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BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES
SERVICE GÉOLOGIQUE NATIONAL
B.P. 6009 - 45060 Orléans Cedex (France) - Tél.: (38) 63.80.01
TECTONIQUE ET SÉDIMENTATION TRIASIQUESDANS LE BASSIN MESOZOÏQUE D'ALÈS
(Gard)
par
D. BONIJOLY et J .M . FREDET
Département carte géologique et géologie générale
Service de géologie structurale
B.P. 6009 - 45060 Orléans Cedex (France) - Tél.: (38) 63.80.01
Rapport du B . R . G . M .
83 SGN 752 GEO Novembre 1983
Réalisation : Département Applications Graphiques
RESUME
Cette étude analyse les déformations tectoniques et sédimentaires
subi par le Trias lors de son dépôt ou de sa diagenèse dans le bassin méso-
zoîque d'Alès et tend à une meilleure compréhention du contrôle tectonique de
l'évolution paléogéographique de ce bassin.
Au Trias, l'expression du régime tectonique est étroitement dépen-
dante de la structuration tardi-hercynienne du substratum. Celle-ci à
l'emplacement des horst de Pallières et de Rochebelle-Fontanes autorise
l'expression d'une distension NW-SE alors qu'au Nord d'Alès, une fracturation
variée (NE-SW, NW-SE, N-S et E-W) permet aux distensions N-S et NW-SE de
s'exprimer. Il est probable que la distension NW-SE correspond à la réorien-
tation de la distension N-S sur les structures héritées car celle-ci est
toujours postérieure à la seconde. Cette réorientation est facilitée par un
ellipsoïde des contraintes de la distension N-S proche de la révolution.
Les régimes de contraintes contrôlent l'individualisation des zones
paléogéographiques ainsi que leur évolution dans le temps. Ils induisent
également, à proximité des failles actives, des déformations synsédimentaires
variées (slumps, petites failles synsédimentaires, "micro-canons" à olis-
tolithes) .
Les minéralisations à barytine, galène, minéraux cuivrés sont
associées à une rubéfraction et à une silicification de surfaces sédimentaires
et sont étroitement contrôlées par l'existence d'accidents dont les épontes
présentent les mêmes transformations diagénétiques. Leur localisation est en
étroite relation avec les traits majeurs de la structuration tardi-hercynienne
(faille de Mercoirol NE-SW, "faille" de Laval-Pradel-Rochebelle N-S, failles
de Rochebelle-Fontanes et Pallières NNE-SSW).
A 1'Eocène, toute cette zone est affectée par la compression pyré-
néenne dont les effets diffèrent en fonction de la position paléogéographique.
Sur la zone étudiée, cette compression N-S s'exprime essentiellement sous
forme de décrochements et d'un faible plissement. Deux exceptions sont à
noter :
- les anciennes failles E-W rejouent en failles inverses et sont
accompagnées de plis parfois déversés ;
- sur le horst de Pallières, la collision entre cette structure et
le môle cristallophyllien des Cévennes entraîne un intense écaillage
ainsi que des contacts anormaux entre Trias-Hettangien ou Trias-
Sinémurien.
SOMMAIRE
pages
RESUME
I - INTRODUCTION 1
II - SEDIMENTOLOGIE ET LITHOFACIES DU TRIAS D'ALES 2
II-1 - CADRE SEDIMENTAIRE 2II-2 - LES FACIES PRESENTS DANS LE BASSIN 4
II-3 - SEDIMENTATION ET MORPHOLOGIES ACTIVES 12
III - ANALYSE STRUCTURALE DU BASSIN TRIASIOUE D'ALES 15
III-1 - LES DEFORMATIONS PRECOCES 15
111.1.1 - La distension N-S 15111.1.2 - La distension NW-SE 16111.1.3 - La distension E-W 16111.1.4 - Chronologie et datation des distensions précoces 17
III-2 - LES DISTENSIONS MESOZOIQUES RECENTES 17
111.2.1 - La distension NW-SE 17111.2.2 - La distension NNE-SSW à NE-SW 18111.2.3 - Chronologie et datation des distensions NW-SE et
NNE-SSW à NE-SW 18
III-3 - LE PROBLEME DES CHAOS 18
III-4 - LA COMPRESSION PYRENEENNE 19
111.4.1 - La compression NE-SW 19111.4.2 - La compression NNW-SSE 19
111.4.3 - La compression N-S 19
III-5 - LA MISE EN PLACE DE LA BARYTINE 21
III-6 - CONTROLES STRUCTURAUX DU BASSIN TRIASIQUE D'ALES, IMPLICATIONSPALEOGEOGRAPHIQUES 22
IV -COMPARAISON DES DONNEES STRUCTURALES AVEC UN SECTEUR
VOISIN : LE HORST DE PALLIERES 25
IV-1 - LES DEFORMATIONS ANTE-PYRENEENNES 25
IV.1.1 - La distension NW-SE 25IV.1.2 - La distension ENE-WSW 26
IV-2 - LES DEFORMATIONS PYRENEENNES 26
IV-3 - COMPARAISON ENTRE LE SECTEUR DU HORST DE PALLIERES ET LESECTEUR D'ALES 27
V - CONCLUSION 29
BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE 32
LISTE DES FIGURES 33
COORDONNEES LAMBERT (ZONE IIP DES LOCALITES CITEES DANS LE TEXTE 35
I - INTRODUCTION
L'analyse des déformations et des manifestations synsédimentaires
du bassin triasique d'Alès s'inscrit dans le cadre d'une prestation pour
la division minière Sud-Ouest du B.R.G.M. à laquelle a été ajouté un complé-
ment budgétaire en provenance de la fiche programme Fracturation du Service
de géologie structurale (fiche 3 C) .
Le bassin triasique d'Alès se situe dans un triangle limité à l'Est
par la faille des Cévennes, au delà de laquelle se situe le fossé oligocène
d'Alès ; à l'Ouest par la faille de la Croix des Vents qui remonte le socle
au contact du Mésozoîque et au Nord, par un parallèle passant par Meyrannes
(fig. 1).
Un cadre géologique plus détaillé sera trouvé dans le rapport
n° 82 SGN 693 GEO.
BUT DE L'ETUDE
Cette étude a pour but d'individualiser les déformations et trans-
gressions synsédimentaires contemporaines du dépôt du Trias afin de préciser
le contrôle tectonique en vigueur pendant l'évolution du bassin ainsi que la
localisation des accidents majeurs sur lesquels s'appuient les paléo-
morphologies actives.
La première partie de ce rapport consiste en une étude sédimentolo-
gique de quelques coupes effectuées dans le Trias afin de replacer les grandes
unités paléogéographiques et surtout de déterminer les zones particulièrement
instables où se localisent, de préférence, les perturbations synsédimentaires
(slumps, failles actives . . . ) .
La seconde précise le cadre tectonique pendant le Trias. C'est à
partir de ce cadre que sera retracer, à l'aide des reconstitutions paléo-
géographiques existantes, l'histoire du bassin ainsi que l'activité des
failles qui contrôle son évolution dynamique.
L'analyse sédimentologique a été effectuée par J.M. FREDET
(étudiant en 3e année de l'In-stitut géologique Albert Lapparent) au cours
d'un stage effectué au B.R.G.M.
II - SEDIMENTOLOGIE ET LITHOFACIES DU TRIAS D'ALES
11-1 - CADRE SEDIMENTAIRE
L'étude sédimentologique et structurale du bassin triasique d'Alès
nous a permis d'observer des événements tectoniques synsédimentaires dans
la série du Trias. Afin de caler chacun de ces événements, nous avons eu
recours à la lithostratigraphie définie par différents auteurs pour l'ensemble
de la bordure cévenole.
Dans la région, les sous-étages du Trias germanique sont inutili-
sables sur le terrain et ne sont donc pris qu'à titre de référence dans les
essais de corrélations.
A l'issue du levé d'une série de coupes lithologiques, il est
apparu que les travaux de L. COUREL et al. (1980) ainsi que ceux, plus
tardifs, de J.C. FINELLE (1981) et F. RECROIX (1981) étaient les plus
proches de nos levés et donc considérés comme éléments de comparaison à
l'échelle régionale (fig. 2). La terminologie de ces auteurs à pour autre
avantage de permettre des corrélations sérieuses avec les séries dilatées
connues par sondages.
Le premier faciès considéré est le "grès de base". Il s'agit le
plus souvent d'un poudingue grossier reposant indifféremment sur le socle
et/ou la paléozoîque. Ces caractéristiques sont variables à l'échelle du
bassin mais il reste toujours aisément repérable.
Le corps de la série triasique est découpé en une succession
répétitive d'argilites et de carbonates :
- salifère inférieur
- dolomies inférieures
- salifère moyen
- dolomies supérieures
- salifère supérieur.
Dans le détail, si l'on retrouve toujours cette succession, elle
est succeptible de subir des variations notables d'épaisseur. Ainsi, un
de ces faciès peut ne subsister qu'à l'état de témoin dans une coupe et
constituer l'essentiel des dépôts dans une autre (cf. § II-2) .
Le fait de travailler sans niveaux repères fins et en l'absence
de guide chronostratigraphique limite l'interprétation de ses phénomènes.
Le dernier lithofaciès observé est constitué par les "grès
supérieurs et argilites bariolées". On peut penser qu'il marque la fin
de la mégaséquence triasique, le Rhétien appartenant déjà à l'ensemble
sus-jacent (Hettangien - Sinémurien) tant par son faciès que par sa
faune.
La lithostratigraphie du Trias Alésien est donc essentiellement
calée sur les épisodes carbonates, bancs repères régionaux et les épisodes
argilo-dolomitiques "salifères". Néanmoins, à une échelle plus restreinte,
les multiples passées détritiques présentes dans la série constituent des
repères kilométriques précieux et la richesse des faciès détritiques
rencontrés ainsi que leurs textures reste un élément important dans l'inter-
prétation du mode et du milieu de dépôt triasique.
11-2 - LES FACIES PRESENTS DANS LE BASSIN
LES BROUSSES (fig. 3).
La coupe des Brousses appartient au domaine du Martinet - St-Florent,
soit la partie NE du bassin triasique. La série supporte à son toit des dolomies
hettangiennes alors que la base n'a pas été observée.
La première formation rencontrée appartient au "Salifère inférieur".
On y distingue, 3 mètres d'alternance de grés à ciment dolomitique recristallisé
et de dolomies et argilites, un banc métrique de dolomies finement gréseuses à
strates obliques et une alternance de dolomites argilo-gréseuses recristallisées
et d'argilites brun à rouge puissantes d'environ 12 mètres. Après une lacune
d'observation par faille (environ 10 mètres de série sont manquantes), on atteint
les "dolomies inférieures" constituées d'une alternance de dolomies, dolomies
argileuses roses et argilites vertes ou lie de vin ( 8 m). On note dans cette
formation carbonatée une succession de niveaux d'aspect entérolithique attri-
bués à des sulfates épigénisés en silice (localement carbonate). Ce faciès
laisse supposer un milieu de dépôt proche des sebkra actuelles. Certains
niveaux d'argiles contiennent des écailles de poissons.
Le "salifère moyen" est épais de près de 20 mètres. Il est constitué
par une alternance de dolomies en bancs décimétriques et d'argiles finement
sableuses entrecoupées de 3 épisodes gréseux grossiers connus tantôt sous un
faciès de couléesturbides, tantôt sous l'aspect de chenaux ravinants. Ces
formations détritiques sont très inconstantes et n'ont de valeur qu'à une
échelle locale. On note, au sommet de la formation des fentes de dessiccation
horizontales (sheet cracks). Un banc de dolomies sableuses bioturbées à surfaces
de sols noircies marque le passage aux "dolomies supérieures". Vient ensuite
une alternance de dolomies argileuses et d'argilites vertes à grises, la
fraction dolomitique s'accroissant considérablement vers le haut ( 8 m ) .
Vers l'Est, la série évolue vers un régime argileux marqué. Le
sommet du 'salifère moyen" et les dolomies supérieures sont constitués par une
alternance d'argilites vert foncé à brun et de petits bancs de dolomie fine.
Les formations "salifère supérieur" et "grés supérieurs et
argilites bariolées" n'ont pas été différenciées. Il s'agit d'argilites et
de dolomies argilo-gréseuses ( 8 mètres) chapeautées par un banc de dolomies
gréseuses massives et de grés à strates obliques ( 2 mètres).
Le Rhétien débute avec un banc (1,5 m) à pelloîdes. Il s'agit de
bioclastes roulés et microperforés dans un ciment recristallisé en sparite.
Font suite 2 mètres de dolomies à pseudo-oolithes. Ces niveaux marquent par
leur arrivée brutale (sans signe avant coureur) dans un milieu qui n'est pas
leur milieu de dépôt, un événement exceptionnel. Deux interprétations sont
possibles :
- c'est le résultat de conditions climatiques d'exception
(tempête par exemple) qui déplace une partie des dépôts du "tidal flat" ;
- c'est le signe annontiateur de la transgression hettangienne.
Le Trias s'achève avec 4 mètres de dolomies et de grés argileux.
La séquence rhétienne se dilate jusqu'à doubler vers l'Est.
L'Hettangien est représenté par des dolomies très recristallisées
et fortement corrodées (dissolution).
LA CHAPELLE St ANDEOL (fig. 4 - 5 ) .
La brèche de base du Trias est constituée de quartz laiteux angu-
leux (de 1 à 7 mm) provenant du socle. Cette formation grossière repose sur
le Stephanien plissé et sa puissance est de l'ordre de 6 mètres. Elle évolue
vers des pôles gréso-dolomitiques plus fins (< 2 mm) sur environ 3 mètres. On note
de fréquents"ripple marks" d'axe uniforme (N 45) et des percolations ferrugineuses
liées à des exondations successives.
La formation "salifère inférieur" débute avec 6 mètres d'alternance
argilo-silteuse à argilo-dolomitique. Cette série est ravinée de façon notable
par la formation susjacente constituée par un conglomérat à galets mous puissant
d'une douzaine de mètres. Celui-ci voit la taille de ces composants intraclas-
tiques passer de 20/50 cm à la base au centimètre en fin de séquence, le ciment
étant argilo-dolomitique. On note une ferruginisation de diagenèse précoce et
un ciment sparitique plus tardif. Un bref épisode carbonate apparaît, repré-
sentant les "dolomies inférieures". Epais de 3 mètres il comporte des témoins de
ferruginisation de diagenèse précoce.
Cette formation est notablement bréchifiée (phénomènes tardifs) et
remplie de barytine (+ dolosparite et oxydes de fer).
Le "salifère moyen" débute par une dizaine de mètres de poudingues à
galets noirs (< 5 cm) à ciment dolomicritique, rappelant le "salifère inférieur",
Puis la fraction détritique est progressivement remplacée par une masse gréseuse
préservant de fins galets mous. Le faciès est assimilable à une succession de
coulées turbides en milieu argileux ( 20 mètres).
La fraction détritique s'affine encore et le milieu de dépôt s'avère
plus calme, les dépôts se présentent sous l'aspect d'une succession de fines
lentilles. Les argiles brunissent vers le sommet et passent aux teintes lie de
vin ( 8 mètres).
Viennent ensuite 9 mètres d'alternance d'argilites bariolées et de
bancs dolomitiques à gréseux. On note ici deux niveaux de type enterolithique
(sulfates) épigénisés en carbonate. 7 mètres de dolomies et argilites rouges
chapeautent le "salifère moyen". Les "dolomies supérieures" sont constituées
de dolomies à interlits argileux sur environ 7 mètres. Le banc sommital est
une dolomie michoîde à argilites rouges, repère d'extension kilométrique. On
note l'origine diagénétique de la dolomie par mouvement "per descensum" de
la dolomie depuis les bancs sus-jacents.
Le passage aux "grés supérieurs" se fait avec l'apparition de
4 mètres de dolomies argilo-gréseuses et d'argiles. Latéralement, cette
formation passe à un ensemble chenalisant et ravinant, détritique grossier
et puissant d'environ 10 mètres. On relève ici des indices d'emmersion
(mud -cracks) correspondant aux aires d'interchenaux en domaine intertidal.
Le Rhétien semble débuter avec 15 mètres d'alternance argilo-
dolomitique et gréseuse. La fraction détritique, d'abord fine (< 1 mm) à
strates entrecroisées, évolue vers un pôle plus grossier.
Le Sinémurien repose directement sur le Rhétien par lacune de
l'Hettangien.
LA CASSAGNETTE - N.D. DE LAVAL (fig. 6, 7, 8).
Sur ces localités, le contact du Trias avec la série sous-
jacente n'a pas été observé.
La coupe débute dans la base du "salifère inférieur" avec environ
cinquante mètres d'alternance d'argilites vertes et lie de vin et de dolomies
micritiques jaunes à grains de quartz anguleux. Vers l'Ouest, la fraction
détritique fine disparaît au profit des argiles présentes y compris dans les
dolomies.
Les "dolomies inférieures" sont à l'Est puissantes de A mètres et
constituées de bancs dolomitiques massifs à interlits argileux. A l'Ouest,
l'influence des reliefs septentrionaux est marquée par des apports sableux fins
amenant un épaississement (+ 2 mètres) de la formation.
La direction E-W des apports terrigènes et quartzeux disparaît au
profit d'un axe N-S, impliquant l'activité des reliefs du Rouvergue, alors
que la "crête du Rouvergue",plus orientale semble stabilisée et immergée. Ce
schéma se confirme au "salifère moyen", représenté par des argilites et
dolomies entrecoupées de décharges détritiques assez grossières. A l'Est la
formation est puissante de 7 mètres et la fraction sableuse et plus fine, à
strates entrecroisées (domaine haut, protégé). On note un banc de grés de
composition particulière, avec quartz, biotite, muscovite, orthoclases altérés,
clastes charbonneux (Stephanien) et sans doute des ferro-magnésiens.
A l'Ouest par contre, les décharges gréseuses sont grossières et
organisées en chenaux plats infratidaux ( 20 mètres). La granulométrie est
décroissante du Nord vers le Sud.
La barre dolomitique supérieure est constituée par une dolomie
"noduleuse" sableuse à l'Ouest et michoîde à l'Est ( 4 mètres).
Les'grés supérieurs", puissants de plus de 10 mètres sont représen-
tés par unedolomie gréseuse (jusqu'au grés à ciment dolomitique) alternant
avec des argilites sableuses.
On note, vers l'Est, le développement de fins liserets de lignite
dans les argilites alors que des dolomies bioclastiques et argilites noires
(faciès d'herbiers) se développent à l'Ouest.
Le Rhétien est contenu dans cet ensemble sans que l'on puisse le
distinguer du reste de la série.
L'Hettaugien semble inexistant ici, l'apparition de dolomies
bleutées bioclastiques et d'argiles brunes à grises illustrent plutôt, d'après
la faune, les dépôts du Sinémurien.
LE MONT REDON (fig. 9).
Cette coupe, très incomplète, intéresse les niveaux de passage du
"salifère supérieur" aux "grés supérieurs et argilites bariolées". Nous sommes
au Sud-Ouest des 2 coupes précédentes.
On note tout d'abord que le salifère supérieur prend ici une ampleur
inconnue sur Laval et St Andéol. Il s'agit d'une alternance régulière de
dolomies jaunâtres et d'argilites vertes. Des figures d'expulsion d'eau,
d'échelle pluridécimétriques accompagnées de développements anomaliques de
nodules de dolomie marquant des mouvements précoces de la zone attestée par
le léger ravinement du sommet de la formation et le contact faiblement discor-
dant des terrains susjacent.
Le passage au "grés supérieurs" se fait avec l'apparition de grés et
argilites (4 mètres). Puis, vient une dizaine de mètres de grés congloméra-
tiques à galets d'argilites et de dolomies (type "nougat") dans lesquels
s'intercallent de rares passées dolomitiques.
L'ARBOUS (fig. 10, 11).
Cette coupe s'inscrit dans un intervalle limité par le haut du
"salifère inférieur" et la base des "grés supérieurs".
La coupe débute par 2 bancs de pélites grises et de grés à inter-
lits argileux (2 mètres). Viennent ensuite des conglomérats et grés grossiers
en bancs, à strates entrecroisées (3 mètres). Après une importante lacune
d'observation on peut suivre sur 5 mètres une alternance régulière de grés
et argiles sableuses chapeautée par 2 mètres de conglomérats gréseux à
galets de dolomie remaniés. Font suite 5 mètres de grés grossiers à passées
conglomératiques et un banc de grés massifs blancs à interlits d'argiles.
Après une nouvelle lacune d'observation ( 3 mètres) on trouve
2 mètres de grés argileux, puis 5 mètres d'une série gréseuse à conglomératique
localement réduit à une masse de sables argilo-terreux. Viennent ensuite
3 mètres d'argilites sableuses et de grés micacés sales et 6 mètres de grés
grossiers à conglomératiques entrecoupés de liserets de pélites ocres à
bleutées.
Après une importante lacune d'observation on note une succession
d'argilites, de sables argileux, de grés micacés et de conglomérats ( 3 mètres)
Enfin, un dernier lambeau de coupe laisse apparaître une formation
gréseuse à argilo-gréseuse avec à la base des bancs à lentilles pélitiques
dolomitisées rappelant les dolomies "en plaques" de St Andéol et N.D. de Laval.
Deux faits sont à retenir de l'observation de cette coupe mal
calée :
- une absence quasi-totale de dolomies fines ;
- une fraction détritique sale et mal brassée.
LES TAILLADES (fig. 12, 13, 14).
Sur cette coupe, le Trias repose sur un Stephanien plissé et rubéfié.
Il est chapeauté par des dolomies grises bioclastiques de 1'Hettangien. Mais là
encore, le caractère littoral des faciès observés ne permet pas de recourir au
classement par lithofaciès adopté ici (cf. Recroix, 1981).
10
La série s'amorce avec, sur une quinzaine de mètres, des sables et
grès mal cimentés à galets de quartz (2 à 3 cm) et matrice argileuse, puis une
alternance de grès et d'argilites sableuses et enfin des grès grossiers à
conglomératiques et argilites à encroûtements ferrugineux. Après un petit banc
de grès à strates obliques à feldspaths altérés viennent 18 mètres de grès à
ciment dolomitique et interlits argileux, puis 12 mètres de grès massifs en
gros bancs. Après une passée métrique d'argilites, on trouve sur 9 mètres
des grès et argilites sableuses prenant localement l'aspect de chenaux.
Font suite 15 mètres de grès et argilites alternant pour lesquels
on note un accroissement progressif de la fraction détritique s'accompagnant
de l'apparition de dolomies en bancs.
On trouve ensuite 10 mètres d'alternance d'argilites sableuses et
de dolomies. Un banc (1,5 mètre) de grès de type "nougat" ravine cette forma-
tion. La série évolue vers une alternance de dolomies gréseuses et de grès à
interlits argileux dans laquelle apparaissent des dolomies en "flaques".
Après une faille on trouve 3 ou 4 mètres d'argilites et de dolomies.
Cette formation est profonde et entaillée par un chenal gréseux grossier
(séquence positive). Celui-ci passe, sur environ 20 mètres d'Est en Ouest,
d'un simple interbanc gréseux à une succession gréseuse de 6 mètres d'épaisseur.
Son flanc ouest est constitué par une morphologie de faille normale d'axe N.S,
Les conditions médiocres d'affleurement ne permettent pas une
description précise au sommet de la série. On distingue cependant quelques
mètres d'alternancesde grès et argilites vertes suivies de grès argileux mal
cimentés.
Le Rhétien, peu épais, est constitué de dolomies d'abord gréseuses
puis de plus en plus fines dans lesquels ont été trouvés des éléments d'ichtyo-
faun.e non identifiés.
11
L'Hettangien est caractérisé par l'apparition de dolomies fines
jaunâtres à bleutées très bioclastiques. Au N.W des "Taillades", entre
"L'Hospice de Blannaves et les Caussiers", une coupe de puissance comparable
à été observée, sans possibilité de description continue et précise. Néanmoins,
il apparaît que les faciès sont plus grossiers qu'aux Taillades. On observe
parallèlement l'apparition dans les formations détritiques d'une matrice argilo-
terreuse à oxydes de fer.
A la "ruine de Peyrefon", on peut voir se développer, au contact
avec le socle, une brèche dont le ciment est essentiellement constitué de
minéralisations de goéthite ayant fait l'objet d'exploitations artisanales.
LA FABRIQUE (fig. 15).
Cette coupe se situe à l'Est du bassin triasique d'Alès, au delà
de l'accident de Villefort. Elle ne concerne que les "grès de base" et les
premiers niveaux du "salifère inférieur".
Le Trias repose sur le socle (micaschistes indifférenciés) qui
est rubéfié sur plus de 2,5 mètres.
Les'grès de base" se présentent ici sous la forme d'une brèche à
quartz (< 15 cm) épaisse d'environ 11 mètres. C'est le faciès le plus grossier
jamais rencontré.
Viennent ensuite 1,5 mètre de grès silteux à bréchique (< 7 cm).
L'épisode "salifère inférieur" s'amorce sur une alternance de grès
fins blancs et d'argilites gris-verdâtre (4 mètres).
Ensuite la série partiellement observée, se caractérise par un épais-
sissement des passées d'argilites et des bancs gréseux avec des faciès proches
du grès quartzite et une présence accrue de micas dans les argilites. Les faciès
ne converge vers le type Alésien qu'à partir des "dolomies inférieures".
Cette coupe appartient au domaine du Horst de Pallière.
12
II-3 - SEDIMENTATION ET MORPHOLOGIES ACTIVES
Le rôle de la tectonique synsédimentaire dans la formation du
bassin triasique d'Alès apparaît clairement sur le terrain. Les phénomènes
qui découlent de cette tectonique sont de deux ordres :
- les uns, d'échelle régionale, sont issues de la structuration
générale du bassin et permettent d'individualiser plusieurs zones paléogéogra-
phiques : morphologies en sillons et haut-fonds, bordures actives, sédimentation
induite ;
- les autres, d'échelle plus locale, concernant les déformations
de matériaux à proximité des zones faillées et leur conséquence sur les dépôts.
LA ZONE BORDIERE OUEST
La structure maîtresse de cette zone est constituée par l'accident
de Villefort-Croix des vents, d'axe NW-SE. Les coupes des Taillades, de
l'Arbous et du Mt Redon sont représentatives d'une sédimentation bordiere
caractérisée par la prédominance de formations détritiques grossières issues
des reliefs cristallins avoisinants. Les faciès sont donc très différents
de ceux observables au coeur du bassin : alternance d'argiles pélitiques et
de dolomies.
Cette série est remarquable par sa forte épaisseur (plus de 100 m
aux Taillades). D'après les caractères de la sédimentation et certains
événements tels la formation de chenaux longitudinaux (N 20-30) appuyés sur
des morphologies de failles normales, il semble que les dépôts soient contrôlés
par le jeu de la faille de la Croix des vents. Des figures d'expulsion d'eau
pluridécimétriques et une légère discordance angulaire (intra salifère supérieur)
observéesau Mt Redon confirment l'idée de ce contrôle attesté par la lacune
complète de dépôts observable à l'Ouest de la faille.
13
LA ZONE CENTRALE
Cette zone intéresse la large cuvette de la Grand-Combe, limitée
à l'Est par les paléo-reliefs du Rouvergue et à l'Ouest par la faille de la
Croix des Vents. Une image de la lithologie locale est donnée par les coupes
de la Chapelle St Andéol et de N.D. de Laval-Cassagnette.
Les argiiites et dolomies prédominent ici au détriment du matériel
détritique, plus localisé et réduit à quelques bancs gréseux et chenaux
grossiers. Un faciès de poudingues à galets mous d'argiiites triasiques se
développe dans cette zone pour atteindre, à la Chapelle St Andéol, une
puissance supérieure à 20 mètres (dans le salifère inférieur à moyen).
La proximité du haut fond Rouvergue est attestée par des formations
très littorales à chenaux temporaires avec aires d'interfluves emmergeantes
(à mud -cracks) et de nombreux niveaux à strates entrecroisées et/ou à ripple
marks (axe général N 45).
Des slumps ont été observés, particulièrement dans le "salifère
moyen", ou l'on constate le rapport direct entre ces glissements et les failles
normales synsédimentaires de direction N 10 à N 40 qui s'y développent.
Ces mouvements locaux sont toujours cachetés par les sédiments
susjacents et concernent la partie inférieure à moyenne de la série.
Enfin, on remarque une zone effondrée et bréchifiée large d'une
dizaine de mètres limitée par des plans failles N 160/170 qui s'étendent sur
une centaine de mètres. La qualité médiocre de l'observation n'a pas permis
d'interprétation claire de ce phénomène que l'on retrouve aux Brousses, où
il a fait l'objet d'une étude plus fine.
En résumé, les morphologies transverses (sillons NE-SW) ont une
activité moindre tant dans la cuvette que sur la bordure où à l'approche des
reliefs du Rouergue et c'est toujours en périphérie de la zone qu'on observe
les phénomènes synsédimentaires les plus intéressants, à l'approche des zones
faillées majeures.
14
LA ZONE NORD-EST
Située à l'Est des reliefs du Rouvergue dans la cuvette d'Alès s.l.,
cette zone s'étend au delà de Molieres sur Ceze jusqu'à la zone faillée des
Cévennes ("faille d'Alès").
Ce sont les coupes des Brousses qui nous intéressent ici. Les
faciès, depuis le Salifère inférieur jusqu'auxdolomies supérieures, caracté-
risent un milieu nérétique comparable à ce que l'on connaît à St-Andéol -
Cassagnette. On note une présence accrue d'argilites rouges et de grès micro-
slumpés (salifère inférieur).
Les dolomies inférieures nous livrent une succession de niveaux
pseudo-entérolithiques à sulfates épigénisés en silice. Ces niveaux pseudo-
entérolithiques ne sont probablement que les témoins de dépôts évaporitiques
plus puissants comme en témoignent les logs de forages. Cette formation est
affectée par des effondrements de direction subméridienne (+ N 170), proche
de ceux observés à la Chapelle St Andéol.
L'origine de ces effondrements est liée au sous-tirage provoqué
par la dissolution des sulfates contenus dans la série. Le caractère local
et parfaitement rectiligne de ces phénomènes (aspect de micro-canons) indi-
que la préexistance de diaclases favorisant la dissolution des sulfates et
reprises syngénétiquement en failles normales d'effondrement. Dans les couloirs
chaotiques ainsi formés, on note le développement de glissements de faible
ampleur, du Nord vers le Sud, rapidement amortis (fig. 16).
La particularité de ces effondrements réside dans le fait que
le vide relatif créé par dissolution est systématiquement comblé par la
masse chaotique, qui représente un volume supérieur à celui des sédiments
encore structurés. Il en résulte une dépression finale très faible, rapidement
comblée par les dépôts postérieurs (grès et argilites sableuses).
15
III - ANALYSE STRUCTURALE DU BASSIN TRIASIQUE D'ALES
Les objectifs définis pour l'étude structurale du bassin triasique
d'Alès se résument comme suit :
- contrôler l'existence et améliorer la définition du ou des
épisodes tectoniques contemporains du Trias ;
- caractériser ces épisodes par leurs effets sur la sédimentation
et par les cristallisations qui leurs sont associés.
Ces différentes étapes permettront de reconstituer le schéma
structural du bassin triasique d'Alès à différentes périodes de son remplis-
sage. Ces schémas tiendront compte de l'héritage de la structuration anté-
triasique et permettront unemeilleure compréhension de la complexité du
modelé paléogéographique au Trias. D'autre part semble se dégager de cette
reconstitution une relation importante entre la répartition des minérali-
sations précoces et la structure héritée du bassin triasique.
Enfin, une comparaison est établie avec un secteur voisin : le
horst de Pallières.
111-1 - LES DEFORMATIONS PRECOCES
Les déformations précoces décrites dans ce paragraphe regroupent
toutes les déformations associées à des événements synsédimentaires.
II 1.1.1 - La_çH_stension_N3S
Cette distension a été observée à St Andéol et aux Cassa-
gnettes (fig. 17). Elle est caractérisée par des failles normales N 80° à
120° E, des fentes de traction de même orientation remplies, parfois,
d'argilites vertes et d'anhydrite épigénisée et surtout de calcite rouge
(calcite et oxyde de fer). Des déformations synsédimentaires ont été
reconnues le long d'un accident E-W (fig. 7 in BONIJOLY, GERMAIN, 1982).
16
Cet épisode tectonique est peu représenté sur l'ensemble des affleurements
triasiques analysés ; quelques rares slumps sont associés à cette distension.
Le calcul du tenseur moyen des contraintes permet de caractériser
cette distension. Celle-ci possède une direction moyenne orientée N 170° E
et un rapport des contraintes R = -^ voisin de 0,01. Cette valeur trèsai- 03
faible correspond à un ellipsoïde des contraintes proches de la révolution
autour de ai (02 et 03 très peu différents) .
II 1.1.2 - La_distensi.on_NW-SE
La distension NW-SE est l'événement tectonique le mieux
représenté dans le Trias. Les conséquences de cet événement sont observables
sur pratiquement tous les affleurements d'âge triasique. Cette distension
provoque l'apparition de failles N 10° à 60° E, de fentes de traction de même
orientation, à remplissage varié (calcite rouge, argilite verte et grès
triasiques). Elle s'accompagne également de glissements synsédimentaires sur
les blocs qu'elle a basculé (fig. 18).
Le grand nombre de failles mesurées à permis de bien caractériser
le tenseur des contraintes responsable de cet événement (fig. 19 ). Celui-ci,
calculé par affleurement, possède un rapport R = 2 — - compris entre 0,1 et
0,3. Ce rapport reste constant et toujours faible ce qui tend à prouver que
l'ellipsoïde est proche de la révolution (02 eta3 peu différent).
II 1.1.3 - La_distens_ion_E=W
Cette distension, décrite dans le rapport 82 SGN 693 GEO
(BONIJOLY, GERMAIN, 1982) présente des failles normales et des fentes de
traction N160c à 20° E.
Une déformation synsédimentaire lui est associé dans les sédiments
rhétiens. Peu représentée sur les affleurements triasiques, cette distension
n'a pu être caractérisée par son rapport des contraintes.
17
III.1.4 - Chronologie et_EÍ'tiÍÍ2Q des_distensions_pré£oces
La distension N-S est antérieure à la distension NW-SE car les
plans qu'elle provoque, montrent des stries obliques lorsque ceux-ci ont
rejoué sous l'effet de la distension NW-SE. Ces deux événements présentent,
par ailleurs des structures synsédimentaires associées : slumps, fentes à
remplissage synsédimentaire dans les sédiments triasiques.
La distension E-W apparaît, quand à elle, associée à des phénomènes
synsédimentaires à partir du Rhétien.
En conséquence, deux épisodes de distension coexistent au Trias,
l'une est N-S, l'autre NW-SE. Le fait que le rapport des contraintes de la
distension NW-SE soit faible (02 peu différent de 03) indique que cette
distension correspond au réajustement de la contrainte distensive N-S sur
un bâti déjà fortement structuré suivant la direction cévenole (NE-SW). La
constante postériorité de la distension NW-SE par rapport à la distension N-S
étaye cette hypothèse qui s'appuie sur les travaux d'ANDERSON (1951). Ce
dernier démontre que la réorganisation des contraintes n'apparaît que lorsqu'il
y a mouvement le long des accidents, la contrainte ayant alors tendance à se
perpendiculariser à l'accident sur lequel elle s'applique.
Si l'on considère l'extension des effets que provoque ces disten-
sions dans la colonne stratigraphique (planche 3 ¿ri BONIJOLY, GERMAIN, 1982),
il apparaît que la distension N-S est toujours limitée et au socle et au
Trias. Quand à la distension E-W, la trace la plus récente a été détectée
dans l'Oxfordien au Nord d'Alès.
On propose donc la chronologie suivante :
- au Trias : distension N-S et NW-SE
- au Rhétien à l'Oxfordien (?) : distension E-W.
III-2 - LES DISTENSIONS MESOZOIQUES RECENTES
II1.2.1 - La_distension_NW;SE
Cette distension se caractérise par des failles N 20° à
70° E, des fentes à calcite rouge (fig. 20 calcite et oxyde de fer) de
même orientation ainsi que des joints stylolithiques horizontaux. Ce
18
remplissage permet de la différencier de la distension triasique car elle
caractérise un milieu oxydant qui n'existait pas au Trias. De plus les
sites dans lesquels on la trouve (failles, fentes de traction) caractérise
la fracturation d'un matériel fragile, déjà lithifié. Les effets de cette
phase peuvent s'observer jusque dans le Jurassique supérieur.
II 1.2.2 -
Sont associé à cette phase, des failles et des fentes à
calcite translucide N 135° à 155° E. Elle est peu représentée sur la zone
étudiée mais présente dans tous les étages jusqu'au Jurassique supérieur,
par contre, elle affecte intensément deux affleurements, celui des Brousses
et de St-Andéol (fig. 21 ).
111.2.3 - Çh roñososi_e _e t _da t a t i_on_de s _d i_s t e ns i_ons _N W-S E__e t _NN E;S S W_à
NE=SW :
Ces deux distensions n'ont montré aucun critère de chrono-
logie entre elles par contre, elles sont toujours antérieures à la phase
pyrénéenne (cf. II.4).
En conséquence, on propose, pour ces phases, un âge Jurassique
supérieur à Crétacé.
III-3 - LE PROBLEME DES CHAOS
La série triasique et particulièrement le Keuper présente, par
endroit, des perturbations sédimentaires ayant l'aspect de chaos, dans des
couloirs étroits où la série prend une allure d'olistostrome. Le caractère
synsédimentaire de ces formations est attesté par un recouvrement sans
flambage de leur toit lequel présente parfois un épaississement (fig. 22 ),
Une des limites verticales de ces structures est souvent constituée d'une
faille dont l'orientation peut être N 100°-110° E ou N 160°-10° E.
19
L'aspect effondré de ces "blocs" permet de supposer que leur
origine provient d'un sous-tirage résultant de la dissolution des anhydrites
contenues dans les salifères inférieur et supérieur du Trias mais la présence
de blocs provenant de la série reposant sur le toit de ces formations néces-
site l'existence d'un écoulement (fig. 16 ).
L'explication que nous proposons se résume donc ainsi :
lors de la distension N-S triasique, les différents compartiments
limités par les failles E-W sont basculés vers le centre du bassin. Cette
structure crée une pente le long de laquelle des couloirs peuvent s'établir
à la faveur de la dissolution précoce des anhydrites. La dissolution permet
l'effondrement des séries du Keuper dans des couloirs armés par des accidents
hérités et la pente permet l'écoulement. Il s'agit en fait de "micro-canons".
II1-4 - LA COMPRESSION PYRENEENNE
Les événements compressifs sont omniprésents dans le bassin
triasique d'Alès.
On peut y déceler trois épisodes :
111.4.1 - La_çomgression_NE-SW_£N_30°_E^ accompagnée des structures
suivantes :
- failles senestres N 50° à 60° E
- failles dextres N 160° à 10e E
- failles inverses N 80° à 140° E
- plis N130" à 140° E.
111.4.2 - Le_comp_ressi_on__NNW-SSE (N 155° E) créant où faisant rejouer
- failles senestres N 170° à 40° E
- failles dextres N 75° à 135° E
111.4.3 - La^çomgressionJHS (N 15° E)
- failles senestre N 20° à 80° E
- failles dextres N 160° à 10° E
- failles inverses N 70e à 120° E
- plis N 110° E
20
L'événement le plus important s'avère être la compression N-S.
Elle se rencontre le plus souvent et l'intensité de la déformation qui la
caractérise est toujours plus forte que pour les deux autres événements.
Chronologiquement, les compressions NE-SW et NNW-SSE sont antérieures
à la compression N-S. Bien que nous n'ayons pu classer chronologiquement
les deux premières, nous supposons que leur succession est semblable à
celle décrite par BONIJOLY (1980) dans le Quercy ; c'est-à-dire : compression
NE-SW précédant la compression NNW-SSE.
L'importante déformation associée à la compression N-S nous a
permis de caractériser le tenseur moyen des contraintes ainsi que le rapport
des contraintes (fig. 23,24);Ce dernier, très faible (0,07 < R < 0,09) indique
très clairement que l'ellipsoïde des contraintes est proche de la révolution
autour de ai. Ceci s'explique très bien par le fait que les terrains étudiés
se trouvaient sous recouvrement très faible (RIPOLI, VASSEUR, 1983). La
valeur de 02 et a3, très proche, leur permet de permuter fréquemment (rota-
tions de contraintes) ; ce qui entraîne la coexistence de failles inverses
et de plis (a3 verticales) avec des décrochements (a3 horitontales).
La déformation qui caractérise cette compression, reconnue dans la
région comme contemporaine de l'orogenèse pyrénéenne (ARTHAUD, 1980), est
faible en moyenne et typique des déformations qui affectent une plate-forme
sur socle stable en avant de zones orogéniques actives. Une zone apparaît
avoir subit une intensité beaucoup plus forte ; il s'agit de la zone sud de
la Grand'Combe ou un chevauchement a été reconnu à 1'Habitarelle. Ce chevau-
chement apparaît à la faveur d'une virgation d'un grand accident NE-SW
(bordure E du horst du Rouvergue) qui en pénétrant dans le bassin triasique
d'Alès, devient E-W. Le mouvement horizontal en décrochement senestre le
long de cet accident se transforme en mouvement chevauchant sur faille inverse
entrainant des décollements de couverture et des chevauchements dans la série
triasique (probablement de faible importance). C'est également à proximité de
cet accident que l'on trouve un pli dont le taux de raccourcissement est
très intense (plis déversé) alors que les plis observés dans le reste du
bassin sont toujours de faible amplitude et toujours très ouverts.
21
III-5 - LA MISE EN PLACE DE LA BARYTINE
La barytine observée est essentiellement de type fissurai. Les
quelques niveaux stratiformes rencontrés apparaissent surtout en relation
avec la porosité du matériau (dans les niveaux gréseux par exemple) et
d'importance moindre par rapport à la barytine fissurale.
La barytine se rencontre, dans des structures variées (filons,
fentes de traction, failles) orientées N 20° E, N 30° E, N 65° E, N 110° E
et N 135° E (fig. 25 ). Toutes ces structures sont sub-verticales (de 60 à
90°). La famille la mieux représentée est orientée N 30° E puis vient la
famille N 110° E et la famille N-S à N 20° E.
Ces trois directions correspondent toujours à des fentes, des
filons et des failles normales associées respectivement aux distensions
NW-SE , N-S et E-W.
Aucune relation directe n'a jamais été observée entre déformation
synsédimentaire et barytine par contre, les minéralisations sont souvent
associées à des phénomènes diagénétiques tels que la silicification des
épontes des structures hôtes (ex. : Le Moulinet, Col de Trélis). Ces trans-
formations suivent le dépôt du sédiment sans que l'on puisse leur attribuer
d'âge. D'autre part une grande partie des minéralisations fissurales montre
les caractéristiques d'une fracturation post lithification tout en se plaçant
dans des sites paléogéographiques particuliers (bordure de haut-fond ex. :
l'Habitarelle).
Un exemple de ces minéralisations est illustré par les filons du
Col de Trélis, situés à proximité d'une faille NNW-SSE qui décalle le
Sinémurien par rapport au Trias. Les filons NE-SW sont probablement apparus
sous l'effet d'une distension NW-SE. Ils présentent un remplissage essentielle-
ment barytique. Les épontes sont nettes lorsque ces structures traversent les
dolomies silicifiées (fig. 26). Elles disparaissent lorsque les filons attei-
gnent des niveaux de grès grossiers. La structure filonienne est remplacée
par une imprégnation du grès (cimentation secondaire) qui déborde largement les
épontes des filons sous-jacents.
22
Cette minéralisation apparaît donc postérieure ou synchrone de la
silicification et contemporaine d'une distension NW-SE. Celle-ci peut être
triasique si la diagénèse est précoce ou mésozoîque si l'on estime que la
lithification du matériau ne peut être acquise qu'après un laps de temps
supérieur au Trias.
En conséquence, il nous apparaît que la mise en place du stock barytique
s'effectue durant les distensions N-S et NW-SF. triasiques (?) et E-W jurassi-
que inférieur (Mas Dieu), mais que le stock principal est lié à la distension
NW-SE mésozoïque (Col de Trélis, le Moulinet).
III-6 - CONTROLES STRUCTURAUX DU BASSIN TRIASIQUE D'ALES, IMPLICATIONSPALEOGEOGRAPHIQUES.
Au Trias, le bassin d'Alès a subi une histoire tectonique complexe.
Cette complexité résulte pour partie d'une forte structuration du socle acquise
pendant le Stephanien et le Permien.
Au Stephanien, le fonctionnement du bassin houiller a probablement
entraîné une forte structuration NE-SW telle que le suggère la carte des
isohypses de la base du Stephanien (fig. 27). Cette structuration NE-SW est
expliquéepar ARTHAUD et al. (1977) comme le résultat du fonctionnement en
décrochement senestre de la faille de la Croix des Vents (NW-SE) et l'appari-
tion de failles normales de compensation NE-SW dans le bassin houiller. On
notera également l'existence d'une limite structurale N-S qui relie la
bordure ouest du Rouvergue à Aies.
Au Permien, il est probable que cette structuration est compliquée
par le découpage du socle par de grands accidents E-W à WNW-ESE, comme le
suggère le schéma structural issu des isohypses de la base du Stephanien et
de la base du Trias (fig. 28 ). Tous ces accidents (NE-SW, NW-SE et E-W)
ont été sollicités sous l'effet des contraintes distensives triasiques.
Les isopaques des grès de base indiquent, qu'à cette époque, une
forte discontinuité NE-SW est active. Elle limite au NW les sillons de
Malbosc - Le Mas Dieu et de Rouvelong et se trouve dans le prolongement de la
bordure E du Rouvergue Le sillon de Rochebeile - Fontanes semble également
résulter du jeu d'accidents NE-SW. Le sillon de Branoux quant à lui, est le
23
témoin qu'au début du Trias, le grand décrochement de Villefort dont la
faille de la Croix des Vents constitue l'extrémité SE était encore actif.
Tous ces accidents sont réactivés sous l'effet de la distension N-S (fig. 29).
Pendant le dépôt du Salifère inférieur, la distension N-S persiste.
Un plus grand nombre d'accidents semblent jouer pendant cette période. En
particulier des accidents E-W semblent apparaître au Nord du bassin alors qu'au
Sud, sont réactivés des accidents NE-SW (fig. 30). Le sillon du Branoux est
en voie de résorbtion et souligne la fin de l'activité de la faille de
Villefort.
On note également 1'activation d'accidents N-S qui permettent
l'individualisation de haut- fonds de même direction. Cet événement corres-
pond probablement au début de la réorientation locale de la contrainte N-S
suivant une direction NW-SE.
C'est à partir de l'épisode carbonate que la structuration triasi-
que s'exprime. En effet, la structuration E-W se développe intensément surtout
dans la partie nord du bassin. On notera que les minéralisations se situent
alors à l'intersection de vieux accidents stéphaniens tels qu'à l'intersection
de la faille NE-SW de Mercoirol et de la faille NW-SE des Gardioles où bien
entre la faille N-S de Laval-Pradel et la faille NW-SE des Gardioles en
bordure du horst de Lavabreille. Par extrapolation un troisième site
semblerait favorable ; il se situerait à l'intersection entre le prolongement
SW de la faille de Mercoirol et l'accident sub-méridien de Laval-Pradel.
Le haut-fond de Rochebelle-Fontanes semble limité à l'Ouest par
l'accident Stephanien N-S à proximité duquel on retrouve des minéralisations.
Il apparaît que la distribution des gîtes minéralisés sont étroite-
ment contrôlés par des accidents du socle anté-triasique et particulièrement
par la faille de Mercoirol et par le couloir N-S délimités par les accidents
de Laval-Pradel-Rochebelle et les Gardioles- Drulhes.Les zones les plus inté-
ressantes semblent se localiser à l'intersection entre ce couloir N-S et les
failles de direction cévenole NE-SW (fig. 31).
24
La paléogéographie durant les dépôts du salifère supérieur montre
une reprise importante de l'activité des accidents stéphaniens. La structuration
acquise pendant l'épisode précédent est détruite au profit de directions
cévenoles qui s'expriment pleinement ainsi que de directions méridiennes.
C'est pendant cette période que le horst de Roc.hebelle-Fontanes se trouve
être le plus limité géographiquement. Tout concourre à penser que cette
situation est régie par la distension NW-SE (fig. 32).
La paléogéographie des grès supérieurs montre quant à elle, un
retour à des conditions structurales à affinité triasique. La structuration
E-W, en liaison avec la distension N-S reprend de l'importance à l'exception
de l'extrémité SE du bassin toujours contrôlé par les directions cévenoles
(horst de Rochebeile-Fontanes)(fig. 33).
Cette reconstitution structurale basée sur les données paléogéo-
graphiques de RECROIX (1981) et l'édification d'un schéma structural du
socle antétriasique soulignent que, au Trias, un ensemble d'accidents impor-
tants NE-SW probablement d'âge Stephanien sillone le bassin et influence
fortement l'évolution paléogéographique de celui-ci. Cette structure
préfigure l'individualisation de la marge active du bassin salifère qui
se développe à l'Est de celle-ci. Cette évolution correspond à l'initiation
du proto-rift triasique de la Thétis.
Cette reconstitution souligne également l'instabilité des domaines
paléogéographique dans le Nord du bassin. Ceux -ci dépendent des accidents
sollicités sous l'effet des contraintes en vigueur. Par contre un domaine
apparaît particulièrement constant: il s'agit de la structure positive de
Rochebelle-Fontanes, perenne durant au moins tout le Trias. En conséquence,
deux domaines s'individualisent nettement :
- un domaine en bordure de marge active (horst de Rochebelle-
Fontanes) contrôlé par une structuration antérieure NE-SW et perenne pendant
le Trias indépendemment des contraintes tectoniques qui le sollicite ;
- un domaine de plate-forme stable dont la structuration réutilise
également des accidents anciens et qui se modèle en fonction des contraintes
qu'il subit.
25
La comparaison entre les données issues de cette reconstitution
et celles de l'analyse structurale de terrain souligne également une bonne
convergence. En effet, les structures cassantes prédominantes dans le Trias
sont bien orientées NE-SW en association avec la distension NW-SE alors que
les structures E-W sont beaucoup moins marquées. Enfin l'existence d'une
activité associée aux structures stéphaniennes N-S durant le Trias quoi-
qu'épisodique et discrète, se ressent dans la sédimentation par l'apparition
de chenaux et de "microcaîions" (chaos) généralement associés à des failles
N-S.
IV - COMPARAISON DES DONNES STRUCTURALES AVEC UN SECTEUR VOISIN ,:
LE HORST DE PALLIERES.
Quelques coupes effectuées en travers du horst de Pallières dans
la moitié septentrionale (entre La Frigoule et la Fabrique) montre une
déformation cassante importante et singulière.
ÏV-1 - LES DEFORMATIONS ANTE-PYRENENNES.
Les stations de mesure effectuées sur la bordure ouest du horst
montre une importante fracturation grâce à laquelle on reconstitue les paléo-
contraintes suivantes :
. IV. 1.1 - La_distension_NW-SE
Cette distension est responsable de l'activité des failles
qui limitent le horst. Elle crée des failles normales NE-SW dont les stries,
plus ou moins bien conservées, permettent de calculer le tenseur moyen des
contraintes (fig. ). Le rapport des contraintes R est égal à 0,2 ; il
est comparable à celui obtenu pour la distension NW-SE triasique dans le
bassin d'Alès (cf. II.1.1).
Le caractère synsédimentaire de cet épisode tectonique est, en
outre, attesté par les observations effectuées à la Fabrègue sur le Horst.
Une coupe montre le contact socle-Trias silicifié et rubéfié. Cette silici-
fication et cette rubéfaction affecte également (fig. 36) :
26
- les épontes des failles qui limitent le horst des niveaux
supérieurs du Trias en contact avec la faille, ceci prouve que l'activité
du horst a été continue pendant au moins tout le Trias ;
- qu'elle a été constamment associée à des phénomènes de tranfor-
mation diagénétique.
Les stries qui caractérisent cette phase sont constituées de
silice et d'oxyde de fer. Une carte structurale du horst de Pallières est
proposée pour le Trias pendant la distension NW-SE (fig. 37 ).
IV.1.2 - La_distension_ENE-WSW
Cette distension, observée entre la Frigoule et la Fabrègue,
fait apparaître des failles N 150° E à N-S qui interrompent le tracé
rectiligne du horst. Cette distension correspond probablement à la
distension E-W rhétienne à Jurassique inférieur du bassin d'Alès (fig. 38 ).
IV-2 - LES DEFORMATIONS PYRENENNES
Le style des déformations pyrénéennes sur le horst de Pallières
est tout à fait particulier. En effet, la compression N-S, qui est la
seule compression représentée (à l'exception de l'affleurement de la
Fabrique qui montre un pli compatible avec la compression NE-SW antérieur à
la compression N-S ; fig.39,40),fait rejouer les limites du horst en faille
senestre. Ce jeu en décrochement s'accompagne également d'une composante
inverse lorsque le plan s'oriente, à la faveur d'une virgation, perpendicu-
lairement à la contrainte (fig. 41 ; à l'ouest de la Fabrègue). Elle entraine
également des mouvements importants dans la couverture sédimentaire qui
se traduisent par des contacts anormaux plats :
Sur le horst, des contacts anormaux ont été observés entre le
Rhétien et l'Hettangien (fig. 42) et entre le Rhétien et le Sinémurien
(ou l'Hettangien, fig. 43) ; ces deux contacts anormaux indiquent une
translation du Sud vers le Nord.
27
A l'extrémité du horst, la tectonique observée est encore plus
violente. En effet, une coupe effectuée à la Fabrique montre une tectonique
d'écaillés suffisamment intense pour impliquer la socle (fig. 44, 45).
Cette tectonique d'écaillage et de nappe peut être expliquée par
la situation particulière du horst de Pallières qui reste une structure
perenne au cours du Trias et du Mésozoîque. Il s'agit d'une structure
d'extension importante dont l'extrémité nord vient buter sur le môle des
Cévennes cristallophylliennes. A 1'Eocene, lorsque le horst subit le
raccourcissement N-S, il se bloque au Nord sur le môle ce qui entraine un
véritable télescopage entre ces deux structures de sorte que les séries
situées sur le horst sont charriées. A l'extrémité nord du horst, à l'endroit
du télescopage entre le horst et le môle des Cévennes, le raccourcissement se
bloque rapidement et se transforme en un basculement qui amplifie,par l'effet
de la gravité, le phénomène de l'écaillage (fig. 46).
IV-3 - COMPARAISON ENTRE LE SECTEUR DU HORST DE PALLIERES ET LE SECTEUR D'ALES.
La différence essentielle entre ces deux secteurs, apparaît être
l'intensité de la déformation résultant de la compression pyrénéenne. En effet,
si la déformation, sur le horst de Pallières est très intense et de type
écaille ou nappe, la déformation dans le secteur d'Alès, est beaucoup plus
diffuse ; elle s'exprime sous forme de décrochements et de plis de très
faible amplitude (sauf à proximité des failles E-W).
Cette différence résulte de la structure préexistante du substrat.
Le bassin de Mialet comporte une limite orientale unique et continue, consti-
tuéepar le horst de Pallières qui s'enracine sur le môle cristallophyllien des
Cévennes alors que le bassin triasique d'Alès montre (à l'issue de l'étude de
Recroix) une limite orientale discontinue : horst du Rochebelle-Fontanes,
horst de l'Arbousset, horst de Cercofiot qui se parallèlisent au môle du
Ro «vergue.
Cette disposition tend à prouver que la structuration d'orientation
cévenole anté-triasique était plus intense au Sud d'Alès qu'au Nord.
28
Au Trias, l'évolution des deux bassins montre des différences
importantes. L'évolution triasique du horst de Pallières semble contrôlée
uniquement par l'activité des structures cévenoles. Dans cette partie du
bassin, c'est la structure qui détermine la direction de la distension en
vigueur, c'est-à-dire, la distension NW-SE.
Ce contrôle tectonique par les directions structurales préexistantes
peut être appliqué également à la limite SE du bassin triasique d'Alès. Par
contre dans la partie NW et centrale du bassin, la structuration préexistante
moins marquée et plus variée (directions NE-SW, NW-SE, N-S) permet à la
distension N-S et par conséquent aux directions paléogéographiques E-W propres
au Trias de s'exprimer.
29
V - CONCLUSION
L'étude structurale effectuée sur le Trias du bassin d'Alès et
de la moitié septentrionale du horst de Pallières complète l'histoire
tectonique triasique de cette zone.
Il ressort de cette étude que l'évolution paléogéographique de
cette région dépend essentiellement de la structuration tardi-hercynienne
du substratum. En effet, il apparaît que le socle anté-triasique était
déjà fracturé suivant des directions NE-SW à l'emplacement du horst de
Pallières jusqu'à Aies et NW-SE, NE-SW et N-S au Nord d'Alès. Cette
structuration contrôle l'expression des distensions contemporaines du
Trias. Durant cette période, le régime tectonique général est constitué
d'une distension N-S. L'ellipsoïde des contraintes, caractéristique de
cet épisode, est très proche de la révolution, ce qui facilite sa réorien-
tation suivant une direction NW-SE lorsque la structuration NE-SW tardi-
hercynienne est importante.
Cette structuration permet l'individualisation de plusieurs
zones paléogéographiques à sédimentation induite : morphologies en sillons
et haut-fonds, bordures actives.
La zone bordiere ouest du bassin triasique d'Alès présente une
sédimentation détritique grossière et puissante (100 m) très différente
de celle observable au coeur du bassin (sédimentation argilo-carbonatée)
car issue des reliefs cristallophylliens. D'après les caractères de la
sédimentation et l'existence de chenaux longitudinaux (N 20° - 30° E)
appuyés sur des morphologies de failles normales, il apparaît que les
dépôts sont contrôlés par le jeu de la faille de la Croix des Vents.
La zone centrale : elle concerne la cuvette de la Grand'Combe
limitée à l'Est par le paléo-relief du Rouvergue ; cette cuvette présente
une sédimentation essentiellement constituée d'argilites et de dolomies
qui caractérise un milieu nérétique.A proximité du paléo-relief se déve-
loppent des formations très littorales à chenaux temporaires, mud-cracks,
stratifications entrecroisées et à ripple-marks d'axe NE-SW. Les directions
30
N-S tardi-hercyniennes du socle qui limitent le paléo-relief du Rouvergue
transparaissent sous forme d'accidents le long desquels s'appuient des
micro-canons à olistolithes. On notera que les phénomènes synsédimentaires
les plus intéressants se localisent en bordure de la cuvette, à l'approche
des zones faillées majeures.
La zones nord-est : située entre les reliefs du Rouvergue et la
faille des Cévennes, cette zone présente une sédimentation caractéristique
d'un milieu nérétique depuis le Salifère inférieur jusqu'aux dolomies
supérieures. On note la présence accrue d'argilites rouges et de grès
microslumpés dans le Salifère inférieur ainsi que des niveaux pseudo-
entérolithiques à sulfate épigénisé en silice dans les dolomies inférieures.
Ces niveaux sont les témoins de dépôts évaporitiques plus puissants dont
la dissolution à entrainé, dans les niveaux sus-jacents, un phénomène de
sous-tirage et l'individualisation de micro-canons subméridiens.
Les minéralisations associées aux distensions NW-SE mésozoïques
sont souvent localisées dans la base du Trias et s'expriment parfois en
association avec une silicification et une rubéfaction de surfaces sédi-
mentaires comme des épontes des failles synsédimentaires.
Cette évolution structurale du bassin triasique d'Alès s'intègre
dans l'évolution générale de la bordure cévenole située, au Trias, en
bordure d'un bassin profond. Cette marge active est le témoin de l'initia-
tion du proto-rift triasique précurseur de l'ouverture de la Thétis.
Au Mésozoïque se succèdent plusieurs distensions ; la première,
orientée E-W montre ses premiers effets au Rhétien. Elle évolue probable-
ment au cours du Jurassique inférieur et moyen vers une distension NW-SE.
Ces deux distensions s'accompagnent au niveau du Trias, par des minérali-
sations en barytine toujours de type fissurai avec parfois quelques
occurences stratiformes qui dépendent du premier type. Durant cette période
la bordure cévenole constitue toujours la marge "active" du bassin du Sud-
Est pendant le rifting mésozoïque ; elle limite la plate-forme externe du
bassin établi sur un plancher aminci.
31
A la distension NW-SE succède une distension NNE-SSW à NE-SW
anté-éocène.
La compression pyrénéenne d'âge éocène reprend l'ensemble des
structures préexistantes. Le système de failles de la bordure cévenole
joue en sénestre ; localement à composante inverse, ainsi que les bordures
des horsts de Pailières et Rochebelle-Fontanes. Les failles E-W rejouent
en failles inverses en écrasant les crochons des anciennes failles normales
qu'elles réutilisent. Le raccourcissement s'exprime de manière générale
par un jeu en décrochement et un faible plissement de la couverture sauf
à proximité de failles E-W.
Une autre exception se situe sur l'ensemble du horst de Pailières
où l'intensité de la déformation y est particulièrement élevée. Cet état
résulte de la position structurale du horst butant au Nord contre le môle
des Cévennes. La collision de ces deux unités entraîne, à leur limite, la
formation d'écaillés implicant le socle et sa couverture et sur le horst,
le glissement d'unités sédimentaires. De telles déformations n'apparaissent
pas dans la littérature ou à la lecture de la carte géologique ; il semble
qu'un effort de révision de la carte puisse améliorer la connaissance de
l'évolution structurale du horst de Pailières.
32
BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE
ANDERSON E.M. (1951) - The dynamics of fauting. Olivier et Boyd, Edinbourg,Londres.
ARTHAUD F., MEGARD F., SEGURET M. (1977) - Cadre tectonique de quelques bassinssédimentaires. Bull. Centre Rech. Expl. Prod. Pau, vol. 1, n° 1,pp. 147-188.
ARTHAUD F. (1980) - Microtectonique et champ de contraintes. Exemple de ladéformation d'âge paléocène en France dans l'avant pays alpin(en cours).
BONIJOLY D. (1980) - Etude structurale et minéralisations d'une plate-formecarbonatée : Le Quercy - Thèse 3e cycle, Orléans. Documentsdu BRGM, D' 26, 1981, 303 p.
BONIJOLY D., GERMAIN H. (1982) - Histoire tectonique post-hercynienne dubassin d'Alès (Gard) - Rapport BRGM n° 82 SGN 693 GEO, 22 p.
COUREL L., FINELLE J.C., REY M. (1980) - Données nouvelles sur le Triascévenol : chronologie, sédimentologie, implications métallogé-niques. Chronique de la recherche minière nc 457, pp. 29-44.
FINELLE J.C. (1981) - Contribution à l'étude du Trias de la bordure sous-cévenole ; stratigraphie, sédimentologie. Thèse 3e cycleUniv. Dijon.
GRAS H. (1970) - Etude géologique détaillée du bassin houiller des Cévennes.Thèse de doctorat - Clennont.
RECROIX F. (1981) - Etude géologique et métallogénique du bassin triasiqued'Alès : sédimentologie, paléogéographie ; relations desminéralisations avec les ombilics de subsidence à évaporiteset les structures positives à séries réduites. Thèse 3e cycle -Univ. Paris - P. & M. Curie.
RISPOLI R., VASSEUR G. (1983) - Variation with depth of the stress tensoranisotropy inferred from microfaults analysis. Tectonophysicsn° 93, pp. 169-184.
33
LISTE DES FIGURES
Figure 1 : Carte géologique du bassin mésozoîque d'Alès, situation des coupeslithologiques.
Figure 2 : Correspondances lithologiques (d'après F. RECROIX, 1981).
Figure 3 : Coupe des Brousses.
Figure 4 : Coupe générale de la Chapelle St Andéol.
Figure 5 : Coupe de St Andéol (extrait).
Figure 6 : Coupe de la Cassagnette.
Figure 7 : Coupe de N.D. de Laval (1).
Figure 8 : Coupe de N.D. de Laval (2).
Figure 9 : Coupe du Mont Redon.
Figure 10 : Coupe de 1'Arbous (1).
Figure 11 : Coupe de 1'Arbous (2).
Figure 12 : Coupe des Taillades (1).
Figure 13 : Coupe des Taillades (2).
Figure 14 : Coupe des Taillades (3).
Figure 15 : Coupe de la Fabrique.
Figure 16 : Les Brousses : schéma d'évolution longitudinal d'un couloirchaotique.
Figure 17 : La distension N-S triasique.
Figure 18 : Slump NE-SW dans la série triasique des Caussiers.
Figure 19 : La distension NW-SE triasique - Calcul du tenseur moyen de ladistension NW-SE.
Figure 20 : Représentation stéréographique des structures tectoniques àremplissage de calcite oxydée.
Figure 21 : La distension NW-SE triasique et NE-SW mésozoîque ; la compressionN-S pyrénéenne.
Figure 22 : Exemple de chaos (micro-canons) limité par failles N-S.
Figure 23 : La compression N-S pyrénéenne.
Figure 24 : Détermination du tenseur moyen de la compression N 20° E.
Figure 25 : Stéréogramme de toutes les structures cassantes minéralisées enbarytine.
Figure 26 : Coupe du complexe filonien du col de Trélis.
Figure 27 : Isohypses de la base du Stephanien.
34
Figure 28 : Schéma structural du bassin triasique d'Aies à la fin du Permien.
Figure 29 : Schéma structural du bassin triasique d'Alès pendant le dépôt desgrès de base.
Figure 30 : Schéma structural du bassin triasique d'Alès pendant le dépôt duSalifère inférieur.
Figure 31 : Schéma structural du bassin triasique d'Alès pendant le dépôt de1'Epi sodé carbonaté.
Figure 32 : Schéma structural du bassin triasique d'Alès pendant le dépôt duSalifère supérieur.
Figure 33 : Schéma structural du bassin triasique d'Alès pendant le dépôt desgrès supérieurs et argilites bariolées.
Figure 34 : La distension NW-SE triasique et la compression N-S pyrénéenne.
Figure 35 : Détermination du tenseur moyen de la distension NW-SE.
Figure 36 : Coupe synthétique du horst de Pallières à l'Ouest de la Fabrègue.
Figure 37 : Carte structurale du horst de Pallières pendant la distensionNW-SE au Trias.
Figure 38 : Carte structurale du horst de Pallières pendant la distensionENE-WSW au Jurassique inférieur et moyen (?).
Figure 39 : Stéréogramme des pôles de plans de stratification.
Figure 40 : Les compressions NE-SW et N-S pyrénéennes.
Figure 41 : Carte structurale du horst de Pallières pendant la compressionN-S pyrénéenne.
Figure 42 : Contact anormal entre Hettangien et Rhétien entre la Frigoule etla Bastide (horst de Pallière).
Figure 43 : Contacts anormaux entre Sinémurien et Rhétien entre la Frigouleet la Fabrègue (Le Chateau, horst de Pallières) .
Figure 44 : Carte géologique au 1/5 000e de l'extrémité nord du horst dePallières.
Figure 45 : Bloc diagramme de l'extrémité nord du horst de Pallières.
Figure 46 : Reconstitution palinspathique des déformations pyrénéennes del'extrémité septentrionale du horst de Pallières.
35
COORDONNEES LAMBERT (ZONE III) DES LOCALITES CITEES
DANS LE TEXTE.
Coupe des Brousses
Coupe de la Chapelle St
Coupe de N.D. de Laval
Coupe de la Cassagnette
Coupe du Mont Redon
Coupe de 1'Arbous
Coupe des Taillades
Coupe des Caussiers
Coupe de la Fabrique
Branoux
Drulhes
Les Gardioles
Lavabreille
Laval-Pradel
Malbosc
Le Mas Dieu
Mercoirol
Peyrefon
Rochebelle
Rouvelong
: x = 742,665
Andéol : x =
: Xj = 737,35
: Xi = 738,58
: Xi = 736,525
: •x1 = 734,98
: Xi = 733,2 :
: X i = 731,5 :
: X.J = 734,15
: x = 732,045
: x = 739
: x = 739,16
: x = 737,59
: x = 737,93
: x = 737,53
: x = 738,955
: x = 740,025
: x = 730
: x = 738,4
: x = 737,32
y2
737
y2
yi
yi
yi
1 =
1 =
yi
y =
y =
y =
y =
y =
y =
y =
y =
y =
y =
y =
= 3217,725 ; x 2 = 743,325 y£ = 3217,975
y1 = 3213,175 ; x£ = 735,825 y2 = 3213,2!
= 3212,72 ; x2 737,85 y2 3213,84
= 3213,175 ; x ¿ = 739 y2 3213,25
= 3210,53 ; x 2 = 736,8 y2 = 3211,2
= 3214,125 ; x2 = 734,98 y2 3214,45
3215,65 ; x2 = 732,425 y2 = 3215,025
3216,475 ; x£ = 729,5 y2 = 3216
= 3203,7 ; x£ = 733,9 y2 = 3203,64
3214,46
3209,685
3214,2
3209,37
3213,56
3211,44
3212,72
3215,72
3217
3205,35
3210,5
.es Caussiers •
LaChapelleSt Andéol''Les. Taillade
A GRAND COMBE a Cassagnette
L'Habitare
LA CROIXDES VENTS
Figure 1 - CARTE GEOLOGIQUE DU BASSINMESOZOIQUE D'ALES ; SITUATIONDES COUPES LITHOLOGIQUES.
Socle indifférencie
Stephanien
m ™as| [ Série post-triasique
Faille
Chevauchement
CoupeLa Fabrique
SW
Figure 2 -
Col d'Uglas
CORRESPONDANCES LITHOSTRATIGRAPHIQUES (d'après F. RECROIX, 1981)
Echelle 1/5OOe.
NELes Gardioles Les Brousses
11
Grès supérieurs et
arqilîtes associées
Arq. noires évap.
Barre carbonate em é di ane
Arqilites noires
évapori tiquesinférieures
Grès c arbon a tésinf éri eur s
Grès et arqilitesferrugineuses
Grès grossiers ifaciès Bunt s an ds tern
i.i.i.i. i, iti.'
i.i.ii.i.i
G r è s s u p é r i e u r s et
arqilites bar io lées
;.V_-J~Salif èr e supér ieur
B a r r e dolo mi t iques u p é r i e u r e
S a u f è re m ö g e n
B a r r e do lomi t ique
i n f é r i e u r e
Sali f è r e in fér ieur
G r è s de b a s e
EF
s0de c
arbon
F
é
Lithostratigraphie d'aprèsCOUREL et al. (1980)
Lithostratigraphie d'aprèsF. RECROIX (1981)
LEGENDE DES FIGURES 3 A 15Légende numérotée =
"J grès de base
2 salifère inférieur
3 doLomies inférieures
4 salifère moyen
5 doLomies supérieures
Q salifère supérieur
Y grès supérieurs et argiLites associées
Q Rhétien
Légende coupes =
niveaux à sulfates
argilites
argi lites et/ou marnes
dolomies argileuses_¿_L^ i
dolomiesdolomies à brèche intraformationnelle
dolomies michoïdes— fines ou massives —-
dolomies "onduleuses"
dolomies à Lentilles de grès
dolomies gréseuses
grès à strates obliques
ÄS grès
grès
grès
grès
à chenaux
"nougats'
argileux
fin
grossier
conglomérats
brèches / conglomérats - grossiers
Figure 3 - COUPE DES BROUSSES -
\
\*•> O
Sinémurien ou Hettangien
8 alternance d'argiLites et doLomies
dolomies, doLomies gréseuses et argiLites
argiLites bariolées et doLomie
grès (coulées turbides)
poudingue à galets mous
doLomies
conglomérat à galets mous
• ' - . * - " - • . .
alternance argilo-silteuse, rares bancs dolomitiques
grès bréchiques (conglomérat de base)
Figure A
Stephanien
COUPE GENERALE DE LA CHAPELLE St ANDEOL AU 1/3 000e.
Coupe Sud
Coupe Centrale
•••; : ; : .•»
variations Latérales de faciès à St Andéol : au Sud développementde puissants chenaux.
Figure 5 - COUPE DE St ANDEOL (extrait) 1/150e.
grès conglomératique et doLomicritique sableux
argiLites carbonatées et Liserets Ligniteux Lenticulaires
brèche grossière à dolomie et quartz détritique
alternance d'argilites verte et de dolomies
^2T grès à strates entrecroiséesdolomies fissurées remplies de sable
dolomicrite gréseuseà strates entrecroisées
2 mètres de dolomies et argi lites (6)
8 mètres de dolomies + bréchiques (5)
50 mètres d'alternance d'argilites et de dolomies (4 et 3)
Figure 6 - COUPE DE LA CASSAGNETTE - éch. 1 - 150e.
8argi lites rouge brique à passées de détritiquegrossier
doLomies et grès
grès à ciment dolomitique et à strate oblique
dolomies gréseuses et argi lites
dolomies onduleuses
argi les et dolomies
grès grossiers en chenaux en alternance avec dolomieset argi lites
argi lites et dolomies
sables dolomitiques et fins niveaux de grès
Figure 7 - COUPE DE N.D. DE LAVAL (1) - 1/150 e.
grès dolomitique grossier à strates entrecroisées
argi lites et doLomies sableuses
dolomies sableuses et dolomies noduleuses
dolomies argileuses, argilites fines
Figure 8 - COUPE DE N.D. DE LAVAL (2) 1/150e.
grès type "nougat'
grès à rares passées dolomitiques
grès et argi Lites
alternance d'argilites vertes et Lie de vin
et de dolomies
Figure 9 - COUPE DU MONT REDON 1/150e,
grès, grès sableux, argiles sableuses
m• . ' .-.i.
wmpetites ocres ou bleutées à passées gréseuses
grès grossier massif
argi lites à passées gréseuses
£ ;'••'."•'.••: ••••«•< grès grossiers à conglomérat i ques
o .'o •_•• ;-f i
Figure 10 - COUPE DE L'ARBOUS (1). 1/150 e.
Grès massifs grossiers à conglomératiques
alternance de grès et de grès argileux
grès grossiers à conglomératiques à strates entrecroisées
grès et pélites grises
Figure 11 - COUPE DE L'ARBOUS (2) 1/150e.
argilites et dolomies du Rhétien
chenal à remplissage gréseux
grès à "flaques dolomitiques"
grès type "nougat"
dolomies et argilites vertes sableuses
grès type "nougat"
dolomies, argilites et argilites sableuses
Figure 12 - COUPE DES TAILLADES (1) éch. 1-150e
alternance d'argiLites et de doLomies
alternance de grès et d'argilites avec quelquesrares épisodes dolomitiques
dolomie massive
alternance d'argilites et de grès
succession des bancs gréseux + grossiers
argilites vertes sableuses
grès massif
Figure 13 - COUPE DES TAILLADES (2) - 1/150e
grès massifs
grès grossiers à interlits d'argilite
croûtes ferrugineuses
alternance de grès et d'argilite sableuse
Stephanien
Figure 14 - COUPE DES TAILLADES (3) 1 /150e .
alternance de grès et silts micacés
grès fins blancs et argi lites gris verdâtre
niveau silteux à gros galets de quartz
conglomérat de "base" très grossier
socle rubéfié
Figure 15 - COUPE DE LA FABRIQUE 1/150e.
Figure 16 - LES BROUSSES -
Schéma d'évolution Longitudinal
d'un couloir chaotique
W//7/,
Niveaux moyens supposés de l'eau
Niveaux de recouvrement
Masse chaotique
Niveaux "encaissants'
Niveaux évaporitiques\
vers le bassinrhodanien
vers la cuvette
'Alè s-Pan i s s i è re
ASU 150-151 TRIAS DISTENSION N-S
swum oisnec IIFEMEUR
Figure 17 - LA DISTENSION N-S TRIASIQUE.
Figure 18 - SLUMP NE-SW DANS LA SERIE TRIASIQUE DES CAUSSIERS.
grès
grès argiLo-siIteux
argilite verte
STflTION 98 LES CRS5RGNETTE5
PROJECTION DE SCHMIDT HEMISPHERE INFERIEUR
LEGENDE
O FRILLE INDETERMINEE • FILON
0 » STRIE NORMHLE 4. CONTRAINTE
o FRILLE N0RNR.E O _ STRIE INDETERMINEE
Figure 19 - LA DISTENSION NW-SE TRIASIQUE.
VHLEUR MINI <VOLEUR MflXI •MOYENNE ORITM. •ECHU-TYPE •MOYENNE CEOM. •DEVIHT1ON CEOM.i
2.127.964.471.664.141.52
.Vs.m
m mis.m
2s.eese.iw3S.BB
4s.n
55. m
ES.m7». m
OT.BB
BS.BB
M . mANGL
IR
:
3« 4» 58 61 7B
11
ñNC9 ECHRNT. TRqiTES
FREQUENCES60 9H IBB
Histogramme de fréquences de (S|,,T )
\i = 0,777 direction 53,19° pendage 63,06°
*2 =-0,191 direction 222,19° pendage 26,51°
X, =-0,586 direction 3K,41° pendage 4,44°
R = 0,289
Figure 19 - CALCUL DU TENSEUR MOYEN DE LA DISTENSION NW-SE.
(1)
CHLCITE ROUGEPROJECTION DE 9CHMIDI HEMISPHERE INFERIEUR
— 1 mesure pour 1 X de surface— 2— 3 »
LEGENDE
+ OIRCLHSE
^ FRILLE SENESrRE
g FnlLLE INVERSE
FRILLE INDETERMINEE • FILON
FflILLE OEXTRE a FENTE DE TRflCTION FOULE NORMRLE
Figure 20 - REPRESENTATION STEREOGRAPHIQUE DES STRUCTURES TECTONIQUESA REMPLISSAGE DE CALCITE OXYDEE.
famille 1 = N 110° E - 90°famille 2 = N 165° E - 90°famille 3 = N 20° E - 75° W
famille 4 = N 60° E - 60°NWfamille 5 = N 50° E - 40°NV
N 15° E
N 50° E
N 135° E
STRT10N 122 LES BROUSSESPROJECT ION OE SCH1I0T HEMISPHERE INFERIEUR
FBILLE SEMESTRE
STRIE NORMPI.E
n«E DE PLI
O FRILLE INDETERMINEE
o FBILLE NORMHLE
O « . STHIE INVERSE
TJECROCHEItNT
FRILLE INVERSE
STHIE OEXTRE
<j FHILLE DEXIRE
c>_ STRIE INDETERMINEE
O ^ SIRIE SENESTRE
Figure 21 - LA DISTENSION NW-SE TRIAS1QUE ET NE-SW MESOZOIQUE.
LA COMPRESSION N-S PYRENEENNE.
chronologie : - pas de chronologie entre les distensions NU-SE et NE-SW- la compression pyrénéenne décalle ou reprend en failles
inverses senestres les failles NE-SW,en dextre lesfailles NW-SE.
Figure 22 - EXEMPLE DE CHAOS (MICROCAÎÎONS) LIMITE PAR DES FAILLES
N-S (KEUPER - LES BROUSSES).
STRTION 111 LES CRUSSIERS
PROJECT ION OE SCHMIDT HEMISPHERE INFERIEUR
LEGENDE
y STRRUFICflTION
„ SCHISTOSITE
8 FRILLE INVERSE
<y, STRIE OEXTRE
O FAILLE INDETERMINEE
|> FfllLLE DEXTRE
<>_ STRIE INDETERMINEE
< V STRIE SEMESTRE
A DECROCHEMENT
o FENTE OE TRflCIION
<>» STRIE NORMnLE
Q _ («E DE PLI
<j FRILLE SEMESTRE
o FBILLE NORHnLE
<^. STHIE INVERSE
Figure 23 - LA COMPRESSION N-S PYRENEENNE.
Vffl.EUR HINI •VBLEUR MflXI •MOYENNE W I T H . •ECBRT-TYPE •MOïENNE GEOM. •DEVlflTION CEOM. •
(1.5212.673.974.382.382.91
i.m2.5115.BB7.SB
11.8812.511IS.tH17.SUn.m2!. 5825.RUn. SB
32. SB35.B837. SBM.«.SBiS.WI
ANGLE
FREUUENCES
m m
ECHRNT. IRRITES
Histogramme de fréquence de ÍSjj, TT k>
\i - 0,994 direction 201,34° pendage 6,78°
X2 = -0 ,439 direction 89,32° pendage 72,41°
X, = -0 ,555 direction 293,Ï1° pendage 16,15°
R = 0,0751
Figure 24 - DETERMINATION OU TENSEUR MOYEN DE LA COMPRESSION N 20° E.
(2)
(3)
— 1 mesure pour 1% de La surface
BRRYTINEPROJECTION OE SCHMIDT
LEGENDE
+ DIflCLflSE
<] FflILLE SENESTRE
A FfllLLE INVERSE
HEMISPHERE INFERIEUR
O FfllLLE INDETERMINEE
> FfllLLE DEXTRE
1
1 i
i i
• FILON
a FENTE DE TRflCTION
2345
A
O
II
H
M
II
D E C R O C H E N T
FfllLLE NORïiflLE
Figure 25 - STEREOGRAMME DE TOUTES LES STRUCTURES CASSANTE MINERALISEESEN BARYTINE.
famille 11) =famille (2) =famille (3) =famille (4) =
N 110° E - 90°N 135° E - 90°N 30° E - 90°N 20° E - 60° E.
1- grès grossier2- dolomie silicifiée3- brèche à éléments de grès-dolomie et barytineA- barytine massive
Figure 26 -• COUPE DU COMPLEXE FILONIEN DU COL DE TRELIS.
I50HYP5ESDE LA BASE DU STEPHANIEN
—220 000
-210 000
730000
\Gd COMBEPAILLERES}
FAILLE NORMALE
DECROCHEMENT SENESTRE
0 ISOHYPSE DE LA BASE DU STEPHANIEN
Figure 27 - ISOHYPSES DE LA BASE DU STEPHANIEN,(d'après H. 6RAS/ 1970 modifié).
LEGENDE DES FIGURES DE 28 A 3 3
couverture sédimentaire
socle
haut-fond
si LLon subsident
si Lici fi cations et mi né rali sat ions
L—f~* zones minéralisées potentielles
faille cartographique
faille déduite des isohypses du mur du Trias (RECROIX, 1980)et du mur du Stephanien (GRAS, 1970)
faille normale, barbe côté compartiment effondré
direction moyenne de la distension
limites des aires paléogéographiques d'après F. RECROIX (1980)
// i A
Figure 28 - SCHEMA STRUCTURAL DUBASSIN TRIASIQUE D'ALESA LA FIN DU PERMIEN.EcheLLe 1/50 000e.
.ALES
St Jean du Pin
Figure 29 - SCHEMA STRUCTURALDU BASSIN TRIASIQUED'ALES PENDANT LEDEPOT DES GRES DE BASEchelle 1/50 000e.
ALES
Jean du Pin
4- l\M W •••
; La Grand'Combe
Figure 30 - SCHEMA STRUCTURAL DUBASSIN TRIASIQUEO'ALES PENDANT LEDEPOT DU SALIFEREINFERIEUR.EchelLe 1/50 OOOe.
ALES
Jean du Pin
'Mercoi rol /".".•/ §
_ • N
••'•••'••.'.•.".'•.•La G r a n d 'Combe:-':'.':'••.
/Pradel
Les Graye longues'
Lavabrei LL
'amssieres
Les GardioLes
4+
/
••y
\/
/ //
Figure 31 - SCHEMA STRUCTURAL DUBASSIN TRIASIQUED'ALES PENDANT LEDEPOT DE L'EPISODECARBONATE.
Echelle 1/50 000e.
ALES
St Jean du Pin
/
Figure 32 - SCHEMA STRUCTURAL DUBASSIN TRIASIQUE D'ALESPENDANT LE DEPOT DUSALIFERE SUPERIEUR.Echelle 1/50 000e.
Rochebelle
.ALES
St Jean du Pin
!.'•*• • **J T*•*•*•.*. •. [\
Figure 33 - SCHEMA STRUCTURALDU BASSIN TRIASIQUED'ALES PENDANT LEDEPOT DES GRES SUPERIEURS ET ARGILITESBARIOLEES.Echelle 1/50 000e.
ALES
St Jean du Pin
N 121° E
N 167» E
Figure 34 " LA DISTENSION NW-SE TRIASIQUE ET LA COMPRESSION N-S
PYRENEENNE.
Affleurement de la Frigoule Ouest "La bastide",contacts faillis Hettangien inférieur, Rhétien, Muschelkalk.
VOLEUR MINI iVBLEUR MPXI •MOYENNE W U T M . •ECWr-TTPE •MOYENNE GEOM. •DEVIATION GEOM.'
(1.2112.996 .074 .074 . 0 03.55
Histogramme de fréquence de (Sk,Tk)
Xi = 0,826
X* =-0,248
X, =-0,578
R = 0,2348
direction : 241,72°
direction : 32,84°
direction : 123,03°
pendage : 84,91°
pendage : 4,46°
pendage : 2,45°
Figure 35 - DETERMINATION DU TENSEUR MOYEN DE LA DISTENSION NW-SE.
Hettangien conglomérat de base( Trias )
Figure 36 - COUPE SYNTHETIQUE DU HORST DE PALLIERES A L'OUEST DE
LA FABREGUE.
1 - premier jeu normal (Trias)
2 - jeu décrochant senestre ou senestre inverse (Eocène)
Direction de la distension
• Faille normale supposée
raille normale barbecoté effondré
Limite Jhétien- Sinémunen
Limite «hetien - Hettsngien
Couverture sedimentare indifférenciée
Qnmte
Micaschistes
Figure 37 - CARTE STRUCTURALE DU HORST DE PALLIERES PENDANT LA
DISTENSION NW-SE AU TRIAS.
Echelle 1/50 000e.
NA
Direction de U distension
Faille normale, turbecoté effondré
Limite Rhénen- Sinêmunen
limite Rhetien - Hettangien
Couverture sédimentaire indifférenciée
Granite
Micaschistes
Figure 38 - CARTE STRUCTURALE OU HORST DE PALLIERES PENDANT LA
DISTENSION ENE-WSW AU JURASSIQUE INFERIEUR ET MOYEN (?)
Echelle 1/50 000e.
STRTION 117 LR FRBR1QUE-STRRTIPHOJECII0N DE SCHMIDI HEMISPHERE INFERIEUR
LEGENDE
x STRflMFICflTION STRIE SUR sinon
Figure 39 - STEREOGRAMME OES POLES DE PLANS DE STRATIFICATION.
Figure 40 - LES COMPRESSIONS NE-SW et N-S PYRENEENNES.
DIAGRAMMES D'ISODENSITE DES POLES DE STRATIFICATION.
10 X5 X3 X1 %
Les plis NW-SE sont repris par tes plis E-W donc lacompression NE-SW est antérieure à la compression N-S.
Direction de la compression
Faille inverse
Faille inverse supposée
Faille à jeu dextre supposé
Faille à jeu senestre
Faille à jeu senestre supposé
Limite Rhérien- Sinémurien
Limite ffhetien - Heftsngien
[ouverturt sediments/re indifférenciée
Grjnite
Micaschistes
Figure A1 - CARTE STRUCTURALE DU HORST DE PALLIERES PENDANT LA
COMPRESSION N-S PYRENEENNE.
Echelle 1/50 000e.
Figure 42 - CONTACT AMORMAL ENTRE HETTANGIEN (1) et RHETIEN ENTRE LA FRIGOULE ET
LA BASTIDE (HORST DE PALLIERES).
(1)
(2)
N
ci)
(2)
Figure 43 - CONTACTS ANORMAUX ENTRE SINEMURIEN (1) ET RHETIEN (2) ENTRE LA FRIGOULEET LA FABREGUE (LE CHATEAU, HORST DE PALLIERES).
Malabouisse
D 217CarnouLès
- D 217La Fabrique
Figure 44 - CARTE GEOLOGIQUE AU 1/5 000 DE L'EXTREMITE NORD DU HORST DE
PALLIERES.
Bine grtio-dolomitiqu*
Strii tchiilo-ptlitiqut
Conglomérat de b a »
Socl* »chi»l»ui
Figure 45 - BLOC DIAGRAMME DE L'EXTREMITE NORD DU HORST DE PALLIERES(cf. fig. 46 ) .
^Z^^ä^^^^^^^^^"^^^^^^^^ Môle des
0 V'^'"''d'':~^-^^^^^^^^^"—'^~°'ff~P Ô
0
Figure 46 - RECONSTITUTION PALINSPATHIQUE DES DEFORMATIONS PYRENEENNES
DE L'EXTREMITE SEPTENTRIONALE DU HORST DE PALLIERES.
