonique extensive de direction NE-SW a certainement faitrejouer certaines failles néoformées oligocènes, mais il est délicat de séparer sur ce sitedifférents jeux qui peuvent affecter les formations stampiennes. Cette tectonique sembleliée à une activité continue au Miocène.

En conclusion, ce site est affecté par une tectonique extensive E-W à NNE-SSW qui adébuté à l'Oligocène supérieur au cours de la sédimentation, et s'est poursuivie auMiocène inférieur, associée alors à une activité volcanique phréatomagmatique(formations pépéritiques). Elle est alors responsable de la mise en place d'un filon debrèche basaltique. Postérieurement à la mise en place du filon, le site est de nouveauaffecté par une extension NE-SW qui affecte notamment le filon de basalte. Il sembledonc que l'extension qui a débutée à l'Oligocène supérieur se soit poursuivie au cours duMiocène inférieur de manière continue, avec peut-être des variations dans l'orientation deS3 : d'abord E-Wà l'Oligocène supérieur puis NE-SW à NNE-SSWau 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 Clermont-Ferrand. Il comprend à son extrémité nord-ouest la carrière du Grand-Gandaillatprésentée au chapitre 3. Ce plateau carbonaté en forme de "V" est limité au sud par labasse plaine des "terres noires". Il s'élève au dessus de Clermont-Ferrand à une côtemoyenne 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 sudaux abords de Cournon, sont connus car ils offrent des coupes détaillées de l'Oligocènesupérieur. C'est un site de référence. D'autre part, des manifestations volcaniques dontil ne nous reste actuellement que des diatrèmes dégagés par l'érosion, des buttespépéritiques, voire une vague morphologie du relief, ont affecté le substratum argilo-calcaire 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 morphologierésulte également d'une activité tectonique guidée par des failles du socle sous-jacent. Ilse 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 quidomine au nord cette petite ville. Cette carrière nous montre une alternance de marnes etde calcaires verdâtres au niveau de la route, puis de calcaires homogènes et decalcarénites oolithiques et à débris d'algues. Les calcaires sont recouverts dans la partiesupérieure de la carrière par une épaisse formation de pépérites stratiformes dont leniveau 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 lacarrière. Elle ont une direction NW-SE à N-S. Elles présentent pour la plupart desvariations de rejets, certaines sont scellées par des niveaux calcaires non affectés.

Quelques failles affectent également des formations de pépérites stratiformes (Cournonsite B, Mines des rois) ; des formations recitales ont été bascullées par le jeu de cesfailles (site F). Ces failles d'orientation très variables sont à attribuer à l'activité volcaniquedu plateau, et à l'effondrement en structure circulaire des maars basaltiques.

carte structurale du plateau de Cournon-Lempdes

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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»-

- Clermont-F ¡rrand

V

\ 4

kLégende

0

1 ^2^3¿^4\\5IKm

- Situation des stations de mesure

Fi^22 : Carte structurale du plateau de Cournon-Lempdes1 : Marnes et calcaires dérivés de l'Oligocène2 : Marnes et calcaires de l'Oligocène supérieur3: Pépérites4 : Diatrèmes pépéritiques présents ou supposés (d'après De Goër, comm.

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4.3 : Sondages de Cournon et de Beaulieu :

Deux sondages profonds ont été exécutés, l'un sur le plateau (Cournon 8-75) l'autre dansla plaine plus à l'ouest (Beaulieu 7-103) (Voir la localisation sur la Fig22). Voici ladescription sommaire de ces deux sondages (D'après la notice de la carte géologique deClermont-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'anhydrite461-682 m Argiles calcaires et calcaires682-723 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 Marnes à Cypris (Oligocène)902-1138 m 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 sousle niveau de la mer. Le sondage de Cournon ne l'a rencontré qu'à 853 m soit 428 msous le niveau de la mer. Il y a donc une différence du niveau du toit du socle de 370 mentre les deux sondage (en tenant compte de la différence d'altitude) qui ne sont distantsque de 2 Km environ.

Ce décalage important du toit du socle est interprété par la présence d'une faille affectantle socle sous l'épaisse série sédimentaire. Cette faille de direction NW-SE et de pendageSW effondre le compartiment ouest. Elle est visible en gravimétrie, et a été reconnuesur les profils sismiques (Morange et al., 1971).

4.4 : Interprétation :

Le plateau de Cournon-Lempdes peut être interprété comme un domaine surélevé bordépar 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 latopographie (Fig.23). La faille de direction NW-SE a un rejet vertical important, de l'ordrede 370 m au niveau du toit du socle. C'est ce que révèle les deux sondages (Cournon etBeaulieu) effectués de part et d'autre de cette stmcture. Cette faille est de plus visible engravimétrie et confirmée sur les profils sismiques.

La morphologie du plateau de Cournon-Lempdes a donc un caractère tectonique etrésulte du jeu de failles qui affectent le socle sous-jacent. L'activité tectonique enregistréepar les formations stampiennes de la carrière du Grand-Gandaillat, qui se situe àl'extrémité NW du plateau, est une conséquence au niveau de la couverture sédimentairedes rejeux au niveau du socle de la faille majeure de direction NW-SE. Cette faille estprobablement d'origine hercynienne.

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Fig.23 : Topographie du plateau de Cournon-Lempdes et interprétationtectonique de la morphologie

MO lOOO 1600 2000 «OO JOOO 3500 4000 4600 5000 650Q

Km 2f:

Cour

-31-

Le puy de Bane et le puy d'Anzelle sont les deux pointements volcaniques les mieuxpréservés de l'érosion ; cependant, le relief laisse supposer la présence d'un certainnombre de diatrèmes pépéritiques profondemment erodes, dont il nous reste actuellementque quelques gisements de pépérites et une vague morphologie. Il est très probable quel'activité volcanique du plateau de Cournon-Lempdes soit en étroite relation avec l'activitétectonique. La présence d'un filon de brèche basaltique de direction NW-SE dans lacarrière du Grand-Gandaillat, que l'on retrouve au niveau du puy de la Poix et plus loindans la zone industrielle du Brezet aux portes de Clermont-Ferrand, semble confirmercette relation.

CONCLUSION

La région de Clermont-Ferrand en Limagne d'Allier est un domaine où s'exprime depuisl'Oligocène une tectonique extensive. Si les directions d'extension ont évolué au cours dutemps, le régime tectonique qui a affecté cette région ne semble pas avoir été modifié defaçon importante.

Adossé contre la grande faille bordière occidentale de la Limagne, le site de Royat révèleune tectonique extensive de direction NE-SW qui s'est manifestée dès l'Oligocène moyenlors de la sédimentation du cône détritique. Cette tectonique extensive s'est probablementpoursuivie postérieurement au cours de l'Oligocène sans évoluer notablement, ni enrégime, 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 dedirection NW-SE à pendage ouest qui affecte le socle, montre une tectonique extensive E-W 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 estresponsable 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 uneextension NE-SW, qui affecte notamment le filon de basalte. Il semble donc quel'extension qui a débuté à l'oligocène supérieur se soit poursuivie au cours du Miocène demanière 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-SSWau Miocène inférieur.

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-32-

Partie 2 : Situation géodynamique duMassif-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 différentiéssuivant leur position par rapport à la chaîne alpine. On distingue le volcanisme orogéniquealpin et le volcanisme alcalin péri-alpin (Maury et Varet, 1980).

* Le volcanisme orogénique alpin a essentiellement une affinité calco-alcaline dont leslaves sont connues sous forme d'éléments dans les formations détritiques de la chaînealpine. Ce volcanisme pourrait correspondre à un arc volcanique paléogène. Cet arcvolcanique 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 plusieursprovinces situées dans des contextes géologiques remarquablement semblables. C'estsur la plate forme péri-alpine qu'il s'installe associé à la formation de fossésd'effondrement qui affectent le socle hercynien.

Enserrant l'arc des Alpes occidentales, il est tentant de rattacher ce volcanisme à l'activitéorogénique des Alpes (Fig. 24). On observe en effet un synchronisme entre l'activitévolcanique et les épisodes orogéniques de l'ensemble du domaine alpin (lilies, 1974 ; DeGoër et Mergoil, 1971).

Néanmoins, cette relation apparaît moins évidente dans le détail, et il faudrait faireintervenir 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 définientre le sillon houiller et la faille des Cévennes, à l'exception de quelques pointements defaible importance dans le bas-Languedoc par exemple (Volcanisme d'Agde).

C'est essentiellement un volcanisme de type intraplaque continentale qui s'est exprimédans un contexte extensif. Ce volcanisme de rift s'oppose donc au volcanisme des zonesde 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 Massif-Central représenté par le plus vaste strato-volcan de l'Europe extra-alpine, qu'est leCantal.

On distingue les provinces suivantes :

# Le volcanisme des Limagnes, du Forez, le Cantal, le Cézallier, le Mont-Dore, la chaîne desPuys, le Velay oriental, le Devès, les Coirons, le volcanisme ardéchois, l'Aubrac, le volcanismecaussenard, l'Escandorgue-Lodévois, et le volcanisme du bas-Languedoc.

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Fig,24 : Situation du volcanisme dans la plaque ouest-européenne

-33-

La définition de ces provinces prend en compte des critères chronologiques,géographiques, pétrographiques, et structuraux. Différents types volcanologiques sontdifférenciés 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'activitévolcanique. 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 chambremagmatique, 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 formationde cette caldera (Maury et Varet, 1980 ; De Goër, 1972).

Certains édifices volcaniques présentent différents caractères structuraux relatifs à leurévolution (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 massifchevauche 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 grandnombre de fractures parallèles à cette direction, qui séparent les terrains cristallins etmétamorphiques du socle à l'ouest, du sédimentaire mésozoïque et cénozoïque de lavallée 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 déterminerl'orientation du massif.

Caractéristiques du volcanisme :

Le volcanisme du massif des Coirons semble essentiellement de nature fissurale (Mauryet Varet, 1980 ; Autran et Peterlong, 1980 ; Grillot, 1971 ; Feraud, 1981), atteignant le"stade de plateau basaltique, où les émissions basiques sont suffisamment importantespour 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 phaseeffusive, dont les épanchements prendraient une direction NW-SE.

L'alignement des centres d'émission se fait suivant la direction NW-SE essentiellementdans l'axe du massif, mais des centres éruptifs se localisent également en dehors de cetaxe (Autran et Peterlongo, 1980 ; Feraud, 1981).

Feraud (1981) a analysé l'orientation des dykes de ce massif (150 dénombrés) et indiqueune 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 étanttrès proche de l'axe d'allongement du massif (N120°E à N125°E). Il fait remarquer que leréseau de fracture dominant NE-SW n'est pas emprunté par le système filonien.

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Les dykes représenteraient les conduits d'alimentation du volcanisme effusif (Feraud,1981), ce qui contredit Grillot (1971) qui considère une phase filonienne indépendanted'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 uneextension limitée à la digitation NE vers 8-7,5 Ma, jusque vers 6 Ma, avec une intensitémaximale à 7 Ma au centre du massif (Feraud, 1981).

Outre cette phase Miocène supérieur, il semblerait, mais ceci n'est pas établi (Bandet etal., 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 porterdes traces évidentes de mouvements attribuables à la tectonique régionale. Cesmouvements 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 tectoniquecassante a également été démontrée, par la présence d'une faille normale NE-SW quidécale des formations volcaniques. De toute évidence, des mouvements tectoniques,qu'ils soient cassants ou liés à des déformations lentes à grand rayon de courbure, sontassociés 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 présenteune forme allongée de direction NW-SE, comparable à la disposition du massif desCoirons.

Direction majeure de fracturation du socle :

L'Aubrac repose sur un socle granitique et métamorphique fracturé. Les principales faillesont 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 fractureshercyniennes NW-SE (Baudron et Démange, 1980 in Feraud, 1981). Cependant, lesfractures 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 lecaractère 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 seretrouve sur toute l'étendue du massif, ainsi que sur le socle périphérique.

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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 6Ma et ne serait plus de nature fissurale, mais ponctuelle, caractérisée par des intrusionstémoignant 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 montMézenc, 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 sourcessont étroitement liées à la fracturation et au volcanisme quaternaire. Cette région est uncarrefour 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, lelong 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 caractérisepar 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 NWdans 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 dumassif 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, directiond'allongement du massif. Cette direction correspond au prolongement des failles bordièresde 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 suivantcette même orientation. Cette caractéritique témoigne du volcanisme fissurai du Devès.

Le socle granitique et métamorphique disloqué a ainsi favorisé le volcanisme de typefissurai (Maury et Varet, 1980).

Le Devès est bordé au NE par le bassin oligocène du Puy-en-Velay.

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Chronologie :

Le volcanisme du Devès est essentiellement Plio-Pleistocène, mais il présente uneactivité dès le Pliocène jusqu'au Pleistocene moyen.

Les premiers épisodes significatifs remontent à 3 Ma. Le paroxysme d'activité s'étale de2,5 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 àrattacher à des appareils ponctuels (Pastre, 1987).

Le volcanisme basaltique s'est manifesté pendant plus de 2 Ma au Villafranchien, faisantrejouer lors d'une phase distensive, les fractures d'orientation NNW-SSE qui avaientauparavant contrôlé la formation du graben oligocène du Puy. Cette distensionvillafranchienne, responsable des éruptions fissurales du Devès, s'accompagne d'unnouvel 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 directionN-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 14Ma dans la zone axiale, et 5 à 6 Ma sur les bordures. On observe une fréquenceparticulière 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 cônesvolcaniques 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 NEde 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, lesfamilles N90°E et NI 60 à N200°E.

Les filons basaltiques du centre du bassin de Lodève se séparent en deux familles, l'uneNI 50 à 170°E bien généralisée, l'autre NO à 30°E plus rare (Feraud, 1981).

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Les dykes de l'Escandorgue et du Lodévois empreintent des fractures préexistanteshéritées 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 leurfréquence.

Autre fait remarquable, dans l'axe de l'Escandorgue, où la fracturation est la plusimportante, les dykes s'agencent en relais de direction dominante NI 40 à 170°E et N30 à50°E.

L'ensemble du volcanisme de l'Escandorgue et du Lodévois s'est mis en place entre 2 et 1Ma, principalement entre 1 ,9 et 1 ,4 Ma.

La nature fissurale de ce volcanisme est confirmée par l'âge synchrone des formationseffusives 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 volcand'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 lagrande Limagne et celle de Roanne (Forez).

C'est un volcanisme ponctuel dispersé (Maury et Varet, 1980), qui n'est pasrigoureusement confiné aux fossés d'effondrement, mais qui déborde sur les horstscristallins bordiers.

Chronologie :

L'âge de ce volcanisme, qui s'est mis en place postérieurement à la subsidence desbassins, est Miocène.

L'activité volcanique du Forez a commencé sporadiquement dès l'Eocéne, et s'estpoursuivie 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 volcanismese 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 lebassin 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 importantesurrection, et s'est fortement fracturée en horsts et grabens de direction NW-SE. Lesdirections majeures du socle granitoïde et métamorphique sont NW-SE et NE-SW. Lesystème de horsts et de grabens sont affectés par les failles NE-SW, pour former unestructure en "touche de piano" (De Goër et Mergoil, 1971).

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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 volcaniquesynchrone 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'ils'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 granito-métamorphique. Elle est bordée à l'ouest par le volcanisme plio-villafranchien de la chaînede la Sioule.

Directions maieures de fracturation du socle :

La chaîne des Puys, volcanisme fissurai, s'aligne dans la direction N-S, parallèlement à lafaille bordière de la Limagne. Cependant, l'alignement des volcans semble se faireessentiellement le long de fractures d'orientation NNE-SSW et N-S qui s'échelonnent dansla 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 périodeparoxysmale 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, perchésur 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 Cézallierdans le contrôle des circulations hydrothermales.

Au volcanisme de type fissurai basaltique, est associé un volcanisme ponctuel limité à lazone centrale du massif. Les émissions effusives fissurales prédominent dans les phasesd'activité les plus importantes du volcanisme, mais les édifices plus ponctuels jouent aussiun rôle important, comme dans le Cantal.

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Chronologie :

L'activité volcanique du Cézallier est très large, elle s'étale du Miocène inférieur jusqu'auPleistocene 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 antérieurà 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, 1983in Pastre, 1987).

L'activité Pleistocene supérieur à Holocène se distingue au nord du massif, et assure lacontinuité 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 contruiraessentiellement 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. Ildomine 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 dela 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 sesitue à la croisée des directions tectoniques N-S (Cantal, Cézallier, Chaîne des Puys), etNW-SE (Velay, Vivarais). Il constitue un vaste strato-volcan à l'image du CAntal, sonvolcanisme 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 NE-SW (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 hercyniendéjà 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 etdu Cézallier.

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* 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 0,8Ma 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 plusvaste édifice volcanique centré de l'europe extra-alpine.

La couverture volcanique du Cantal passe en continuité aux provinces volcaniquesvoisines : 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'accidentsselon 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 (DeGoër, 1972).

Les alignements volcaniques, analysés par De Goër, en tenant compte de la chronologieet de la nature des emissions, souligne remarquablement et de façon homogène ladirection NI 05 à 140°E, correspondant au réseau de fractures NW-SE du socle hercynienpré-volcanique.

Cette direction coïncide avec l'orientation des fractures composant la faille de laMargeride.

Ces fractures du socle hercynien d'orientations diverses, vont déterminer la forme etl'individualisation de la fosse-volcano-tectonique. Ce graben polygonal fermé joue un rôledans 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 leMiocène 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 ausud, 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'estune phase ponctuelle et linéaire.

Au cours de cette période, les fractures utilisées sont indépendantes de celles activéesdurant la période néo-Cantalienne. Ces fractures, soulignées par les alignements depointements volcaniques sont parallèles aux directions périphériques N20°E (SillonHouiller) et N140°E (Faille de la Margeride).

-41-

1.3 : Synthèse : Evolution spatiale et chronologique du volcanisme de l'Oligocèneau Quaternaire récent :

Remarque : L'évolution chronologique et géographique du volcanisme du Massif-Centralest soumise à de nombreuses discussions qui laissent transparaître un manque dedonnée et une situation très complexe de l'évolution géodynamique de cette région del'Europe de l'ouest.

L'insuffisance du nombre des données radiochronologiques et parfois l'imprécision et lavaleur de certaines méthodes de datation ne permettent pas d'interpréter clairement cetteévolution du volcanisme. Ce travail ne prétend pas résoudre le problème, mais proposeune vision particulière, à partir d'une synthèse de données et des différents modèlesproposés.

Les zones de rift continentaux sont associées à un certain nombre de faits

caractéristiques dont le volcanisme. Volcanisme, fracturation, bombementtopographique et extension sont les caractéristiques de base qui sont observées pourde nombreux rifts fRift du Kenya, du Rio Grande, du Baikal, rift du Rhin). Toutes cesstructures 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, eton peut aussi distinguer un volcanisme pré-rift et post-rift (Lucazeau, 1986). Lesdifférentes étapes de l'évolution du volcanisme sont donc dépendantes de l'évolution de laformation des rifts. On assimile en général le volcanisme qui s'étale du Paléocène àl'Oligocène au stade pré-rift. Durant la formation des grabens, le volcanisme estpratiquement inexistant (Autran et Peteriongo, 1980 ; Maury et Varet, 1980) à part peut-être 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 etle début du Quaternaire (4 à 1 Ma) (Lucazeau, 1986 ; Feraud, 1981). C'est le stade post-rift.

Géographiquement, les édifices volcaniques se situent sur les bordures ou au sein mêmedes structures subsidentes tertiaires et leur répartition concorde avec les grandesstructures tectoniques hercyniennes et tardi-hercyniennes du socle.

Sur la figure 25 sont représentées les quatre périodes principales del'évolution du volcanisme dans le Massif-Central. La première période.Oligocène à Miocène inférieur et moyen se caractérise par une activité majeureen Limagne dès l'Aquitanien (Pépérites) et dans le Forez. Ce volcanisme estdispersé non seulement dans le sédimentaire des fossés d'effondrement, maisaussi sur le socle qui borde ces grabens. Les pointements volcaniquess'alignent parfois sur des fractures héritées. L'activité volcanique s'amorcemodérément 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-Dorecommence 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 Caussesremonte également à cette période.

La troisième période (Pliocène supérieur, début du Quaternaire) voit laconstruction 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 duvolcan du Sancy dans le Mont-Dore remonte à 1 Ma. le volcanisme du bas-Languedoc, et du Devès sont à rapporter à cette période, deuxième

-42-

Le volcanisme du Massif-CentralPériodes d'activité volcanique principale

1 : Oligocène à Miocène inférieur à moyen2 : Miocène supérieur à Pliocène inférieur

3 : Pliocène supérieur au début d u Quaternaire4 : Quaternaire récent (< 50 000 ans)

5 : Failles secondaire 6 : Failles majeures 7 : Massifs volcaniques

8 : Orientation filonienne principaleou direction des alignements volcaniques (Cantal, Chaîne des Puys)

Fig.25

-43-

paroxysme de l'activité volcanique du Massif-Central. Le Cézallier et le Velayoriental 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'à6000 ans (éruption du Pavin).

La répartition géographique (Fig. 25) et l'évolution chronologique (Fig. 27) du volcanismedans le Massif-Central n'est donc pas quelconque, mais l'interprétation reste délicate. Lecoeur du Massif-Central voit s'accumuler le plus grand volume d'émissions basaltiquesdès le Miocène sur les bordures ouest, nord et est du horst granitique de la Margeride, etnotamment au niveau du Cantal. Le volcanisme le plus récent se place autour de cettezone 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 dansl'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 pointchaud. 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 centralde ce système se situerait à la limite Cantal-Cézallier. La première direction évidente voitle volcanisme évoluer du sud vers le nord depuis le Cézallier vers la chaîne des Puys, enpassant par le Mont-Dore. La seconde direction fait évoluer l'activité volcanique du nordvers le sud, depuis le Cantal jusque dans le bas-Languedoc, en passant par l'Aubrac, lesCausses et l'Escandorgue. La troisième direction NW-SE se dédouble en deuxalignements : Velay-Coirons, Devès-Ardèche. La géométrie d'un tel point tripledissymétrique peut s'expliquer selon Brousse par la réactivation des fracturespréexistantes (Brousse, 1974 ; Froidevaux et al., 1974, in Brousse, 1974).

Fig. 26 : Développement du volcanisme français autour d'un point triple (d'après Brousse,1974)

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La migration du volcanisme suivant la ligne Cantal. Cézallier. Mont-Dore. Chaîne desPuys est confirmée par Cantagrel et Thonat (1976). Cependant, on peut remarquer quedans 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 lesphases tectoniques méditerranéennes. Maury et Varet (1980) rejettent ces deuxhypothèses qui ne justifient pas selon eux une telle migration du volcanisme. Ils proposentun tout autre schéma, associant l'activité volcanique et son évolution aux variations dedirections 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 enplace d'un diapir manteiiique au cours du Pliocène et du Quaternaire. Ce diapir auraitmigré plus au nord pour donner lieu à la construction du Mont-Dore. Dans un période plusrécente, la direction de la contrainte principale qui passe à une direction méridienne seraitresponsable de l'ouverture de fractures N-S (Mont-Dore, Chaîne des Puys, bas-Languedoc, Vivarais). Ce modèle a la particularité d'associer pour la première foisl'activité volcanique au champ de contraintes et au diapirisme manteiiique.

Il est admis actuellement, que sous le Massif-Central, une remontée diapirique del'asthénophère est responsable des principaux phénomènes géodynamiques observésdans cette région. L'extension de ia zone diapirique dans le manteau supérieur peut êtrecartographiée, en analysant les déformations plastiques observées dans les Iherzolites enenclaves des gisements volcaniques. Des précisions sur la structure de ce diapir serontapportées dans le chapitre 3. Néanmoins, on peut dire ici déjà que le diapirismemanteiiique fut initié il y a environ 40 Ma en relation avec le volcanisme pré-rift etl'extension oligocène. L'ascension de l'asthénosphère est devenue active il v a 5 Ma. etserait responsable de l'apogée du volcanisme au Mio-Pliocène. La géométrie de cetteremontée asthénosphérique apparaît comme une succession de petits diapirs de diamètreréduit (10 Km) (Coisy et al., 1978 ; Nicolas et al., 1987).

Il est donc probable que l'évolution du volcanisme dans le Massif-Central est intimementliée à révolution et à la migration de ces petits diapirs adjacents ou emboîtés. Outre cetteactivité dynamique du manteau supérieur responsable de la majorité du volcanismealcalin d'origine profonde, le Massif-Central est soumis au champ de contraintes engendrépar la convergence entre l'Europe et l'Afrique. L'évolution de ce champ de contraintes vainduire 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 (Relationstectonique-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 directionsde fracturation (principalement hercyniennes et tardi-hercyniennes) observées dans lesocle. L'orientation des réseaux filoniens dans les massif volcaniques montre la relationentre cette fracturation du socle, ainsi que les paléocontraintes tectoniques qui ont induitl'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 enconsidération. Ce sont les fractures proche de la direction de la contrainte horizontalemajeure qui seront empmntées par le magma. Ainsi peuvent naître des réseaux de dykesen échelon. La mise en place de ces filons induit également une fracturation parallèle àaux 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

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Oligocène34 30 22.520

Miocène Pliocène

4 3

Pleistocene HolocèneVctuel

L'échelle stratigraphiqueest établie d'après G-S. Odin et C Odin

Geochronique, n°35, 1990.

Activité principalem Activité mineure

Fig. 27 - L'âge du volcanisme dans le Massif-Central

Massifs

Nature

du volcanisme

Direction moyenne Direction des principaux Direction moyenne

de fracturation majeure réaeaux (¡Ioniens des alignementsdu socle volcaniques

Coirons Fissurale

Aubrac Fissurale

Ardèche Fissurale

Devès Fissurale (-fponctuelpour certains appareils)

Causses Fissurale

Escandorgue Fissurale

Limagne-Forez Ponctuel dispersé

Velay Fissurale

Chaîne des Puys Fissurale

Cézallier Bssurale (i-ponctueldans la zone centrale)

Mont-Dore PoiKtuei centró

Cantal Ponctuel centré

^~^ >, ^* /^' ^*^'-

tesî.** ^ Í * "i

IM^Îi

s

Références

12. 14, 1, 13,9

2, 5, 28

14,3,16,9,1.28

1, 14,22

14, 15,1,23,24

25

1, 10,9, 14,28

1,9. 10, 14,28

14, 1, 17,20,

21

8, 1,9, 14,20

1.4, 14

15, 1.6, 18,14

14,11.15,19,120, 26, 27

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 (DeGoër, 1972). De cette carte se dégagent trois orientations principales suivant la datationdes dykes :

1/ La datation d'un dyke dans la région de Montpellier (Montferrier le Lez) a donné un âge de27Ma 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 suivantune direction de N140°E à N170°E (Gastaud et ai, 1983). Cette direction se retrouve pour lesréseaux 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 leréseau du col du Pertuis, daté à 1 1 Ma), et des Coirons (NI 10°E à N150°E daté entre 6,6 et7,7Ma).

Dans la région de Clermont-Ferrand, un système filonien de brèche basaltique est à relier auvolcanisme miocène pépéritique de cette région (16 Ma à 21 Ma). Ce système a une orientationmoyenne N140°E (ce DEA, partie 1 ; Chantepie, 1990).

Dans le Cantal, les alignements volcaniques analysés en tenant compte de la chronologie et dela nature pétrographique des formations, montre une orientation homogène NW-SE (N105°E àN140°E) (De Goër. 1972)

3/ Les réseaux de dykes du volcanisme Plio-Pléistocène et Holocène montrent une orientationN-S à NNE-SSW. à Agde, un filon de direction N-S a été daté à 0, 75 Ma. dans l'Escandorgueet le bassin de Lodève, le réseau filonien est N-S à N30°E, daté entre 1,4 et 1,9 Ma (Gastaudet 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 NNE-SSW. Ce volcanisme est Holocène (Camus in Autran et Peterlongo, 1980).

Ainsi apparaît nettement une variation d'orientation des réseaux filoniens, notammententre le Miocène (NW-SE) et le Plio-Pléistocène (NNE-SSW). Ce fait peut traduire uneévolution de l'orientation de la contrainte majeure horizontale, donc de la direction del'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 desdépressions tertiaires (zones de rift) indiquent des variations à grande échelle de lastmcture lithosphérique, plus particulièrement de la profondeur du Moho et de l'épaisseurde la lithosphère. En Auvergne, l'amincissement crustal est significatif et est associé auxlimagnes 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'unrapport BRGM "Synthèse des données de sismologie expérimentale en France" parGodefroy et Hirn (Rapport BRGM 80 SGN 800 GEG, 1980). Cet amincisement crustal estcentré 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. Ailleursle Moho reprend une profondeur normale, allant de 30 à 32 Km, parfois 33 à 34 Km pourdes données ponctuelles. Il apparaît essentiel de remarquer que l'amincissement crustalse 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 croûtesurmonte 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 plusimportant que l'on se rapproche du golfe du Lion. C'est le passage à la marge passive quilimite la lithosphère continentale européenne à la lithosphère océanique du bassin nord-occidental de la mediterráneo.

Le flux de chaleur :

Les mesures du flux de chaleur dans le Massif-Central indiquent des valeursanormalement 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. Lesphénomènes géodynamiques observés dans le Massif-Central depuis l'Oligocène peuvents'intégrer dans un tel modèle, et sont comparables aux observations relevées dansd'autres régions semblables (Basin and Range, rift du Rio Grande, lac Baikal ...). Lemaximum du flux de chaleur mesuré au niveau du Massif-Central se superpose aumaximum de l'amincissement crustal.

Le diapir manteiiique :

Un modèle de montée diapirique du manteau est donc couramment proposé par denombreux auteurs (Perrier et Ruegg, 1973 ; Coisy et Nicolas, 1978 ; Lucazeau et bayer,1982 ; Lucazeau, 1986 ; Nicolas et al., 1987). L'analyse des déformations plastiquesenregistrées par les Lherzolites en enclave dans les roches volcaniques permet de faireune cartographie de l'extension de cette zone diapirique. C'est ce que représenteégalement la figure 29.

La répartition des différentes structures des enclaves de péridotite, définies en fonction del'intensité de la déformation plastique, montre une distribution particulière (Fig,30)- Cettedistribution résulterait de l'action conjuguée ou successive de petits diapirs de faiblediamètre (10 Km environ), circonscrits dans la zone de manteau anormal. Ce modèlepeut 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 etal., 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 gisementsbasaltiques.

POOTOGRANULAR |@ PORPHYROCLASTIC [O EQUIGRANULAR

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V^v^ ^ -

(Fig 30) Distribution des types structuraux de péridotites en enclaves dans les basaltes duMassif-Central (d'après Nicolas et al., 1987)

2.2 : Topographie actuelle:

Une des conséquences importantes du diapirisme manteiiique, est la formation d'unetopographie assimilable à une vaste bombement. Ce bombement est reconnu danstoutes les zones de rift, son amplitude est de 1000 à 2000 m (Neugebauer, 1983). Cettetopographie est associée à une anomalie négative du champ de pesanteur (anomalie deBouguer) qui est interprétée par la montée d'un corps anormalement chaud et léger ausein de la lithosphère. Ce sont les forces qui s'exercent vers le haut au toit du diapir, quisont 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 duvolume des massifs volcaniques) s'alignent le long de la faille des Cévennes, bordure SEdu 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 moyennediminue régulièrement vers la bordure NW du Massif-Central. Le horst granitique de laMargeride 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 degrande ampleur dans le Massif-Central. Ces mouvements correspondent au bombementde la phase de rifting. Mais c'est à la fin du Pliocène que la dissymétrie fondamentalede la topographie a été ravivée par un basculement SE-NW et a engendré une forteérosion au Pleistocene. La bordure SE se soulève de 500 m environ, alors qu'au nord, uncreusement dans les fossés oligocènes n'atteint que 40 m dans le bassin d'Issoire à la findu 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 deplacer le basculement plio-villafranchien du Massif-Central dans le cadre plus général dela tectonique de la mediterráneo occidentale. Ce basculement SE-NW contre la faille desCévennes correspond semble-t-il à l'ouverture du golfe du Lion et à la formation de lamarge passive du bassin océanique nord-occidental de la mediterráneo. L'ouverture dugolfe du Lion s'est faite au Miocène. Le basculement principal a dû se produire durantcette période.

Détermination d'un topographie "régionale" :

La représentation de la topographie en relief ou en cartographie a été faite à partir d'unfichier numérique des altitudes moyennes de la France (fichier CORON). Lescoordonnées des latitudes et des longitudes sont exprimées en grade par rapport auméridien 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-Centralont été extraites de ce fichier, entre les longitudes -2 et 3 grades et les latitudes 48 à 52grades.

Pour visualiser les formes majeures de la topographie du Massif-Central, un lissage decette surface a été fait à l'aide de la méthode d'interpolation de Tchebychev. Ondétermine ainsi une "régionale" du relief en éliminant le résidu de faible longueur d'ondeen employant un polynôme de degré variable (polynôme d'interpolation de Tchebychev).Plus le degré du polynôme est faible, plus le lissage sera important. L'interpolationminimum imposée par le programme est un polynôme de degré 14 ; alors quel'interpolation maximum est un polynôme de degré 1. Il a été effectué différents lissagesdu relief avec des interpolations de degrés 14 et 10 (Fig 31, 32). Ces degrésd'interpolation apportent des informations sur la forme du bombement, ainsi que sur lesdirections majeures du relief.

Cette régionale de la topographie décrit clairement la forme et l'amplitude dubombement du Massif-Central. Elle reflète nettement le basculement du massif depuisla bordure SE vers le NW. Les orientations majeures qui ressortent sont les axes SSW-NNE et NW-SE. L'axe SSW-NNE correspond à l'alignement des principaux reliefs, le longde la bordure SE du massif. Cette bordure SE est limitée par la faille des Cévennes. L'axeNW-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 régionde Langogne. Cette région est située entre les bordures SE de la montagne de laMargeride, et NW des monts du Devès.

La dissymétrie du bombement topographique lié à la mise en place et à l'évolution dudiapir manteiiique semble induite par la préfracturation du socle. Les grandes directionstectoniques hercyniennes, et post-hercyniennes orientent le relief ; l'élévation récente dela topographie et le basculement du Massif-Central ont été contraints par ces directionsmajeures.

-51-

Lissage de la topographie du MassifCentral

Polynôme de degrés 14

Polynôme d« degrs 14

Fig. 31 : Lissage de la topographie du Massif-Central à l'aide de la méthoded'interpolation de Tchebychev : POLYNOME DE DEGRE 14

-5.2-

Lissage de la topographie du MassifCentral

Polynôme de degré 10

Polynomo d« dogr» 10

Fig.32 : Ussage de la topographie du Massif-Central à l'aide de la méthoded'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 actuellesdans la croûte continentale.

Les méthodes de mesures de contraintes in-situ, en forage ou en surface restent lesplus intéressantes, car elles fournissent en plus des directions des contraintes principales,la valeur absolue de ces contraintes. Les mesures de contraintes in-situ par fracturationhydraulique semblent les plus fiables, mais ces mesures peuvent aussi se faire surcarottage, ou par verrin plat à la surface. La profondeur d'investigation par la méthodede fracturation hydraulique peut atteindre plus de 1000 m, alors que pour les carottageselle 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 decontraintes ne se stabilisent (et donc deviennent fiables) qu'à partir de quelques centainesde mètres, ceci probablement en raison des perturbations qu'entraîne la topographie et lasimple présence de la surface du soi II faut donc manier avec beaucoup de précautionsles 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'estla méthode "d'ovalisation des trous de forage". Si elle peut atteindre des profondeursde plus de 5000 m, elle ne donne cependant que des directions approximatives descontraintes et pose beaucoup de problèmes d'interprétations.

Les mécanismes au foyer, qui ne nous donnent pas directement les directions descontraintes, mais les axes de pression, de tension et l'axe B (intersection des plansnodaux), nous informent indirectement sur l'état de contraintes à une certaine profondeur.Les directions des contraintes principales sont comprises dans les cadrans de pression etde tension, ce qui laisse une importante marge d'incertitude. En outre, les mécanismes aufoyer nous indiquent la direction (un des deux plans nodaux) probable de la failleresponsable 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 dedéterminer un tenseur de contraintes à l'échelle régionale, calculé à partir de plusieursséismes (direction et valeurs relatives des contraintes) (Godefroy, 1981)

Si la répartition des mécanismes au foyer renseigne sur l'état de contraintes à l'intérieurde la croûte, elle ne donne qu'une mauvaise image de la répartition de la sismicité. Lafiabilité des mécanismes au foyer calculés est dépendante de la magnitude du séismeenregistré, et de la position de ce séisme par rapport au réseau fixed'enregistrement.L'abondance des solutions dans le Massif-Central est due au nombreimportant de stations du LDG dans cette région. C'est pourquoi le troisième partie de cechapitre traitera de la sismicité instrumentale et historique du Massif-Central, et de sarépartition 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'ouestet centrale ont été actifs durant le tertiaire et le quaternaire, et la sismicité modérée quel'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 dépressionstertiaire et quaternaire, et semble au contraire affecter essentiellement les structures plusanciennes (structures hercyniennes).

' -46

Fig.33 : Carte de la sismicité instrumentale du Massif-Central (1962-1990)1/ Séismes de magnitude <3.52/ Séismes de magnitude 3.5 =<M <l.53/ Séismes de magnitude >= 4.5

(Fichier L.D.G.-C.E.A.)

IH

20 Km

-55-

ABH^

47

46

45 i

Séismes

Villes

Sommets

Stations

n»4 O m>3 a m>2 a m<2O

^ CARTE SISMICITE DU NORD- EST DU KASSIT CENTRAL1961-1986.

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 unepériode comprise entre 1962 et 1990. 302 séismes sont reportés sur cette carte. 80% sontde magnitude inférieure à 3,5, 19% de magnitude comprise entre 3,5 et 4,5, et 1% demagnitude supérieure à 4,5. Un seul séisme de magnitude supérieure à 4,5 (4,7) a étéenregistré, 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 pasrépartie de façon homogène sur l'ensemble du massif. La majorité de l'activité sismique seconcentre 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 nordsouligne la direction hercynienne qui se prolonge de la région sud-armoricaine jusquedans le Massif-Central (Godefroy, 1981).

Certains accidents tectoniques majeurs sont nettement soulignés par les alignementsépicentraux. Ce sont la faille de la Marche, le sillon houiller. ainsi que les directionsméridiennes qui se prolongent sous le bassin Parisien. Mais d'autres essaims sismiquesse distinguent dans le socle et marquent la faille de la Margeride au NE de St Flour ainsique la bordure nord de ce massif, la faille des Cévennes dans la région des Coirons, labordure occidentale des Causses, et le Livradois. Il faut souligner l'activité sismique dumassif 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 en1977, 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, leVelay et les Monts du Lyonnais.

Si la microsismicité des bassins oligocènes comme celui de la Limagne est très faible, iln'en demeure pas moins qu'elle se concentre soit sur la bordure du bassin (parexemple sur la faille bordière de la Limagne entre Clermont-Ferrand et Moulin), ou auniveau des zones actuellement les plus subsidentes de la Limagne (Fosse de Riom). Onnotera également la forte dissymétrie de l'activité sismique, plus forte sur labordure 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 labordure nord du sillon houiller. La plus forte concentration d'épicentres marque la régionde 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 le25/03/92). Les epicentres ont été sélectionnés en fonction de la qualité de la localisationdéterminée, et de la qualité de la détermination de l'intensité épicentrale. Les informationsisolées et les localisations arbitraires ont été éliminées. Sur 284 séismes historiquesreportés, 81% sont de magnitude inférieure à VI, 18.7% de magnitude comprise entre VIet 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 desepicentres instmmentaux et confirme donc l'individualisation des zones sismiques activespar rapport aux régions asismiques. On notera toutefois que le séisme historique le plusimportant (intensité VIII sur l'échelle M.K.S.) a eu lieu en 1490 au NW de Clermont-Ferrand.

-57-

Fig.35 : Carte de la sismicité historique (macrosismique) du Massif-Central (Fichier Sirène : BRGM-CEArEDF)

1/ Séismes d'intensité épicentrale 1,<VI2/ Séismes d'intensité epicentro le-.VK 1. < VIII3/ Sé/smes d'intensité épicentrale Î.^VIIIEchelle M.S.K.

-58-

3.2 : Mécanismes au fover :

La région du Massif-Central est actuellement bien couverte par un ensemble de stationssismologiques appartenant soit au réseau du L.D.G.-C.E.A. (au nord et à l'ouest), soit del'Observatoire de Grenoble (à l'est), soit du réseau sismologique Auvergne del'Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand. La répartition de ces stationssismologiques a permis de calculer un certain nombre de mécanismes au foyer fiables. Iln'a été retenu que les mécanismes au foyer des séismes de magnitude supérieure ouégale à 3,5, dont la détermination est considérée comme fiable. Les données proviennentde 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 régionsde France, comme les Pyrénées et les Alpes en particulier. Un séisme de magnitudesupérieure 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 latectonique 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 Massif-Central, 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 leLivradois et le Forez.Une solution focale a été déterminée pour un séisme de magnitude4,1 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 enévidence les grands accidents actifs.

La plupart des mécanismes au foyer sont de type décrochant-compressif , notammentdans 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 ladirection méridienne sous le bassin de Paris, d'un séisme situé sur le sillon houiller, etcelui de la région d'Aurillac. La majorité des mécanismes au fover montrentremarquablement l'orientation uniforme (NW-SE à NNW-SSE) de la contrainte maximalecompressive. Un champ de contraintes régional a pu être déterminé en utilisantl'ensemble des solutions et confirme l'orientation NW-SE à N-S de la contrainte principalehorizontale (Godefroy, 1981).

La répartition des mécanismes au foyer (mais aussi la géométrie du réseaud'enregistrement sismique) met en évidence la cinématique de quelques grands accidentsactifs de la région :

* La région de la Marche dans le NWdu Massif-Central présente une sismicitéimportante, et plusieurs mécanismes se placent sur la dislocation de la Marche.Cette faille importante de direction NW-SE à E-W prolonge les directionsarmoricaines et fonctionne actuellement en décrochement dextre.

* Le prolongement des directions armoricaines sous le sud du bassin deParis et le seuil de Poitou et souligné par quelques mécanismes décrochants.Un des plans nodaux correspond systématiquement à la direction desaccidents sud-armoricains (N110°E à N130°E). Si les failles correspondenteffectivement à cette direction, elles fonctionnent en décrochement dextre.

* Les accidents sub-méridiens dans le Massif-Central sont soulignés parquelques mécanismes indiquant des rejeux sénestres : bassin d'Ambert,

Fig. 36 : Carte des mécanismes au foyer et des mesures de contraintes in-situ du Massif-Central et ses bordures

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prolongement du sillon houiller sous le sud du bassin de Paris (faille deSancerre-Sancoins).

* Le sillon houiller se caractérise par une sismicité importante. Celui-cifonctionne en décrochement senestre. Une des solutions focale située sur cet

accident est de type décrochant-extensif, alors qu'une autre solution marque unfonctionnement 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 horizontalemaximale est supérieure ou inférieure à la contrainte verticale. Si la contrainte horizontalemaximale (contrainte H) est supérieure à la contrainte verticale (contrainte v), le systèmesera en compression dans la direction de la contrainte H, et en extension dans la directionde la contrainte h. Par contre si la contrainte H est inférieure à la contrainte v, le systèmesera en extension dans la direction de la contrainte H et en compression dans la directionde la contrainte h (Fig 37).

Pour les quatre forages, il faut noter que l'orientation de la contrainte H varie de plusieursdizaines de degrés avec la profondeur, mais se stabilise vers -600 m. C'est à partir decette 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. Lacontrainte majeure horizontale a alors une direction N147°E.

A cette profondeur, la contrainte mineure horizontale (sa) est mesurée environ 15 MPa, lacontrainte verticale (S2) à environ 30 Mpa, et la contrainte majeure horizontale (si) àenviron 33 MPa. S2 étant vertical, le régime est donc ici décrochant. Mais il faut remarquerque l'écart entre si et S2 est très faible, ce qui peut induire facilement la permutation desaxes 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 importantediscontinuité 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 contraintemineure horizontale (sa) est mesurée à environ 12 MPa, la contrainte verticale (S2) à 17MPa, et la contrainte majeure horizontale (si ) est estimée à 44 MPa avec une forteincertitude. 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 contraintemajeure 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) à20 MPa, et la contrainte majeure horizontale (si) à 21 MPa. Dans ce cas, les valeurs desi et de S2 sont sensiblement égales. Le régime est ici extensif, l'orientation de 53 estN60°E.

CONTRAINTES IN SITUcroiras CORNET ^ BURLET. 1991

U T- Contraíate varticala

U H*CoDtraiatfl honzonialo aiaximals

O h'Coatraiota horizontale miaimalo

Cas ou Gk > OV

*^ Olrectioa de (J H

Direction da Oh

Cas ou C3» ) Oh

Direclloa da O^b

\Diraclion da 0~H

A -AURIAT

E =

C = CHASSOLES

LM=LE MAYET DE MONTAGNE

Orientation (deg.)80 ipp Igp 140 1.60 -2 l 4 10

stress (MPa)

6 22 28 34

Q.

O)

Q

ti^,, 1 1 ; 1

A

A 1 -A il. -

A

i.:-

IIIo 0-/, A orleriatlon of

fractures parallelto the boretole axis

O-H* 05, on fractures

parallel to ttao CTy borehole axis

4- (T cn Inclinedu O'h orientation fractures

I'll

Fig.38 : Variation des contraintes avec la profondeurdans le forage d'Auriat. L'aire pointiliée correspond àl'intervalle de confiance 68% de la mesure de la

contrainte, (d'après Cornet et Burlet, 1990)

I01

Fig.37 : Représentation des contraintes in-situ

-62-

Forage de Chassoles

Là encore, la rotation de la contrainte majeure horizontale nous oblige à prendre lesvaleurs des mesures faites à environ 750 m de profondeur. Cette contrainte majeurehorizontale a alors une direction N152°E.

La contrainte mineure horizontale (sa) est estimée à 10 MPa, la contrainte majeurehorizontale (S2) à 17 MPa, et la contrainte verticale (si) à 18 MPa. Le régime ici estextensif à cette profondeur, mais les valeurs de si et S2 sont très proches, ce qui peutprovoquer ici aussi une permutation des axes si et S2 et engendrer un régimedécrochant-compressif.

Le forage de Chassoles et celui de Le Mayet de Montagne indiquent tous les deux unecontrainte maximale verticale. La contrainte horizontale majeure a une direction NW-SEdans 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 àune profondeur inférieure à 24 Km.

Les mesures de contraintes à Auriat et à Echassières montrent tous deux un régimedécrochant, la contrainte majeure horizontale est orientée NW-SE. Cette orientationconfirme 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 duMassif 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 leproblème de l'ouverture de rifts dans un système de plaques convergentes.En effet. Les caractéristiques de la tectonique que l'on observe dans cetterégion montrent l'interaction qui existe, entre le champ de contraintes issu dela convergence entre les plaques africaine et européenne, et l'amincissementde 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'aufossé Rhénan et la mer du nord. D'autres zones de rifts continentaux que l'onconnait dans le monde (rift du Kenya, du Rio Grande, du Baikal, rift du Rhin)présentent des caractéristiques communes (Mouvements verticaux,extension crustale, volcanisme, activité sismique, flux de chaleuranormalement élevé, anomalie gravimétrique négative), que l'on retrouveaussi dans le Massif-Central.

Evolution géodynamique du Massif-Central depuis l'Oligocène :

La première grande phase d'activité tectonique qui se manifeste dans le Massif-Central depuis l'orogenèse hercynienne et ses phases tardives est une extensiond'âge oligocène. Cette extension généralement E-W, associée à un vastebombement de la topographie, se córrele avec le début de la montée diapirique dumanteau, il y a 25 à 40 Ma.

Décalée par rapport à cette importante phase de rifting, l'activité volcanique majeureatteint son apogée à la fin du Miocène et au début du quaternaire. Cette activité secórrele avec l'évolution optimale du diapir sous le coeur du massif-Central (il y a 4 à5 Ma). La morphologie actuelle du Massif-Central montre un soulèvementgénéralisé et un basculement vers le NW du Massif-Central, correspondant àl'ouverture du golfe du Lion (formation de la marge passive en bordure du bassinocéanique nord-occidental de la méditerranée).

Actuellement ...

Nous avons vu que le Massif-Central est soumis à un champ de contraintessremarquablement uniforme défini par les mécanismes au foyer des séismes et lesmesures de contraintes in-situ. Ce champ de contraintes de direction générale NW-SE à NNW-SSE pour la contrainte horizontale compressive, s'intègre bien dans lechamp de contraintes de la plate forme peri-alpine.

Néanmoins, des perturbations de ce champ de contraintes apparaissent, etse superposent à l'actuelle anomalie du Moho centrée sur les limagnes. Cesperturbations font intervenir une permutation des axes des contraintes etprovoquent donc un changement de régime tectonique. Dans les régions oij

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la croûte continentale est "normale", le champ de contraintes induft unrégime décrochant-compressif (s2 vertical); l'axe de compression est orientéNW-SE à NNW-SSE. Par contre, dans les régions superposées à une croûteamincie, le champ de contraintes est perturbé ; le régime tectonique devientdécrochant-extensif (si proche de S2 et ^ vertical), voire extensif (sivertical), l'axe d'extension (S3) est NE-SW à ENE-WSW. Ainsi, dans uncontexte globalement compressif, peuvent apparaître localement des zonesen extension. L'axe de cette extension (ss) est perpendiculaire à la directionde la contrainte maximale compressive que l'on observe dans la croûtecontinentale "normale". La lithosphère affaiblie par une croûte plus mince,anormalement chaude et la présence du diapir manteiiique, réagft doncdifféremment aux sollicitations du champ de contraintes engendré par laconvergence entre l'Europe et l'Afrique (Fig.39 et 40).

Fig. 39 : Interprétation des directions du champ de contraintes d'après les mécanismesau foyer et les mesures de contraintes in-situ ; perturbation des caractéristiques de cechamp de contraintes au niveau de l'amincissement crustal. Le fond cartographiquereprésente la topographie du Massif-Central.

Fig.40 : Topographie réelle du Massif-Central, suriareprésentation 3D, le relief est exagéré. Les graduations sontexprimées en grade par rapport au méridien de Paris.

Fig.41 : Interprétation à l'échelle de la lithosphère de laperturbation de contrainte, en relation avec lediapirisme manteiiique et l'amincissement de lacroûte. Le support correspond à la topographie duMassif-Central en représentation 3D. 2 courbes deniveau (200 et 300 m) soulignent le contour du socle.

I01

OlI

-66-

L'étude microtectonique effectuée dans la région de Clermont-Ferrand enLimagne d'Allier montre en effet que malgré le champ de contraintescompressif issu de la convergence entre l'Europe et l'Afrique, cette région estaffectée de l'Oligocène à l'actuel par une extension, dont l'orientation varie aucours du temps. Essentiellement E-W au cours de l'Oligocène (avec desvariations locales), elle devient NE-SW au Miocène. Il est probable que cetteextension se soft poursuivie jusqu'à nos jours, avec la même orientation,révélée par les mesures de contraintes in-situ.

iliLaûQRÂFHI

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-III-

BIBLIOGRAPHIE

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ANI5NJEX

FailleDirection

AiHiexe 1 / Données microtectoniquesPendaggEUdiRejet verticalImportance

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 /

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°

19 N105°E 55°S 90°

20 N100°E 60°S /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°

Station B

Filon N156°E 82°NE

1 N157''E 82°NE 90°

2 N88°E 90° 90°

3 N125»E 90* 90°

4- N130°E 55°W /5- N140°E 70°NE

6 160°E 60°NE 90°

7- N140°E 70°NE

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° 90°

5~ N45''E 80°NW

6~ N50°E 90°

7 N40*'E 90°~

8 N104°E 50°S

9 N90''E 53°S 90°

10 N45°E 80° 90°

11 = 3

12 N115'='E 64°SW

13 N122*'E 80°S 80°E

14 N148°E 43°SW 90°

25CM~

15CM~

14 CM

15 CM

10 CM

3 CM

50 CM

20 CM

40 CM

2 CM

10 CM-

6 CM

**

(Dans les grés)

**

5 CM

5 CM~

2-3 CM

4-5 CM

5 CM~

Filon

Faille affectant le filon

FailleDirection Pendage Pitch Reiet vertical ImportanceStation E

1 N45°E 80°W

2 N55°E 80°W

3 N50°E 63°NW 90°

4 N52°E 80°SE

5- N53°E 80°NW

6 N113°E 65°N

7 N125°E 35°S

8~ N125°E 80°N

9 N112°E 45°S 90°

10 N15°E 80°E

10' N115°E 50°S 90°

U N140°E 80°NE

12 N22°E 60°E 90°

13 N35°E 65°E

13' N50°E 90°

14 N45°E 65°SE

14' N107°E 75°SW 90°

15 N20°E 90°

16 NO°E 90°

17 N30°E 90°

18 NO°E 30 à 80°W

19 N110°E 60°NE

20 N124°E 80°SW

21- N30°E 80°NW

22 N40°E 66°NW 90°

23 NO°E 35°E

24 N20°E 50°W 90°

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

30 N145°E 50°E 90°

30' NO°E 80°W

31 NO°E 70°W

Filon N45°E 65°NW 90°

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°

37 N10°E 50°W 90°

38 N170°E 55°E 90°

39 N50°E 90°

40 NO°E 70°W 90°

Station F

Filon N130°E 90° /1 N145°E 70°NE 90°

2 N145°E 65°SW 90°

3 N120°E 70°SW 80°N

4 N148°E 80°SW 90°

5 N140°E 85°SW /6 N150°E 80°NE 80°N

7 N155°E 60°E 90°

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°

20 CM-

40 CM-

40 CM-

20 CM-

5 CM-

15 CM-

50 CM-

10 CM

10 CM

20 CM

5 CM

20 CM

50 CM

50 CM

15 CM

5 CM

20 CM

15 CM

50 CM

**

**

**

**

**

**

**

**

**

**

**

**

**

**

3-4 CM

10 CM

2 CM

Stries sur filon

15 CM

40 CM

10 CM

40 CM

40 CM

** Faille affectant le filon =7

Faille affectant le filon

Faille affectant le filon

Faille affectant le filon

** Faille affectant le filon

** Faille affectant le filon =1

FaillePirwtíQi Pendage Pitch Rejet vertical Importance -111-

Station H

Filon N149°E 72°SW

2 N147°E 30°SW

3 N90°E 35°S 60°\V

4 N165°E 85°W

5 N168°E 80°W

6- N170°E 80°W à 90°

6' N128°E 50°SW 90°

7 N100°E 45°S 90°

8 N130°E 80°NE à 90'>

9 N20°E 60°W 90°

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°

17 N135°E 71°N 90°

18 N140°E 75°N 90°-

18' N120°E 75°SW 90°

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

25 N155°E 55°E 90°

26 N13°E 45°E 90°

26' N160°E 58°E

27 NO°E 30°E 90°

28 N30°E 40°E 90°

29- NO°E 45°E

30 N165°E 70°E 90°

31- N170°E 50°E

32- N60°E 80°W

33 NO°E 50°E 90°

34- N160°E 50°E

35 N155°E 80°W

36 N140°E 80°NE

36' N132°E 50°NE 90°

37 N170°E 60°E

38 NO°E 60°E

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

45 NO°E 50°W

Station I

2 CM

15CM-

IM-

20 CM

30CM-

20 CM-

Affecte un filon FI?

** STRIE SUR EPONTE

**

30 CM - ****

**

**

**

5 CM

30CM-

16 CM

2 CM

2 CM

30 CM

10 CM

8 CM-

10 CM

10 CM

10 CM

15 CM

5 CM-

5 CM

2à5CM

30 à 40 CM

IM

n?

** Affecte un filon

**

**

40 CM

20 CM

1 N150°E 55°E

r N130°E 60°N 90°

2 N176°E 67°E 90°

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

** EN BAS

** EN HAUT

Faille Direction Pendage PitchRejet verticalImportance-iV-

Statioi

1 NO°E 85°W

Station K

1- N125°E 50°W

2 N125°E 48°W 70°W

3 N142°E 45°W 80°W

3' N175°E 35°E 90°

4 N150°E 40°W 90°

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°

10 N58°E 58°NW 90°

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°

Station L

Filon N155°E 90°

1 N150°E 40°E 75°N

2 N135°E 55°NE 90°

3 N143°E 80°E 90°

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 90°

IB N160°E 65°SW

2B N155°E 70°E

33 N135°E 40°S

4B N152°E 75°W 90°

5B N156°E 70°W 90°

6B N160°E 80°W 90°

7B N150°E 55°W 90°

Statíon C et D

IC NO°E 80°W 90°

ID N40°E 80°E

2D N80°E 90°

3D N80°E 90°

4D N75°E 90°

FAILLE SUR EPONTE

15 CM

10 CM

lOCM-

20 CM-

10 à 30 CM ****

+ de 1 m

£aill£I2íi:££ÍÍQIIEsnílaSfiPitch Rejet vertical Importance -V-Station E, F et G

40 CM

10 CM

5 CM

5 CM

ICM

3 CM

IE N80°E 55°S 90°

2E N80°E 45°S 90°

3E N80°E 55°N 90°

1F~ N150°E 60°NE

2F~ N170°E 60°E

3F NO°E 60°W

4F~ N10°E 40°E

5F~ N0°E 50°E

6F- N10°E 75°E

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 75°S

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

Station sud

1 N015°E 45°E 50°N

2 N178°E 48°E 50°N

3 N019°E 40°E 55°N

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