Découverte d’un paléosol néogène dans les Monts du Forez ...geolfrance.brgm.fr/sites/default/files/upload/... · of a 3 m-thick soil, and by the sedimenta-tion of fluviatile

59GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 2, 2000

Résumé

Un paléosol rouge polyphasé néogènedéveloppé sur une coulée basaltique estmis en évidence sur le rebord oriental duhorst granito-gneissique des Monts duForez. Ces paléoaltérations témoignentde variations tectono-sédimentaires, paléo-géographiques et climatiques affectant larégion forézienne au cours du Néogène.

Abridged English version

Located on the eastern slope of theForez Mountains horst, close to the vil-lage Fontvial (Fig. 1 and Fig. 2), thesmall Montclaret hill consists of a vol-canic and sedimentary complex. Recentexcavations in the volcanic deposits haverevealed a fossil soil developed upon abasaltic lava flow. The current note pre-sents stratigraphic, mineralogical andgeochemical data on this paleosoil andthe related basaltic lava, and discussthese results in the framework of theregional paleogeographical, tectonic,

sedimentary and climatic evolution of theForez basin during the Neogene.

Several previous authors havedescribed the Montclaret volcanic complex(Bobier et Glangeaud, 1960; Hernandez,1971; Tomas, 1971; Gourgaud, 1973; LeGriel, 1975). All authors agree that therewere two eruptive episodes; materialpeperitic deposits intruded by a basalticdyke. Relationships between the volcanicmaterial and the surrounding detritalsediments have remained less welldefined, especially in terms of ages; theMontclaret sediments were most oftenconsidered Oligocene, but no direct evi-dence supports this age. K/Ar dating of abasaltic intrusion at Montsupt, located afew kilometers from the Montclaret com-plex (Fig. 1), as well as other samples fromthe basin has given Lower to MiddleMiocene ages (Bellon and Hernandez,1979). Our recent investigation has lead toa more precise definition of the stratigra-phy of the sedimentary sequence and its

relationships with the volcanic events andenabled extrapolation of some majorinferences for the Neogene evolution ofthe area as a whole.

Description of the Montclaret section(Fig. 3)

The lower part of the Montclaret sec-tion is made up of a 30m-thick detritalformation (1, Fig. 3) consisting of sandsand micro-conglomerates with some lensesof clayey, sand-bearing silts. Conglomer-ates are more abundant in the upper partof this formation (1b, Fig. 3) and containblocks of various size (from a few cen-timetres to decimetres) and of a variednature with quartz, granite and gneiss.Some basaltic dikes (2, Fig. 3) cut throughthese detrital deposits. An erosion surfaceaffects the top of the formation. The overly-ing yellowish volcano-sedimentary tuffs (3,Fig. 3) are made up of small fragments ofbasalt in a fine-grained matrix. Thesetuffs are capped by a 10m-thick basaltic

Découverte d’un paléosol néogènedans les Monts du Forez au sein du complexe volcaniquede Montclaret-Fontvial :conséquences morpho-tectoniques régionales*

Discovery of a Neogene paleosol within the Montclaret-Fontvial volcanic complex of the Forez Mountains: inferences

Géologie de la France, n°2, 2000, pp. 59-69, 5 fig., 1 tabl., 1 pl. photo.

Mots-clés : Paléosol, Sol rouge, Néogène, Basalte, Analyse éléments majeurs, Paléoclimat, Loire (Monts du Forez).

Key words: Paleosols, Red soils, Neogene, Major element analyses, Paleoclimate, Loire (Forez Mounts).

Marie-Christine GERBE (1)

Henri GONORD (1)

Essaïd BILAL (2)

* Manuscrit déposé le 13 février 2000, accepté le 12 septembre 2000.UMR CNRS 6524 « Magmas et Volcans ».

(1) Département de Géologie-Pétrologie-Géochimie, Université Jean Monnet, 23, rue du Dr. Paul Michelon, 42023 Saint-Etienne cédex 2, France.(2) Centre SPIN, Ecole Nationale Supérieure des Mines de Saint-Etienne, 158 cours Fauriel, 42023 Saint-Etienne cédex 2, France.

lava flow (4, Fig. 3) which shows a reddishand brecciated weathered top (photo 1):this alteration exhibits a clear verticalgradient and is underlined by carbonates.This paleosoil is truncated by an erosionsurface. A 50 cm-thick formation consist-ing of dark brown clayey sand-bearingsilts (5, Fig. 3 and photo 1) overlies theweathered lava flow. Finally, 30 m-thickpeperitic deposits (6, Fig. 3) covers thesesediments. This volcano-sedimentary for-mation is made of rounded sub-aphyricbasaltic blocks within a micro-conglome-ratic matrix consisting quartz, feldsparand few altered basaltic grains. Thebasaltic blocks show vitric rims indicat-ing water quendring of the magma. Theydefine a well-marked internal stratifica-tion. The overall sequence dips south-east and is cut through by a network ofbasaltic dikes (7, Fig. 3).

The section demonstrated three impor-tant points: (i) Neogene sediments existupon the piedmont plateaus of the granitichorst. The capping conglomerates of thelower detrital formation (1b) may be cor-related to sediments from the nearly local-ity of Bazourges which have been dated asLower to Middle Miocene (Gerbe et al.,1998). (ii) At least three successive erup-tive episodes are recorded at Montclaret;β1 dikes intruding the 1b sediments, β2consisting the volcano-clastic tuffs andthe weathered lava flow, and β3 corre-sponding to the peperitic deposits and theterminal dikes. (iii) The time intervalbetween β2 and β3 was sufficiently longto be marked by the weathering of abasaltic lava flow with the developmentof a 3 m-thick soil, and by the sedimenta-tion of fluviatile sediments upon the soilafter a period of erosion.

Mineralogy of the paleosol (Fig. 4)

The β2 lava flow consists an olivine-and clinopyroxene-bearing basalt. Thetop of the lava flow presents an weather-ing profile which can be divided intothree parts from bottom to top (Fig. 4 andphoto 1): S1 - a green-brown cohesivesaprolite in which the lithologic texture ofthe basalt is more-or-less preserved andwhich contains some beidellite and ver-miculite; S2 - a green-brown breccia-likecrumbly saprolite containing calciticconcretions (up to 45% of the rock vol-ume), some fragments of the cohesive

saprolite S1 and beidellite; S3 - a redcrumbly saprolite in which montmoril-lonite tends to replace beidellite. Calciteforms randomly distributed concretionsand a discontinuous crust on the top ofthe layer. Some kaolinite fills smallcracks at the top.

Over an erosion surface, the fluviatileargillo-arenaceous sediments Sd, indirect contact with the red saprolite S3,consist 10-15% quartz fragments withminor quantities of feldspar, basaltic,granitic and calcitic grains, in an argila-ceous matrix (illite, montmorillonite andkaolinite). Some 5mm-wide shrinkagecracks filled with kaolinite also appear inthe sediments.

Kaolinite, illite, vermiculite and smec-tites have been identified by X-ray diffrac-tion. Microprobe analyses confirm theoccurrence of smectites in S2 and S3 anddefines their nature: they are aluminous di-octaedral smectites. In S2, ferric beidelliteoccurs ((Si7.1Al0.9) (Al2.3Fe1.1Mg0.6)(Ca0.3Na0.03K0.03)). Their Mg-contentincreases in S3 leading to montmorillonite.Carbonates within S2 and S3 are Mg-cal-cite (Ca0.75Mg0.25CO3).

The vertical zonation of the alterationprofile (photo 1) as well as the distribu-tion of the clay minerals (Fig. 4) areunambiguously related to a pedogeneticdegradation of the basalt β2. Kaolinite insediments Sd suggests also a pedogeneticalteration, but of less importance. Thesepedogenetic events are discontinuousover time as attested to by the erosionsurface at the top of S3. A major pedoge-nesis affected the basaltic lava flow andled to a mature red soil. Red soils havebeen described on Miocene basalts ofother areas of the French Massif Central(Cantal: Chesworth et al., 1983; Coiron:Moinereau et al., 1972) and are common-ly related to a fersiallitic evolution. Min-eralogical characteristics of Montclaretred soil are the dominance of 2/1 clayminerals and red colouration due to oxi-dation of iron, which is compatible with afersiallitisation (Duchaufour, 1997). Thered soil was truncated prior to theemplacement of the sediments Sd. Anoth-er phase of meteoritic weathering thenoccured leading to the cristallization ofkaolinite.

Geochemistry of the paleosoil (table 1,Fig. 5)

On the chemical trends (Fig. 5A), theargillo-arenaceous sediments Sd analysesplot outside the chemical evolution trendsfor the red saprolite and its basaltic par-ent rock. Their high content in silica canbe correlated with the abundance ofquartz grains.

Geochemical evolution of the alter-ation profile (Fig. 5A) is characterized,from the basalt to the top of S3, by asharp decrease in silica (47→ 17%), iniron (16→ 4%) and alumina (16→ 6%),and by a correlated increase in calcium(7→ 27%) and magnesium (7→ 11%).This evolution seems incompatible withleaching processes of fersiallitisation(Duchaufour, 1997) which are charac-terised by high mobility of Ca2+, Na+,Mg2+ et K+. Within Miocene fersialliticsoils in Cantal (Chesworth et al., 1983),the SiO2/(Al2O3 +Fe2O33) ratio exhibitsa systematic decrease from bottom to topof the alteration profile (Fig. 5B) and sig-nificantly reflects the fersiallitic evolution.This ratio exhibits no significant trendwithin the Montclaret soil (Fig. 5A). Thechemical data cannot account for a sim-ple fersiallitic process but they suggest anexternal input of calcium. Consequentlynone of the elemental variations can beused as an alteration index.

Interpretation

Mineralogical and chemical data attestof a multi-stage discontinuous weatheringduring the Neogene in relation with envi-ronmental changes under a tropical cli-mate. The first stage is the meteoricweathering of the basaltic flow. A leachingphase could be responsible for the forma-tion of type 2:1 clay minerals and thedevelopment of the rubefaction in a well-drained environment. Then an externalinput of calcium leds to the precipitation ofMg-calcite within the red soil indicating adecrease of drainage properties. After this,the soil was partly eroded and then buriedunder alluvial detrital sediments, whichwere consecutively affected by weatheringin an alternatively water logged and dryenvironment. Type 1:1 clay minerals thencrystallized inside the desiccation cracksformed in the sediments, suggesting a ten-dency to a vertisol evolution. This secondstage is minor and poorly developed.

PALÉOSOL NÉOGÈNE SUR BASALTE DANS LES MONTS DU FOREZ

GÉOLOGIE DE LA FRANCE, N° 2, 200060

Morphostructural and volcanicevolution

This study confirms that some Neogenesediments occur on the piedmont plateauson the eastern edge of Forez horst. Thedetrital sedimentary series attains in 50 mthickness and can be attributed to theLower Miocene by correlation with recent-ly dated proximal deposits (Gerbe et al.,1998). The sedimentological characteris-tics of these deposits indicate that theywere layed down as alluvial cones during aphase of erosion resumption in a warmdesert type climate. Similar sedimentologi-cal and climatic conditions also mark thebeginning of the Upper Sequence of thenearby Forez basin. In Montclaret, thesequence was largely eroded prior to theemplacement of the β2 lava flow. Theextension and the duration of this erosiveepisode remains uncertain.

The formation of a red soil upon thebasaltic flow implies a flat paleotopogra-phy evolving under a tropical climate andtherefore a period of orogenic calm. Theformation of a red soil implies a longweathering cycle. Data from the litera-ture (Meyer, 1987) suggest that a periodof 500,000 years at least would be neces-sary to obtain the Montclaret paleosoil.This sedimentation hiatus also correspondsto a volcanic activity hiatus. Consideringall the phenomena of weathering, erosion,and sedimentation, the time intervalbetween the emission of the lava flow β2and the peperitic pyroclastics certainlyexceeds 1 Ma. Bellon and Hernandez(1979) have demonstrated two agegroupings within the Miocene volcanism(21-17 Ma and 14-12 Ma) and havealready raised questions concerning thereality of a volcanic hiatus. There fore theMontclaret complex should be placed inthe context of discontinuous volcanicactivity during the Miocene.

The β3 eruptive activity is related to atectonic reactivation (NE-SW tensionalmovements) which induced an erosiveperiod which fed the basin with detritalsediments.

Conclusions

A Miocene pedogenesis complexdeveloped on basalt is described for thefirst time in the Forez area, though suchphenomena some have already been iden-

tified in the Cantal-Mont Dore (Gibert,1973; Chesworth et al., 1983) and in theCoiron (Grangeon, 1959; Moinereau etal., 1972). This paleosoil implies drasticmodifications to the sedimentary dynam-ics, and therefore of the tectonics, and tothe climatic conditions from a warmdesert climate to a tropical climate withseasonal variations during the Miocene.The occurrence of lower Miocene sedi-ments upon the granitic substratum onthe eastern border of the horst, whereasin the basin some Oligocene sedimentsare intercalated between the granite andthe Miocene sediments, suggests either that

the Oligocene formations were completelyeroded, or that they never existed, whichwould suggest a variable degree of exten-sion of the basin through time, with maxi-mal extension during the Miocene. Inaddition, the Montclaret section is re-addressing the question of a possible vol-canic hiatus during the Miocene.

IntroductionLe complexe volcano-sédimentaire de

Montclaret-Fontvial est situé sur le bordexterne du horst granito-gneissique desMonts du Forez, à proximité du bassin de



F : bassin du Forez

A

Mts du

Forez

F

100 km

FeursBoën

Montrond

MontSupt

Montd'Uzore

MONTCLARET-FONTVIAL BAZOURGES

0 5 10 km

Loire

B

F-C CZ

β γ

N

Fig. 1.- (A) Schéma de situation dans le Massif central français, et (B) carte de localisation du soclehercynien (γ), des formations détritiques tertiaires (CZ), des formations volcaniques (β) et des formationsalluviales et colluvions (F-C).

Fig. 1.- (A) Situation in the French Massif Central, and (B) location map of the Hercynian substratum(γ), the Cenozoic detrital formations (CZ), the volcanic formations (β) and the alluvial deposits (F-C).



Montbrison-Forez (fig. 1). Il détermineune colline principale, assez massive,longue d’environ 1 km, orientée NNW-SSE, dominant les plateaux du socleenvironnant d’une hauteur de 80 m versl’est et de 40 m vers l’ouest. Au sud-estde cette zone principale, un petit reliefisolé termine cet ensemble. Les forma-tions volcaniques y constituent troisgroupes d’affleurement (fig. 2) dont leplus important, au nord, est largemententaillé par les excavations de la carrièreThomas-Sograma. Des coupes récemmentdégagées par les travaux d’exploitation,ont mis au jour des paléoaltérations déve-loppées sur coulée basaltique. L’étude dece paléosol et de ses relations avec les

formations volcaniques et sédimentairesdu secteur fournit des éléments cruciauxpour la reconstitution de l’histoire volca-no-sédimentaire de cette zone. Cette noteprésente les résultats de l’étude stratigra-phique, minéralogique et géochimiquedes paléoaltérites et des formations vol-caniques et discute ces résultats dans lecadre de l’évolution paléogéographiqueet morpho-structurale régionale du bassindu Forez au Néogène.

Données historiquesBobier et Glangeaud (1960) indiquent

à Montclaret un important dyke basal-tique orienté NNW-SSE, long d’un

kilomètre, qui recoupe des pépéritesreposant sur des migmatites du socle her-cynien (ibid. fig. 1, p. 868) ; l’ensembleest placé, par ces auteurs, sous une surfaceaquitanienne (ibid. fig. 2, p. 869) et levolcanisme supposé d’âge oligocène.Hernandez (1971) mentionne un premierépisode volcanique, peut-être pépéritique,associé à de discrets niveaux de grès àciment calcaire, suivi de brèches accom-pagnées de minces coulées basaltiques,l’activité volcanique s’achevant par l’ins-tallation d’un dyke basaltique vertical.Par ailleurs, le neck de Montsupt, prochedu site (fig. 1), est daté du Burdigalienpar Bellon et Hernandez (1979). Tomas(1971, p. 91, fig. 22) mentionne à Fontvial

526

545

589

524

545

505

508

FONTVIAL

537

N

100 500 m

colluvions et dépôtsanthropiques

dyke basaltique β3(7, fig.3)

ensemble pépéritique(6, fig.3)

coulée de basalte β2(4, fig.3)

formations détritiquesmiocènes (1, fig.3)

surface anté-miocène résiduelle

granites migmatitiques etfilons de microgranites

du socle vellave : point coté en mètresfaille 545Fig. 2.- Carte géologique du secteur de Montclaret-Fontvial.

Fig. 2.- Geological map of the Montclaret-Fontvial area.

une butte basaltique « auréolée de pépé-rites » et voit « le basalte foisonner dans lessables gréseux et les argiles tertiaires ».Gourgaud (1973, carte hors texte), est enaccord avec la nature basaltique de ce pro-montoire, mais il cartographie autour deFontvial un contact des roches volca-niques avec des formations sédimentairesqu’il attribue à l’Oligocène inférieur. LeGriel (1975) matérialise sur une coupe(fig. 36, p. 225) l’intrusion du dyke dansdes sables argileux atteignant le sommetde la colline; ces sables sont dubitativementrapportés à des dépôts miocènes discor-dants sur les terrains du socle cristallin.Le débat sur l’évolution volcano-sédimen-taire de ce complexe de la bordure orien-tale du horst forézien reste fortementd’actualité dans la mesure où il peut êtreélargi à celui sur l’évolution tectono-sédi-mentaire néogène du bassin du Forez.

Nouvelles observations :description de la coupe

de Montclaret (fig. 3)

Dans le talus sud de la carrière,l’avancement de l’exploitation montreque la masse basaltique principale, main-tenant presque totalement dégagée,recoupe verticalement une série détri-tique sédimentaire continentale hétérogè-ne affectée de multiples petites failles.Cette série, épaisse d’une trentaine demètres (1, fig. 3), est constituée de sableset conglomérats chenalisés, avec locale-ment des niveaux lenticulaires de siltsargilo-sableux beiges. Les conglomératsoccupent préférentiellement la partiesupérieure de cette série, et apparaissenten décharges irrégulières dans des sablesocre ou grisâtres (1b, fig. 3) ; ils sonthétérométriques (éléments pluri-centimé-triques à décimétriques), et polygéniques(éléments quartzeux, granitiques ougneissiques) et leur matrice est constituéede petits blocs et graviers de même natureassociés à des débris minéraux (quartz,feldspaths et micas) et une fraction silteuse.Des filons et sills basaltiques d’épaisseurdécimétrique à métrique recoupent l’en-semble (2, fig. 3). Sédiments et basaltessont tronqués par une surface d’érosion.

Sur cette surface, repose une formationjaunâtre épaisse d’1 à 2 m de tufs volcano-sédimentaires homogènes à stratificationsplanes parallèles (3, fig. 3) dont les élé-ments bien calibrés sont de taille centimé-

trique. Ces éléments sont principalementdes débris de basalte très altéré dans unematrice de grains de basalte, de quartz etde feldspath. Ces tufs contiennent égale-ment de rares blocs de basaltes de tailledécimétrique.

Au-dessus des tufs, apparaît une couléebasaltique prismée (4, fig. 3) épaisse de 7 à10 m dont le sommet est altéré et poly-chrome avec développement de teintesocre à rouge (photo 1). La trame duréseau d’altération montre un net gradientvertical et elle est soulignée par des car-bonates. Cet horizon d’altération présen-te une texture bréchique et atteint uneépaisseur moyenne de 3 m (photo 1).

Aux basaltes altérés, succède, parl’intermédiaire d’une surface d’érosion,une formation d’environ 50 cm d’épais-seur, brun chocolat à noirâtre au sommet,composée de siltites argilo-sableuses (5,fig. 3 et photo 1) montrant des surfacesde friction. Dans toute cette formation,s’observent de petites veinules millimé-triques à centimétriques blanchâtres,isolées ou regroupées, dessinant unréseau polyédrique irrégulier recoupé etinterconnecté avec les surfaces précé-dentes. Cette formation constitue vrai-semblablement un sédiment d’originefluviatile.

Ces sédiments fins sont surmontés parun ensemble pépéritique compact dontl’épaisseur actuelle est au moins d’unetrentaine de mètres (6, fig. 3). Cette forma-tion volcano-sédimentaire est composée deblocs de basalte sub-aphyrique arrondis àcontours nets plus ou moins persillés dansune matrice micro-conglomératique consti-tuée en abondance de grains de quartz et defeldspath potassique, en moindre abon-dance de grains sub-anguleux de basaltealtéré et très rarement de cristaux de bio-tite et de muscovite. La cohérence de laroche est due à une fraction argilo-carbo-natée interstitielle peu abondante. Lesblocs de basalte aphyrique présentent desbordures figées à texture vitreuse plus oumoins développées attestant d’un phé-nomène de trempe du magma basaltique.Ces blocs définissent une stratificationinterne bien marquée dans le dépôt.

L’ensemble de la séquence est basculévers l’est et il est recoupé par les basaltesdu dyke principal duquel se détachent dessystèmes filoniens complexes (7, fig. 3)

isolant des panneaux décamétriques àmétriques des formations pépéritiques.

Trois données essentielles doivent êtreretenues de la description de cette série.

1 - Il existe des témoins d’une cou-verture sédimentaire néogène sur les pla-teaux du piedmont granitique du horstforézien. En ce cas précis, l’âge de cesdépôts azoïques n’est pas encore déter-miné, une recherche palynologique s’é-tant révélée infructueuse. Toutefois unecontinuité cartographique avec des facièscomparables du proche secteur deBazourge (fig. 1), datés du Miocène infé-rieur à moyen (Gerbe et al., 1998), permetd’envisager une attribution stratigra-phique identique au moins pour les facièsgrossièrement détritiques (1b, fig. 3). Lesfaciès inférieurs (1a, fig. 3) également



7

10

0

m

6

5

4

3

2

b

a

1

Fig. 3.- Coupe synthétique des terrains sédimen-taires et volcaniques de la partie septentrionale dela colline de Montclaret (1 à 7 : cf. légende dansle texte).

Fig. 3.- Synthetic section of the sedimentary andvolcanic deposits of the northern part of theMontclaret hill (1 to 7: see caption in the text).



détritiques mais bariolés et plus riches enargiles rouges et vertes, dont le contactavec les sédiments 1b n’a pu être observé,peuvent être stratigraphiquement attri-bués, soit au Miocène si la série est conti-nue, soit à l’Oligocène.

2 - Dans le secteur de Montclaret-Fonvial, se sont succédé dans le temps aumoins trois épisodes éruptifs basaltiques.Le premier est représenté par des basaltesß1 injectés en filons dans la série détri-tique 1b (2, fig. 3). Le second regroupetufs et coulée de basalte ß2 (3 et 4, fig. 3).Le troisième réunit les pépérites et lesfilons basaltiques ß3 (6 et 7, fig. 3).

3 - Entre les deux dernières périodesd’activité volcanique, l’histoire est mar-quée (i) par l’installation d’une périoded’altération pédogénique suffisammentlongue pour développer un paléosol d’aumoins 3 m d’épaisseur, et (ii) après unephase d’érosion de ce paléosol, par l’en-fouissement de la coulée de lave ß2 altéréesous des sédiments fluviatiles subissant leseffets d’alternances d’humectation et dedessiccation.

Caractérisationminéralogique et chimique

du profil d’altérationLes photos 1 et 2 et les figures 4 et 5

montrent respectivement les principalescaractéristiques morphologiques, minéra-logiques et géochimiques de la zonealtérée ante-pépérites.

Faciès et minéralogie

Les basaltes inférieurs ß2, dans leurfaciès non altéré, sont sub-aphyriquesnoirs. Il s’agit d’une lave microcristallineporphyrique, contenant des phénocristauxautomorphes d’olivine en voie d’iddingsi-tisation dont la taille varie de 250 µm à1 mm, et contenant, en proportion approxi-mativement égale mais de taille moyenneplus faible (100 à 500 µm), des phénocris-taux automorphes de clinopyroxène detype augite titanifère. La mésostase, pauvreen verre interstitiel et largement cristal-lisée, contient en abondance des microlitesde plagioclase et de minéraux opaques(titanomagnétite) et de plus rares microlitesde clinopyroxène et d’olivine. L’iddingsi-tisation de l’olivine touche aussi bien lesmicrolites que les phénocristaux. Cette

lave basaltique est dense mais contientquelques très rares vacuoles de taille mil-limétrique remplies de carbonates fibreuxradiés. La coulée de lave est largement fis-surée avec un remplissage tardif d’aragoni-te et parfois d’oxydes de manganèse.

Plusieurs horizons saprolitiques peu-vent être distingués de bas en haut du paléo-profil d’altération développé sur la couléebasaltique β2 (fig. 4 et photos 1 et 2) :

• S1 - une saprolite cohérente (environ50 à 90 cm) de couleur vert noirâtre àbrunâtre présentant la même texturelithologique que la roche mère basaltique.Dans la partie supérieure de cet horizon,apparaissent des paragenèses argileuses àbeidellite et à vermiculite.

• S2 - une saprolite friable d’épaisseurvariable, de couleur identique à celle del’horizon inférieur est caractérisée par laperte de la texture lithologique de laroche mère. Elle contient de nombreuxamas carbonatés et englobe, par endroits,des éléments de la saprolite cohérente S1,ce qui donne à l’ensemble un aspect net-tement bréchique. Cette partie de lasaprolite se caractérise par l’abondancede la calcite qui localement peut atteindrejusqu’à 45 % du volume de la roche

(tabl. 1). Les minéraux primaires sontcomplétement transformés en beidellite.

• S3 - une saprolite friable de couleurocre à rouge, dans laquelle la texture de laroche mère n’est plus du tout perceptible,est marquée par l’apparition de la mont-morillonite au détriment de la beidellite,toujours présente mais rare. Cet horizonrouge contient 30 à 40 % de calcite sousforme d’amas carbonatés irrégulièrementrépartis comme dans la saprolite S2 sous-jacente, mais aussi sous forme d’encroûte-ments discontinus d’épaisseur irrégulière(max. 10 cm) marquant par endroit lecontact avec les sédiments (Sd) sus-jacents (photos 1 et 2). Au sommet de cethorizon, apparaît en très faible propor-tion, la kaolinite dans des fentes. Le som-met de ce paléosol est tronqué par unesurface d’érosion.

Les sédiments argilo-sableux sus-jacents Sd (5 : fig. 3, fig. 4 et photos 1 et2), qui reposent sur la saprolite rouge (S3,fig. 4) par l’intermédiaire d’une surfaced’érosion, sont constitués de 10 à 15 %d’éléments de granulométrie sableusedans une matrice argileuse. Des grains dequartz sub-anguleux à arrondis, translu-cides, opalescents ou ocre, plus rarementroses à rougeâtres constituent l’essentiel

0

-2

-3

Sd

S2

S1

S3

Basaltesain

Pro

fon

de

ur

en

m

Be

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llite

Ve

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orillo

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Mg

- C

alc

ite

Kaolin

ite

-1

Fig. 4.- Log du paléoprofil d’altération développé sur la coulée basaltique β2. Sur ce profil sont replacés,en fonction de la profondeur, les minéraux argileux et les carbonates et sont définis les trois horizons dupaléosol rouge S1, S2 et S3. Le niveau Sd correspond aux sédiments argilo-sableux. Les flèchesindiquent la position verticale des échantillons analysés (tabl. 1, fig. 5A).

Fig. 4.- Log of the paleosoil, developped on the basalt flow β2. Clay minerals and carbonates arereplaced as a function of depth on the profile. Also defined are the 32 red paleosoil horizons S1, S2, S3.The Sd horizon correspond with clay sand sediments. Arrows indicate the vertical position of analysedsamples (Table 1, Fig. 5A).



P

Sd S3

S2

S1

β2

ec

1 m

P : pépérites (6, fig.3)

Sd : sédiments argilo-sableux (5, fig.3)

S3 : saprolite friable rouge

S2 : saprolite friable brune

S1 : saprolite cohérente

β2 : coulée basaltique (4, fig.3)

ec : croûte carbonatée

Photo 1 : Paléosol rouge développé sur coulée basaltique miocène dans la carrière de Montclaret-Fontvial.

Photo 2 : Détail des horizons supérieurs du paléosol rouge de la carrière de Montclaret-Fontvial. (même légende que photo 1)

Sd

S3

S2

amascarbonatés

photo 2



de la fraction sableuse. Quelques raresfragments de cristaux de feldspathspotassiques et de rares grains de basalte,de granite, et de carbonates sont égale-ment observés. La fraction argileuse dece sédiment est constituée par un assem-blage à illite, montmorillonite et kaolinite.Des fentes de retrait de 0,3 à 0,7 cm delarge, qui affectent ces sédiments, sontremplies de kaolinite, ce qui atteste quece minéral argileux est néoformé.

La détermination de la nature de lafraction argileuse dans les différents hori-zons (fig. 4) a été obtenue par diffractionde rayons X sur poudres de roche totale(Ecole des Mines de Saint Etienne). Cetteapproche analytique permet d’identifierkaolinite, illite, vermicullite et smectites.Des analyses à la microsonde électronique(Cameca, Ecole des Mines de Paris, Fon-tainebleau) permettent de confirmer la pré-sence de smectites dans les horizonssaprolitiques S2 et S3 et d’en préciser lanature cristallochimique. Il s’agit de smec-tites alumineuses di-octaédriques. Dans lasaprolite S2, apparaît une beidellite légère-ment ferrifère dont la composition moyen-ne est du type (Si7,1A0,9)(Al2,3Fe1,1Mg0,6)

(Ca0,3Na0,03K0,03). La teneur en magné-sium des smectites augmente dans l’hori-zon S3 aboutissant à des compositionsplus proches du pôle montmorillonite.Les amas carbonatés dispersés au seindes saprolites S2 et S3 présentent descompositions de calcite magnésienne dutype Ca0,75Mg0,25CO3.

Cette zonation verticale de l’altération(photo 1) et la répartition et la nature desparagénèses des minéraux argileux(fig. 4) marquent sans ambiguïté que desprocessus pédogéniques ont affecté lacoulée de basalte β2 et dans une moindremesure les alluvions argilo-sableux sus-jacents avant la reprise de l’activité vol-canique et la mise en place des pépérites.Ces processus pédogéniques sont discon-tinus dans le temps, comme en atteste lasurface d’érosion tronquant le sommet dupaléosol rouge, et ils sont certainementpolyphasés.

La pédogenèse majeure, qui est laplus marquée, affecte la coulée de lave etaboutit à la formation d’un paléosolrouge évolué. Des paléosols rouges déve-loppés sur basalte au cours du Miocèneont déjà été décrits dans le Massif central

français (Cantal : Chesworth et al., 1983 ;Coiron : Moinereau et al., 1972) et ontété classiquement attribués à une altérationde type fersiallitique. Les caractéristiquesminéralogiques majeures du paléosolrouge de Montclaret, à l’instar des paléo-sols miocènes du Massif central françaisprécédemment décrits, sont la dominancedes argiles 2/1 type smectites et l’appari-tion de la couleur rouge, dite rubéfaction,liée à la cristallisation des oxydes de ferlibérés par l’altération chimique du basalte.Ces caractères minéralogiques sont com-patibles avec un processus de fersialliti-sation (Duchaufour, 1997).

Le paléosol rouge est ensuite soumisaux effets d’une érosion mécanique avantle dépôt des alluvions argilo-sableux Sd.Une phase d’altération reprend ensuiteprovoquant la néoformation de kaoliniteremplissant des fissures ouvertes dans lesalluvions et la partie sommitale du solrouge. Le degré d’évolution de cetteseconde pédogénèse reste néanmoins trèslimité et pourrait seulement être liée à desalternances d’humectation et dessiccationdans un environnement moyennementdrainé.

Sd Sd S3 S2 S1 Basalte sainEch Lat4A Lat4B Lat4C Lat4D Lat4E Lat4F Bas4G Bas4H Bas4IProfondeur en m -0,03 -0,1 -0,3 -0,9 -1,3 -1,9 -2,8 -3 -3,4

SiO2 55,93 53,42 22,95 17,02 31,15 25,17 41,08 46,28 47,45TiO2 2,01 2,24 1,04 0,83 1,44 2,80 3,51 3,96 3,81Al2O3 13,59 15,25 7,63 6,02 10,69 10,93 14,46 16,29 15,48Fe2O3 8,35 10,35 6,51 5,30 7,80 4,13 14,50 16,35 13,40MgO 2,45 2,70 9,76 11,77 3,81 2,00 5,90 6,65 7,68CaO 2,95 0,95 20,88 24,31 19,18 26,68 5,71 6,43 8,45Na2O 0,01 0,02 0,00 0,00 0,03 0,00 0,62 0,63 0,62K2O 3,42 3,54 1,13 0,81 1,60 0,75 1,43 1,61 1,59MnO 0,04 0,03 0,17 0,24 0,13 0,28 0,10 0,11 0,11LOI 11,90 11,61 31,05 34,84 24,59 26,50 12,74 0,78 0,80P2O5 0,05 0,09 0,14 0,12 0,14 0,62 0,89 1,01 1,00Total 100,70 100,20 101,26 101,26 100,56 99,86 100,94 100,10 100,39

% calcite (±5%) - - 41 47 32 35 - - -CO2* - - 18,8 21,5 14,6 16,0 - - -H2O* 11,9 11,6 12,3 13,3 10,0 10,5 12,7 0,8 0,8SiO2/(Al2O3 +Fe2O3) 2,5 2,1 1,6 1,5 1,7 1,7 1,4 1,4 1,6

Tabl. 1.- Analyses chimiques en poids d’oxydes sur roche totale du basalte sain, des horizons de la paléoaltérite et des sédiments argilo-sableux de la coupe deMontclaret (fluorescence X, Ecole des Mines et Université Jean Monnet, Saint Etienne). Sd, S1, S2 et S3 se rapportent à la nomenclature définie dans le texteet sur la figure 4; la proportion de calcite a été estimée au MEB (Ecole des Mines de Saint Etienne) ; CO2* est recalculé à partir des proportions modales decalcite; H2O* = LOI - CO2*.

Table 1.- Chemical weight analysis of the whole-rock samples from the β2 basalt, red paleosoil and clay sand sediments Sd (XRF, School of Mines and JeanMonnet University, Saint Etienne). Sd, S1, S2, and S3 refer to the nomenclature defined in the text and on fig.4; the calcite proportion is estimated using SEMmeasurments (Saint Etienne school of Mines); CO2* is recalculated from the calcite modal abundances; H2O* = LOI - CO2.*



Caractérisation géochimique

Les données géochimiques (tabl. 1,fig. 5 ) confortent les résultats précédentsen précisant le caractère du paléoprofild’altération.

Le basalte présente les caractères géo-chimiques généraux des basaltes alcalins dece secteur du Massif central (Al2O3 entre15 et 17%, alcalins = 2 %, Fe2O3/MgOentre 1,5 et 2,5). L’évolution géochimiquedu profil d’altération (fig. 5A) souligneégalement la nature différente des sédi-ments argilo-sableux, dont les teneurs enéléments majeurs se placent globalementen dehors des lignées d’évolutionobservées au sein de la saprolite déve-loppée sur le basalte. Il est facile d’expli-quer leur position dans les diagrammespar une composition de roche mère diffé-rente. En particulier, la teneur en siliceélevée de cet horizon Sd est clairementcorrélée à la présence de grains de quartzet de la matrice argileuse.

Dans le paléosol rouge développé surbasalte, l’hydratation (fig. 5A) est trèsaccusée ce qui peut être mis en relationavec la transformation et/ou la néoforma-tion des argiles 2/1. L’évolution géochi-mique du profil d’altération (tabl. 1,fig. 5A) est marquée, depuis le basaltejusqu’au sommet de la saprolite S3, parune diminution drastique de la silice(47 → 17 %), du fer (16 → 4 %) et del’alumine (16 → 6 %) et corrélativementpar une augmentation importante du cal-cium (7 → 27%) et du magnésium

(7 → 11%). Ce type d’évolution ne semblepas compatible avec les processus de lessi-vage développés au cours des pédogénèsesfersiallitiques (Duchaufour, 1997) mar-quées par une forte mobilité des cationsCa2+, Na+, Mg2+ et K+. De plus, la désili-cification (fig. 5A) de la saprolite par rap-port au basalte sain semble anormalementimportante par rapport à celle habituelle-ment observée dans les paléosols rougesfersiallitiques ; néanmoins certains paléo-sols fersiallitiques miocènes du Cantal pré-sentent également des pertes en silice dumême ordre de grandeur (Chesworth et al.,1983). Ces auteurs montrent que selon lesite le taux de désilicification de l’altéritedéveloppée sur basalte est très variable. Ceparamètre semble donc peu discriminant.En revanche, ils montrent que le rapportSiO2/Fe2O3+Al2O3 subit une diminutionnotable et systématique de bas en haut duprofil d’altération (fig. 5B) quelles quesoient les teneurs des différents éléments.Ce rapport constitue par conséquent un bonmarqueur de l’évolution fersiallitique.S’agissant du profil d’altération de Mont-claret, aucune évolution verticale significa-tive de ce rapport n’apparaît (fig. 5A). Parconséquent, à l’opposé des données miné-ralogiques, les données géochimiques sem-blent incompatibles avec un processus delessivage chimique type fersiallitique.Elles mettent en évidence un apport massifde calcium d’origine externe par rapport àla roche mère basaltique. Cet apport de cal-cium aboutit à la formation de calcitemagnésienne constituant les amas carbo-natés dispersés dans les horizons supé-

rieurs du paléosol rouge (photos 1 et 2).Dès lors, les variations relatives des autreséléments ne sont pas significatives et nepeuvent pas être utilisées comme indicesd’altération.

Interprétation

L’ensemble de ces données attested’une évolution pédogénétique poly-phasée et discontinue au cours du Néogèneen relation avec des modifications environ-nementales sous climat sub-tropical à sai-sons contrastées.

La première étape est l’altérationmétéorique de la coulée basaltique β2. Lecaractère « fersiallitique » du paléosolrouge mis en évidence par les donnéesfaciologiques et minéralogiques ne semblepas établi au vu des données géochimiques.Une pédogénèse polyphasée peut être envi-sagée pour interpréter les caractéristiquesgéochimiques de ce profil d’altération. Unepremière phase, lessivante, serait respon-sable de la formation des argiles et de l’ac-quisition de la rubéfaction et attesteraitd’un milieu bien drainé. Dans une deuxiè-me phase, un apport externe de calciumserait à l’origine de la précipitation de car-bonates dans la saprolite, dénotant d’uneforte diminution des conditions de draina-ge du milieu. Les lambeaux d’encroûte-ments carbonatés marquant de façondiscontinue le sommet de la saprolite rougeS3 pourraient être indicateurs de fortscontrastes saisonniers avec alternancesd’humectation-dessication du profil. Cette

-4

-3,5

-3

-2,5

-2

-1,5

-1

-0,5

0

10 35 60

% poids SiO2

Prof

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n m

A

0 10 20 30

% poids CaO

0 10 20

% poids MgO

0 10 20

% poids H2O*

0 1 2 3

SiO2/(Al2O3 +Fe2O3)

Sd

basalte sain

S1

S2

S3

-5

-4,5

-4

-3,5

-3

-2,5

-2

-1,5

-1

-0,5

0

0 1 2 3SiO2/(Al2O3 +Fe2O3)

basalte

paléosolrouge

B

Fig. 5.- A : Evolution géochimique du paléoprofil d’altération de Montclaret ; B : Evolution de l’indice d’altération SiO2/Al2O3+Fe2O3 du paléosolfersiallitique miocène du col d’Aulac, Cantal (Chesworth et al., 1983).

Fig. 5.- A: Geochemical evolution of the Montclaret weathering profile; B: Evolution of the alteration index SiO2/Al2O3+Fe2O3 of the Miocene fersialliticAulac pass soil, Cantal (Chesworth et al., 1983).



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deuxième phase pourrait être assimilée àune pédogénèse de type calcrète.

Ce premier paléosol bi-phasé est ensui-te tronqué par un épisode érosif attestantd’une réactivation au moins locale desreliefs. Il est ensuite enfoui sous des sédi-ments détritiques alluviaux fins (Sd). Lesrares clastes de carbonates contenus dansces sédiments pourraient provenir de ladégradation des encroûtements carbonatésdu paléosol rouge. Ces alluvions subissentensuite les effets d’une altération météo-rique peu accusée dans un milieu alternati-vement engorgé et desséché. Des argilesnéoformés de type 1:1 (kaolinite) se déve-loppent alors dans les fentes de dessicca-tion. La kaolinite est également présente ausommet du sol fersiallitique où elle pour-rait représenter l’indice de l’extension versle bas de cette seconde altération. Cescaractères texturaux et minéralogiquessuggèrent une tendance à la vertisolisation,mais cette seconde étape pédogénétiquereste mineure et peu développée.

Discussion : évolutionmorphostructurale

et volcaniqueCette étude confirme la présence d’une

couverture sédimentaire sur les plateauxconstituant la bordure orientale du horstforézien. Cette série sédimentaire détri-tique, épaisse d’environ 50 m, peut êtrerapportée au Miocène inférieur par corréla-tion faciologique et cartographique avecd’autres caractérisées et datées récemment(Gerbe et al., 1998). Le façonnement desplateaux est donc antérieur à cette phase desédimentation. La nature et l’hétérogénéitéde ces dépôts suggèrent leur appartenanceà des cônes d’accumulation fluviatile misen place dans un contexte de reprise d’éro-sion sous climat chaud à tendance déser-tique. Ces conditions sédimentologiques etclimatiques sont à rapprocher de cellesmarquant le début de la série supérieure duproche bassin forézien. Au niveau deMontclaret et par extension des plateaux dela bordure sud-est du horst, cette sériesédimentaire est incomplète puisqu’une

surface d’érosion est mise en évidence àla base des tufs volcano-sédimentairesqui précèdent la mise en place de lacoulée basaltique β2 (fig. 3). Il est cepen-dant impossible de préciser l’importancede cette ablation et l’intervalle de tempsqu’elle représente.

Le développement d’un paléosolrubéfié polyphasé sur les basaltes β2implique l’existence d’une paléotopogra-phie aplanie, qui évolue sous un climattropical à saison contrastée. Ce paléosols’est développé vraisemblablement à lafaveur d’une période de calme orogé-nique. Le développement de ce paléosolimplique un cycle pédogénique long.D’après des données bibliographiques(R. Meyer, 1987), une durée d’au moins500 000 ans est nécessaire à la formationd’une altérite de l’ampleur de celle deMontclaret. Ce hiatus de sédimentation,dont l’enregistrement dans le proche bas-sin devra être recherché, correspond éga-lement à une accalmie volcanique. Dansces conditions et étant donné les phé-nomènes d’érosion, de sédimentation etd’altération qui suivent la formation dupaléosol rubéfié, l’intervalle de tempsécoulé entre la mise en place de la couléede lave β2 et les pépérites est très certai-nement de l’ordre du million d’années ouplus. Bellon et Hernandez (1979) mettenten évidence deux groupes d’âge pourl’activité volcanique miocène du Forez à21-17 Ma et 14-12 Ma et ils s’interrogentsur la réalité du hiatus d’activité volca-nique entre 17 et 14 Ma suggéré par leursrésultats radiochronologiques. Le com-plexe de Montclaret pourrait se replacerdans cette hypothèse d’activité volcaniquediscontinue au cours du Miocène.

La reprise d’activité volcanique(pépérites et basaltes β3) est corrélée àune réactivation tectonique, marquée parune extension NE-SW. Ces mouvementsont provoqué, au moins dans cette partie dela bordure forézienne, une reprise de l’éro-sion, la déstabilisation de la couverturesédimentaire résiduelle et l’exportation dessédiments dans le bassin.

Conclusions

Une pédogénèse complexe polyphaséesur basalte d’âge miocène est décrite pourla première fois dans la zone du Forez,alors que des occurrences de sols rouges decet âge ont été reconnues dans d’autres sec-teurs du Massif central (Cantal - Mt Dore :Gibert, 1973 ; Chesworth et al., 1983 ;Coiron : Grangeon, 1959 ; Moinereau etal., 1972).

Le développement de ces paléoaltéra-tions implique d’une part une modificationde la dynamique sédimentaire du secteur,avec interruption des apports détritiques etfossilisation de pentes faibles au moinslocales, et également un changement desconditions climatiques, d’un climat chaudà tendance désertique à un climat chaud ethumide à saisons fortement contrastées.

La présence de sédiments miocènesinférieurs sur les plateaux de la bordureorientale du horst forézien montre l’ex-tension du bassin à cette période. Cessédiments reposent directement sur lesocle granitique aplani, alors que dans lebassin, des dépôts pouvant être attribués àl’Oligocène (s.l.) sont identifiés par foragesous la série miocène inférieure (Gerbe et al., 1998). Dès lors il faut envisager,soit que les formations oligocènes aientété érodées, soit qu’il n’y ait pas eu dansce secteur de sédimentation oligocène.Dans ce dernier cas, l’extension latéraledu bassin aurait varié au cours du temps,avec un développement plus important auMiocène.

Remerciements

Nous sommes reconnaissants à ladirection des carrières Thomas-Sograma,en la personne de Monsieur Juban, de nousavoir facilité l’accès au site. Nous remer-cions R. Wyns pour sa relecture du manus-crit et pour ses suggestions constructivesqui nous ont permis d’améliorer le texte decette note.



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Moinereau J., Grillot J. C., Naud G. (1972) - Origine et géochimie des niveaux rouges du plateau basaltique des Coirons en Ardèche. Rev. Géogr. phys. géol.dynam., Paris, 14, 1, 85-94.

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Documents

Découverte d’un paléosol néogène dans les Monts du Forez ...geolfrance.brgm.fr/sites/default/files/upload/... · of a 3 m-thick soil, and by the sedimenta-tion of fluviatile