Région du Mont Lozère et du Massif de la Borne

COMPTE RENDU DE MISSION DANS LES CEVENNES (région du Mont Lozère et de la Borne)

IMPLICATIONS TECTONIQUES ET CARTOGRAPHIQUES PROPOSITION DE VOIES DE RECHERCHE

31 mars-6 avril 1990 (Le Pont-de-Montvert, Lozère)

Jean-Paul DEROIN (SGN/TED)

Jean-François BECQ-GIRAUDON (SGN/GEO)

André E. PROST (Université d'Orléans)

Avril 1990

R 30847

S G N T E D 9 0

BUREAU DE RECHERCHES GÉOLOGIQUES ET MINIÈRES Direction de la technologie

Département Télédétection B.P. 6009 - 45060 ORLÉANS CEDEX 2 - France -Tél. : (33) 38.64.34.34

R6&±on du Mon* l^ojtarm et du Ma.mm±£ da Im BoM-nc

Contexte:

Les travaux de thèse de J.-P.DER0IN C 1 ) , utilisant le Sud-Est du

Massif Central français comme plate-forme régionale pour le développe-

ment de recherches interdisciplinaires ayant comme outil privilégié la

télédétection, ont conduit à de nombreuses implications tant méthodolo-

giques que géologiques. A quelques mois de la soutenance de la thèse de

Doctorat, il est apparu nécessaire de rendre compte sur le terrain, et à

des spécialistes, d'un certain nombre d'observations à caractères

structuraux et stratigraphiques, principalement dans le domaine des

dépôts d'arkoses syntectoniques découvertes au lieu-dit la Cham du Pont,

près du Pont-de-Montvert. Ces dépôts sont le siège d'une anomalie

spectrale i 2 ) détectée sur l'image SPOT, et expliquée quant à ses causes

géochimiques et ses effets phytomorphologiques C 3 > .

Le financement de la mission a été effectué sur les fonds de la

Direction Scientifique du BRGM dans le cadre de la fiche-programme CB 45

(télédétection et appui à la cartographie en domaine tempéré), dont

Jean-Yves Scanvic est le responsable.

(1) DEROIN J.-P. (1989). Rapport BRGH R 30191 01 ÎED 89.

(2) DEROIN J.-P. et al. (1990). J. of Photograitetria S Reaote Sensing, (sous presse).

(3) DEROIN J.-P. et DEROIN Th. (souiis). C. R. Acad. Sei., Paris.

C « &. de Md. mm J. an dmnm lam Cévcnntsm

Plan du Rapport, Plan of the Report, Berichtentwurf

Contexte 3

Résumé 9

Abstract 10

Zusammenfassung 11

Chapitre I. Facturation tardi-hercynienne et détritisie associé 13

1 — Chronologie des événeients tardi-hercyniens 15 1.1. Introduction 15 1.2. Fracturation tardi-hercynienne 16 1.3. Dépôts détritiques au Sud du Hont Lozère . 16 1.4. Contexte structural des arkoses 18 1.5. Révision de l'âge des arkoses 20 1.6. Conclusion 22

2 — Reconstitution d'une esquisse de paléodrainage 23 2.1. Introduction 23 2.2. A l'échelle de la Chai du Pont 24 2.3. Extension au Hont Lozère 24 2.4. Extension au système Perio-Carbonifère ... 25

3 — Implications paléogéographiques 31 3.1. Introduction 31 3.2. Découverte de la série lésozoïque 32 3.3. Conclusion 35

Chapitre II. Filons, enclaves et phyllonites liés à la tectogenèse ... 37

1 — Les aplites et les pegiatites 39 1.1. Introduction 39 1.2. Association des différents types 39 1.3. Sites d'affleurement et nature filonienne. 40 1.4. Caractère synductile des corps filoniens . 42

2 — Les enclaves dans les granitoïdes 45 2.1. Sites d'affleurement et nature 45 2.2. Conséquences géodynaiiques 46

3 — Les phyllonites 47 3.1. Définition 47 3.2. Sites d'affleurement 47 3.3. Transition ductile/fragile 47

Region du Hont £,o*£x-e et du Mammd.£ de XeL Borne

Chapitre III, Synthèse sur le systèie de Villefort

1 — Niveau d'érosion du dispositif 51 1.1. Introduction 51 1.2. Indices d'érosion différentielle 51

2 — Données géophysiques à petite échelle 53 2.1. Carte des anoialies du chaip total ....... 53 2.2. Carte de l'anoialie de Bouguer 56 2.3. Conclusion 56

3 — Conclusion 59

Chapitre IV. Rôle de la télédétection dans l'étude

1 — Exploitation des données de télédétection 63 1.1. Introduction 63 1.2. Généralités sur la léthode 63

2 — Données à petite échelle 65 2.1. Introduction 65 2.2. HCHH 65

3 — Données à loyenne échelle 67 3.1. Introduction 67 3.2. LANDSAT-HSS 67 3.3. SPOT-HRV 67

4 — Données à grande échelle 69 4.1. Introduction 69 4.2. Photographies aériennes 69

Chapitre V. Proposition de voies de recherche

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 75

PLANCHES PHOTOGRAPHIQUES 79

Bassin du Pont-de-Hontvert 80 Filons et phyllonites 82 Enclaves 84 liage SPOT-HRV 86

Annexe. Aspects critiques de la coupure géologique à 1/50.000, feuille de Génolhac.

Fracturation 91 Phénomènes cartographies 92 Contours géologiques 93 Généralités et conclusions 93

_ 6 — C. R9 de Mission dans Jes CUvtsnncm

Illustrations,

Légende des figures,

Fig. 1. Carte géologique des Cévennes et schéia tectonique du secteur du Hont Lozère et de

la Borne.

Lithostratigraphîe; 1. Terrains post-triasiques; 2. Trias indifférencié; 3. Dépôts

arkosiques d'âge paléozoïque supérieur; 4. Granite du Bougés; 5. Granite des Signaux;

6. Granite porphyroïde du Lozère et de la Borne; 7. Séries «étasorphiques indifférenciées;

8. Principaux décrocheients tardi-hercyniens.

Toponynie; A. Aies; F. Florae; G. Génolhac; L. La Garde-Guérin; La. Largentière; LV. Le

Vigan; H. Hontselgues; P. Le Pont-de-Hontvert; V, Villefort; cp. La Cham du Pont; f. Cham

de Finialette; p. Peyroche; FO. Faille d'Orcières; FV. Faille de Villefort.

Fig. 2. Sché»a structural détaillé du bassin arkosique du Pont-de-Hontvert.

Fig. 3. Coupe de la série paléozoïque de la Chai du Pont (Sud) lontrant l'alternance des

bancs gréseux et des intervalles sableux.

Fig. 4. Carte des occurrences perio-carbonifères cévenoles et des sondages.

Lithostratigraphîe; 1. Schistes cévenols; 2. Granites calco-alcalins; 3. Perio-

Carbonifère; 4. Hésozoïque (Trias, Jurassique, Crétacé); 5. Cénozoïque; 6. Sondages cités:

A. Villeneuve-de-Berg-1; B. Valvignières-1; C. Vallon-Pont-d'Arc-1; D. Rosières-2; E.

Lussan-2; F. Lédignan-1; 7. Principales failles.

Fig. 5. Coupe de la série lésozoïque (cf détail dans le texte).

Fig. 6. Profil torphologique Lozère/Borne.

Fig. 7. Carte lagnétique.

Fig. 8. Carte gravinétrique.

Fig. 9. Linéament Sud-Français et cadre linéatentaire de Rousset.

R£&£an du Mont l*om £ a~« «t du *4»mm±f de 1 A Aoj-ne — 7 _

Planches photographiques,

PI. I. Les dépôts arkosiques d'âge paléozoïque supérieur du bassin du

Pont-de-Montvert,

(a) Vue générale de la Cham du Pont prise vers le nord depuis le

Col du Bougés (cote 1200m). Les dépôts forment ici un vaste synclinal

d'axe N.120°; ils sont recouverts de résineux (partie ouest de la vue)

et de feuillus sur leur bordure orientale (cf détails dans DEROIN,

1989).

(b) Vue vers le SE de la faille du Peyrou, qui forme un col dans le

granite porphyroïde, depuis les affleurements d'arkoses de Peyroche,

près du Roc de Montai. Au fond (avant-dernier plan), vers le sud, le

bassin de la Cham du Pont.

(c) Détail des faciès arkosiques en place observés à la Cham de

Finialette. Le pendage de la formation est de 70"NE.

PI. II. Les réseaux filoniens sur le pourtour du batholite de Villefort.

(a) Filon d'aplite subméridien, situé au-dessus du camping du

Pont-de-Montvert.

(b) Filon pegmatito-aplitique 175E70 affectant le substratum

granitique (granite du Bougés) de la Cham du Pont. On constate que la

fracturation guidant le filon se retrouve dans les granites sans

minéralisations.

(c) Chevelu de phyllonites sur le site du barrage de Villefort,

empruntant la direction subméridienne. Il affecte le granite porphyroïde

de la Borne.

— 8 — C. R. d e Md.mmd.an cSmnm 1mm Gm~vtsnnmm

PI. III. Les enclaves du granite porphyroïde (Mont Lozère.)

(a) et (b) Enclaves gneissiques observées près de Peyroche;

minéraux remarquables: grenat, andalousite, etc.

(c) Enclave de micaschistes sur le même site.

PI. IV. Extrait de la mosaïque des deux scènes XS SPOT KJ 47.260 et

47.261 sur le Mont Lozère; l'image, du 29 septembre 1986, a été

redressée géométriquement, puis filtrée par 1 'intermédiaire d'un filtre

passe-haut "HPF" (High Pass Filter). Echelle: 1/100.000. (Traitement:

BRGM Télédétection).

R é g i o n du M o n t £»otf¿ire «fc du Mt*mm±£ d« J A A o j m e — 9 —

Rêsuiê. — A partir d'observations tectoniques de terrain et d'une cartographie détaillée,

on établit la chronologie des événeMents tardi-hercyniens ayant affecté les intrusions

granitiques des Cévennes septentrionales. Elle coaprend quatre phases de compression dont

la Manifestation principale est le décrocheaent. Au sud du aassif granitique du Hont

Lozère (région du Pont-de-Hontvert), l'étude des relations entre les principales faillies

de fractures révèle le contrôle de la tectonique tardi-hercynienne sur l'accuaulation des

dépôts fluvio-lacustres de la Chat du Pont, de Peyroche et de la Chat de Finialette, Un

êge Stephanien à autunien est proposé pour ces dépôts arkosiques.

Oes observations coapléaentaires sont effectuées dans le secteur du Col du Bougés, au

Sud de la ¿one précédeaaent décrite. On y retrouve la véritable série aésozoïque, coa-

préhensive et non plissêe, représentée par un Trias gréso-carbonatê et un Hettangien à

faciès détritiques et carbonates totalisant une quinzaine de iètres de puissance.

Les dépôts d'êge paléozoïque supérieur Mis en évidence dans le bassin du Pont-de-

Hontvert sont reliés aux terrains de aêae êge de la bordure cévenole et de la région de

Sanilhac, près de Largentière, Le dispositif paléogéographique reconnu ici autorise de

proposer un paléoréseau de drainage qui illustre la aigration progressive des aires de

sédiaentation vers l'intérieur de l'orogène, du Stephanien au Peraien.

L'étude des systèaesfiloniens, principaleaent des aplites-pegaatites, et celle des

phyllonites, soulignent les réseaux de fracturation ayant (re)joué au cours du Peraien

(tectonique tardi-hercynienne). Oe plus, le synchronisae des épisodes ductiles et fragiles

est claireaent reconnu pour la preaière fois dans cette partie du Massif Central français.

La principale iaplication s'avère être la grande différence existant entre les niveaux

d'érosion du aassif du Hont Lozère et celui de la Borne. Ce dernier représente des faciès

basaux du batholite de Villefort dépourvus d'enclaves et de filons d'aplites-pegaatites.

Ces différences sont confiraées par les données géophysiques à petite échelle.

L'étude de terrain se base sur un fonds de télédétection conséquent, principaleaent

dans le doaaine visible et proche infrarouge. Celui-ci a été intégré à toutes les phases

aaonts des travaux précédeaaent résuaés. Il sera encore davantage ais à contribution dans

le cadre de travaux pluriscalaires sur le Sud-Est du Massif Central français proposés è la

Direction Scientifique pour 1991.

Enfin, les noabreuses erreurs cartographiques constatées sur la feuille géologique à

1/50.000 de Cénolhac nous conduisent à établir une annexe spécifique sur ce point.

- ÎO — C „ R . d e Mi«a io f i d a ñ a lasai C í v e n n e «

Abstract. — REPORT OF A MISSION IN THE CEVENNES (Areas of the Mont Lozère and La Borne).

TECTONIC AND CARTOGRAPHIC IMPLICATIONS. RESEARCH PROPOSALS.

Hicro-tectonic studies and detailed tapping alio* to assess the chronology of Late

Hercynian events in the crystalline rocks of northern Cérennes. A succession of four

compressive phases characterized by strike-slip faulting is described. In the southern

part of the Lozère batholith (Le Pont-de-Hontvert), Late Hercynian tectonics control the

development of fluvio-lacustrine basins filled by arkosic deposits, îhis fortation is

probably Stephanian-Autunian in age.

South of La Chat du Pont, in the area of the Col du Bouges, further field analysis

allow to discover the actual Hesozoic series. This comprehensive suite (15m thick), made

of sandstone and calcareous layers is unfolded, criterias that characterize the basal part

of the Triassic and probably the Hettangian foraations in the South-East Basin of France.

Jhe upper Palaeozoic deposits in the Le Pont-de-Hontvert Basin are coapared with the

synchronous foraations of the Cévennes border, notably those of Sanilhac near Largentière.

The neu palaeogeographic scheae reveals a palaeodrainage network, which shows the

displacement of sediaentation areas within the orogen during Stephanian and Peraian tiaes.

Jhe study of veins, principally those involving aplites-pegaatites and of

phyllonites, emphasizes the fracture network taking part in the aid-Peraian geodynaaics.

Synchronisa of ductile and brittle events has been thus deaonstrated for the first tiae in

this part of the French Hassif Central. Jhe erosion levels of the Hont Lozère and La Borne

are very different as their geophysical responses indicate. Allthough both aassifs

correspond to a porphyritic granite composition, La Borne represents the "root-fades" of

the batholith, as evidenced by the lack of xenolith and vein.

Remote-sensing imagery has been integrated in the studies, mainly those obtained in

the visible and near infrarouge domain. A more complete methodology (at different scales)

is proposed as part of a scientific program for the year 1991.

Jhe numerous mapping errors observed in the geological map of Génolhac lead us to the

establishment of a special appendix dealing with it.

R£a±on d u Mont Isomers « fc du Mam-md.? de Im Borna - 1 1 -

Zusattenfassung. — BERICHT EINER IN DEN CEVENNEN BEAUFTRAGUNG (Nont Lozère und La Borne

Gebiete). TEKTONISCHE UND KARTOGRAPHISCHE VERWICKLUNGEN. UNTERSUCHUNGSHEGSVORSCHLXGE.

In den granit¡sehen Massive den Hord-cevennen ertöglichen tikrotektonische Messungen

und eine ausführliche Grundanalyse die Zeitfolge den oberherzynischen Tektonikereignisse

wiederzueinsetzen. Oiese Tektonik wird von einer vierphäsigen Folge bezeichnet. In der

Utgebung des Le Pont-de-Montvert Beckens führt sie auch die Ablagerung einigen gefalteten

Süßwassersandsteine (Arkosen) an. At tödlichsten sind diese Sedimenten c* 2S0-2S0üi ilt¡

das heißt eine von Oberkarbon (Stefan) bis Unterpert (Autunien) Stratigraphie.

It Südteil des Beckens werden die Fortationen der Mesozo'ikut von einer 15 Meter stark

Ablagerung vertreten. Sie besteht aus ungefälteten Sandsteine und Kalke. Oiese entsprechen

det Unterteil des Trias und eines hypothetischen Unterhettangiens.

Pie Bestandsaufnahte den neuen oberpal aeozo'ischen Indizen ist tit den gleichzeitigen

Fortationen den Cevennen vergliechen, zut Beispiel denen des Largentière Beckens. So zeigt

der palaeogeographische Viederbau ein Palaeoentwässerungsnetz, das die zunehtende

Wanderung den nach die inneren Zonen des Orogenes Ablagerungsgebiete bezeichnet.

Pas Studiut den Frzgängen (Apliten und Pegtatiten) und den Phylloniten) bericht das

Bruchnetz, das die Mittlerepertgeodynatik bezeichnet. In dieset Gebiet wird zut ersten Mal

die Gleichzeitigkeit der streckbaren und brüchigen Zentraltassivtektonik beweist. Oie

Verwitterungswert den beiden granitischen Massiven werden verschiedlich entwickelt, als

die geophysischen Messungen und überhaupt gravitetrischen zeigen.

Oie Fernerkundung der Frde hatte in jedet Fall benutzt geworden und war besonders auf

den Hellenlängenbereich des sichtbaren Lichts und des nahen Infrarot beschränkt. Oaher

schlägt eine wissentschaftusche Methodik für die Jahre 1991 andere Fntwicklungen vor.

At Fnde erstatten wir die tehreren kartographischen Fehler der geologischen Karte von

Gênolhac.

R4a*on

Rtfsion cJu Mont LocAra «t: du Mamm±f cfe Im Bomc - 15 -

1

Chronologie des événements tardi-hercyniens dans les massifs granitiques cévenols décrochés par la faille de Villefort

(Mont Lozère et Borne, Massif Central français). Place des arkoses syntectoniques.(4)

(pi. I a, b et c)

1.1. INTRODUCTION.

Dans le Nord des Cévennes (Fig. 1), le Mont Lozère représente un

batholite circonscrit [VAN MOORT, 1967] intrusif dans des séries méta-

morphiques épi- à mésozonales [PELLET, 1972], Trois faciès principaux de

granites calco-alcalins, dont un faciès porphyroïde proche de celui que

l'on retrouve dans le massif de la Borne, ont été reconnus [SABOURDY et

BERTHELAY, 1977], Les âges radiochronométriques montrent que les

dernières intrusions se sont mises en place vers 280-285 Ma [VIALETTE et

SABOURDY, 1977]; en tout cas, la granitisation est nettement postérieure

à la phase de plissement majeur synmétamorphe [BROUDER, 1967; ARTHAUD et

al., 1969; CREVOLA, 1987]. L'existence de failles tardi-hercyniennes a

été reconnue [MATTE, 1986], notamment la faille d'Orcières [ARTHAUD et

(4) Le texte de ce chapitre reprend pour l'essentiel celui d'une Note aux Coiptes Rendus de 1 *Acadéflie des Sciences, présentée par le Professeur Jean Aubouin à la séance du 7 aai 1990.

- 1 6 — C , R . d e M d e e d o j i d a n « l e « Ctfvennee

MATTE, 1975] et la faille de Villefort [FABRE, 1896; ARTHAUD et MATTE,

1977]; leur rôle structural se prolonge bien au-delà du cycle varisque

[MATTAUER, 1973].

1.2. FRACTURATIQN TARDI-HERCYNIENNE.

L'analyse détaillée de la fracturation sur le terrain [DEROIN,

1989] permet d'établir la chronologie précise des principaux événements

de la tectonique tardi-hercynienne au sud du Mont Lozère. Celle-ci, bien

établie au sud des Cévennes [ALABOUVETTE et al., 1988], est ici surtout

représentée par un régime cisaillant marqué essentiellement dans les

granitoïdes et peu apparent au sein des unités métamorphiques moins

compétentes (Fig. 1). La lecture des tectoglyphes montre quatre phases

de déformation successives:

1/ Une phase ductile initiale E-W créant des accidents

subméridiens, avérée dans la zone d'anatexie du Tanargue [ARTHAUD et

al., 1969] où elle représente la fin du régime synrnétamorphe;

2/ une première phase fragile N-S à NNW-SSE, se traduisant par le

décrochement senestre de la grande faille de Villefort et de ses

satellites subméridiens;

3/ une deuxième phase fragile NW-SE exprimée par le jeu en

décrochement dextre de fractures de direction WNW-ESE; on note que des

structures en échelon sont attribuées à cette phase [GRANIER, 1985];

4/ une troisième phase fragile WNW-ESE à W-E caractérisée par le

décrochement dextre des grands accidents longitudinaux de bordure.

1.3. DEPOTS DETRITIQUES AU SUD DU MONT LOZERE.

Il subsiste, dans la région du PONT-DE-MONTVERT (Lozère), trois

zones de dépôts d'arkoses grossières (LA CHAM DU PONT, PEYROCHE, LA CHAM

DE FINIALETTE) [ELMI et al., 1967; ALABOUVETTE et PELLET, 1988] en

placage sur la surface pénéplanée des granites. Compte-tenu de la

liaison étroite de ces arkoses et du réseau de fractures — les dépôts

de Peyroche et de la Cham de Finialette étant limités par failles sur

leur bordure nord — ces affleurements relictuels (Fig. 2) sont ici

réinterprétés en termes de dépôts syntectoniques liés aux jeux

successifs des failles limitant l'aire de sédimentation.

Fig. 1. Carte géologique des Cévennes et schéia tectonique du secteur du Hont Lozère et de la Borne. Lithostratigraphie: 1. Terrains post-triasiques; 2. Trias indifférencié; 3. Dépôts arkosiques d'âge paléozoïque supérieur; 4. Granite du Bougés; 5. Granite des Signaux; 6. Granite porphyroïde du Lozère et de la Borne; 7. Séries létaiorphiques indifférenciées; 8. Principaux décrocheients tardi-hercyniens. Toponyiie; A. Aies; F. Florae; G. Génolhac; L. La Garde-Guérin; La. Largentière; LV. Le Vigan; H. Hontselgues; P. Le Pont-de-Hontvert; V. Vi 11efort ; cp. La Chai du Pont; f. Chai de Finialette; p. Peyroche; FO. Faille d'Orcières; FV. Faille de Villefort.

- îa - C , R* de I4d.mmd.on tdmnm le« Cévcnnmm

La composition des sediments présentant des stratifications

obliques et du granoclassement, caractéristiques de séquences

fluviátiles, montre principalement des éléments quartzeux anguleux et

des feldspaths plus ou moins kaolinisés, dans une matrice argileuse. La

présence de fragments de microquartzite noir de la série épizonale des

Cévennes centrales, connue à l'heure actuelle dans la Montagne de

Bouges, indique qu'une partie des apports détritiques a pu provenir du

sud. On ne peut toutefois pas exclure la présence, à l'époque, d'une

couverture métamorphique non érodée sur le batholite, et qui aurait

fourni les éléments figurés.

Les dépôts sont nécessairement postérieurs à la mise en place des

granites datée de la fin du Stephanien - début de l'Autunien (285 Ma).

Les relations de terrain montrent que l'érosion avait dégagé une partie

du granite intrusif dans la série métamorphique; de plus, la présence de

faciès aplitiques et pegmatitiques, marqueurs du sommet des batholites,

indique que le processus d'érosion était peu avancé au moment des dépôts

(cf. aussi Chapitre II).

1.4. CONTEXTE STRUCTURAL DES ARROSES.

Les directions des fractures qui limitent l'ensemble des trois

témoins arkosiques correspondent à trois familles majeures, observées

régionalement, et dont le recoupement sur quelques km2, permet l'analyse

de leurs relations mutuelles:

1/ Une faille subméridienne, satellite de la faille de Villefort

[PELLET, 1965; COGNE et al., 1966, GROLIER, 1971] dont le jeu en

décrochement senestre (phase n"l) s'exprime au sein des différents

faciès granitiques constituant le Mont Lozère;

2/ une faille N.120*-N.300*, bien marquée dans le réseau hydro-

graphique, affectant la précédente en jeu décrochant dextre (phase nB2);

ce jeu dextre est également souligné par le décalage de grands filons de

phyllonites tardi-orogéniques N-S, observables notamment dans le lit du

Tarn, au Pont-de-Montvert;

3/ une faille E-W qui correspond à la grande faille de bordure

sud-lozérienne, pendant méridional de la faille d'Orcières; cet accident

méridional a joué en décrochement dextre (phase n"3) et participe au

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Fig. 2. Schéia structural détaillé du bassin arkosique du Pont-de-Hontvert.

— 20 — C . Rm dm M±mm±an tSmnm lmm Cm"xrmnnmm

réseau de grandes failles E-W des Cévennes telles que la faille du

Vigan; il présente ici une fracturation N.070D-N.250°, en relais,

associée à son jeu dextre.

Les accidents N.^O'-N.SOO", N-S et E-W, nommés respectivement du

PEYROU, du PONT-DE-MONTVERT et SUD-LOZERE (Fig. 2), ont ainsi affecté

l'aire de sédimentation des différents dépôts; leurs pendages sont

forts, mais rarement verticaux, et les vergences observées sur le

terrain sont respectivement sud-ouest, est et nord. La structuration

cénozoïque récente [BAULIG, 1928] est responsable de l'exhaussement

relatif des affleurements de Peyroche et de la Cham de Finialette par

rapport à ceux de la Cham du Pont. La différence d'altitude est

accentuée par le pendage sud de la surface de pénéplanation (= mur du

dépôt d'arkoses).

1.5. REVISION DE L'AGE DES ARROSES.

En l'absence de tout élément de datation, les auteurs ont attribué

un âge triasique [ELMI et al., 1967] à hettangien [PELLET, 1972] aux

dépôts de la Cham du Pont, voire cénozoïque [ALABOUVETTE et PELLET,

1988] pour ceux de Peyroche et de la Cham de Finialette. Ces dépôts ne

peuvent avoir un âge tertiaire puisque la découverte de fragments

centimétriques de micaschistes dans le conglomérat polygénique de

Peyroche rend caduque l'hypothèse d'un dépôt in situ des sédiments à

cette époque. D'autre part, les sédiments du Trias connus régionalement

sont parfois arkosiques; mais ils sont souvent gypseux, argileux ou

carbonates, à la base, sur la bordure cévenole [DAGALLIER, 1969]; à

l'ouest, dans la région de Meyrueis au sud de Florae, les formations

basales sont des grès tendres à intercalations dolomitiques et argiles

rouges. Enfin, sur le massif de la Borne, comme à la Garde-Guérin, la

zone d'épandage continental comporte des arkoses à matrice argileuse

associées à des siltites verdâtres. Ces sédiments triasiques ne sont pas

tectoniquement guidés et sont conservés en lambeaux au prix des rejeux

postérieurs des failles (cf. Cham de Montselgues, Fig. 1, p.17). La Cham

du Pont apparaît, au contraire, comme un synclinal perché d'axe N.120"

(Fig. 2). Or le démantèlement de 1'orogène hercynien est prouvé dès le

N LA* CHAM DU PONT (Sud)

S

& l^^z

25 m

Fig. 3. Coupe de la série paléozoïque de la Cha« du Pont (Sud) «ontrant l'alternance des bancs gréseux et des intervalles sableux.

— 22 — Cm Rm «fe M±mm±an danm Itsm Cëvmnnom

Stephanien par les bassins carbonifères de Sumène [ALABOUVETTE et al.,

1988] et de la Grand'Combe [ROGER, 1969], La datation palynologique des

dépôts les plus récents (couche Blachère) de ce dernier bassin a montré

récemment l'existence de la base de l'Autunien [BROUTIN et al., 1986]

dans la série autochtone sur laquelle est charrié [GRAS, 1970] un

ensemble de termes stéphaniens, suivant des plans de chevauchement

orientés NW-SE, mis en place lors de la deuxième phase fragile; ces

chevauchements ont été récemment remis en cause [DELENIN et al., 1988]

sans toutefois nier l'existence même de la phase de compression. Cette

dernière ne semble pas postérieure à la fin du Permien puisque celle-ci

est marquée par un contexte tectonique purement distensif [CHATEAUNEUF

et FARJANEL, 1989], D'autre part, du côté de Largentière, le Permien

indifférencié est connu au sud-ouest de Sanilhac [ELMI et al., 1974]

sous la forme de conglomérats remaniant le socle immédiatement voisin;

il est en contact par failles avec ce socle et l'ensemble est recouvert

en discordance par le Trias inférieur non plissé. Ce dispositif évoque

celui de la Cham du Pont. On distingue alors deux surfaces d'érosion:

l'une immédiatement postérieure à la mise en place des granites calco-

alcalins: l'autre située entre cette première surface et la base du

Trias.

1.6. CONCLUSION.

On reconnaît ainsi régionalement, et en particulier dans le secteur

du Pont-de-Montvert, des terrains détritiques déformés contrastant avec

le Trias tabulaire. L'âge de ces dépôts est donc fort vraisemblablement

paléozoïque supérieur. La reconstitution de la succession des phases

tectoniques tardi-hercyniennes a permis d'intégrer dans le schéma

géodynamique régional ces dépôts d'arkoses de la Cham du Pont, de

Peyroche vl de la Cham de Finialette. Ces derniers correspondent alors à

des témoins d'un bassin plus vaste constitué au cours du démantèlement

de la chaîne varisque. Les observations effectuées sur la Cham du Pont

et rapportées ici indiquent une déformation en régime compressif, dont

la persistance jusqu'au milieu du Permien est décrite par ailleurs

[BECQ-GIRAUDON et PROST, 1988; PROST et BECQ-GIRAUDON, 1989]. Les dépôts

relictuels du Mont Lozère apparaissent alors d'âge Stephanien à

autunien.

R é g i o n dij Mont: £*omè re et du M a « « l f de J A Borne — 23

2

Reconstitution d'une esquisse de paléodrainage.

2.1. INTRODUCTION.

La reconnaissance de dépôts d'âge paléozoïque supérieur au coeur

des Cévennes cristallines représente un fait original et significatif,

qui conduit à des implications tectoniques et géodynamiques nouvelles.

En effet, des dépôts de cet âge n'étaient reconnus, jusqu'à présent,

qu'à proximité immédiate des grands accidents au rejeu tardi-hercynien

avéré, tels que la faille de Villefort; citons les îlots de Vern et

d'Olympie sur le rebord occidental de l'accident susnommé, où l'on

trouve deux aires de dépôts d'âge Stephanien supérieur (moyen auct.)

isolés du bassin de La Grand'Combe.

Des bassins intramontagneux permo-carbonifères sont connus sur la

limite Vivarais-Velay (Prades, Largentière) et dans la Montagne Noire

(Graissessac, Roujan-Neffiès, etc.). Dans les Cévennes, au contraire, on

ne reconnaissait jusqu'à présent que des bassins bordiers préservés

grâce à leur position au contact des failles de bordure du socle (bassin

du Gard sensu Grand'Eury: La Grand'Combe, Bessèges, Gagnières, Sumène,

Molières-Cavaillac).

Vers l'ouest, les dépôts permo-carbonifères affleurent dans les

bassins de Decazeville, de Carmaux et du détroit de Rodez.

— 24 — C, R. ds Md.mmd.an tdmnm Xmm cSv-mnncm

2.2. A L'ECHELLE DE I.A CHAM DU PONT.

La Cham du Pont et ses deux satellites de Peyroche et de la Cham de

Finialette sont les reliques d'un bassin intramontagneux constitué au

cours du démantèlement de 1'orogène varisque. Les conditions

d'affleurement actuelles ne permettent pas d'observer idéalement les

sens d'apport détritique, bien que l'on reconnaisse localement des

figures de courant. En tout cas, ces apports ont dû suivre plusieurs

directions en un même point.

2.3. EXTENSION AU MONT LOZERE.

On note l'existence près du hameau de la Borie au sud des gorges du

Bramont, à l'ouest du batholite du Lozère, de terrains attribués à

l'Hettangien basai [GEZE et PELLET, 1980]. Il s'agit de faciès de sables

et de grès arkosiques — avec localement des intercalations de dolomie

brune — qui constituent les premiers termes transgressifs sur le socle

granitique. Ces formations ont jadis été attribuées au Rhétien (comme la

Cham du Pont ! ) ; elles ne montrent guère de continuité et représentent

sans doutes des chenaux fluviátiles isolés.

En l'absence de tout élément de datation absolue, il ne peut être

exclus que ces dépôts caractérisent le prolongement du bassin de la Cham

du Pont vers le NW. Il est remarquable de constater, en effet, la

continuité des différentes aires d'affleurement suivant un axe N.120"

environ. Compte-tenu de la nature pétrographique, une vérification

complémentaire de terrain s'avère nécessaire puisqu'il pourrait aussi

s'agir de Trias du type "Col du Bougés".

Au NW du Mont Aigoual, on note la présence de "Trias" azoïque à une

cote inhabituelle (1200m au site de Cabrillac). Ne pourrait-il pas

s'agir là d'une relique de type La Cham du Pont ?

R4f&d.an du .Mont Locirff « t: du M*imm±£ des ¿ A Soi-ne - 25 -

2.A. EXTENSION AU SYSTEME PERMO-CARBONIFERE CEVENOL.

1/ Introduction.

La mise en évidence de dépôts syntectoniques d'âge paléozoïque

supérieur permet d'esquisser l'allure des paléobassins-versants dans les

Cévennes cristallines. Dans ce schéma, les formations reconnues sur le

Mont Lozère — au moins celles du bassin du Pont-de-Montvert — re-

présentent les niveaux sédimentaires amonts caractérisés par des faciès

fluvio-torrentiels typiques. Si l'on se porte sur la bordure cévenole

"post-métamorphique", dans le prolongement SE des dépôts décrits

précédemment, on gagne les terrains stéphano-autuniens du bassin du

Gard. Ces derniers sont constitués d'épaisses séries gréso-pélitiques à

intervalles carbonés limniques productifs. Dans notre schéma, ils

représentent les faciès avals, en dehors, mais immédiatement au pied du

domaine intramontagneux.

2/ Les extensions au-delà de la faille des Cévennes (Fig. 4, p.26).

A l'est de la faille des Cévennes, le Carbonifère est conduit à

grande profondeur sous l'effet du rejeu de plusieurs milliers de mètres

de cet accident et de ses satellites, en faille normale. Aussi n'est-il

réellement connu qu'en dp rares points, principalement grâce à des

forages pétroliers. A l'exception du sondage de Vallon-Pont-d'Arc, le

Carbonifère rencontré en profondeur n'a pas été daté; toutefois, les

renseignements obtenus permettent d'en définir l'extension

septentrionale.

On ne peut exclure la présence de dépôts arkosiques d'âge paléo-

zoïque supérieur dans la portion des sondages attribuée au Trias; cette

dernière n'a pas été réétudiée.

2.1. L'extension méridionale.

Deux sondages ont recoupé le Carbonifère:

Y/A aßHHO 3 d U 4

Fig. 4. Carte des occurrences per»o-carbonifères cévenoles et des sondages. Lithostratigraphie: 1. Schistes cévenols; 2. Granites calco-alcalins; 3. Perio-Carbonifère; 4. Hésozoïque (Trias, Jurassique, Crétacé)! 5. Cénozoïquej 6. Sondages cités: A. Villeneuve-de-Berg-1; B. Valvigrtières-1; C. Vallon-Pont-d'Arc-1; D. Rosières-2; E. Lussan-2; F. Lédignan-1; 7. Principales failles.

km 20

N

R&B ion du Mont £,oxei-e et du Mamm±f de Ja Barnm — 27 —

— LEDIGNAN-1 (R.A.P. maître d'oeuvre); situé près de Lédignan, à

20km au sud d'Alès (Coord. Lambert: X=741,275; Y=186,555; Z=120,0). Foré

en 1965, il a recoupé du Carbonifère entre 3243,0m et 3284,0m,

profondeur finale. Ce Carbonifère est représenté par des grès, des

argiles noires et de rares passées charbonneuses qui ont livré une

florule atypique à Annularia stellata Schlotheim et Pecopteris sp., ce

qui indiquerait du Stephanien, peut-être A [GRAS, 1970], Le pendage de

la formation est de 45e.

— LUSSAN-2 (S.N.P.L.M. maître d'oeuvre); situé à 2km à l'est de

Saint-Ambroix (Coord. Lambert: X=751,732; Y=219,633; Z=164,0). Foré en

1952, il a traversé le Carbonifère, sous le Trias, de 1732,0m à 1993,0m,

profondeur finale. Le Houiller se présente sous forme de schistes noirs

avec passées de grès fins et blancs. Ils ont livré Calamites cf cisti

Brongniart, Mixoneura flexuosa Grand'Eury et Samaropsis sp., ce qui

placerait ce Carbonifère dans le Stephanien A, zone 2 du Gard. Le

pendage est de l'ordre de 10 à 15°.

Si, du fait de la relative proximité des affleurements, l'on peut

raisonnablement avancer que le Carbonifère de Lussan-2 appartient à la

masse allochtone affleurant dans la cuvette de Bessèges, par contre la

position tectonique du Carbonifère de Lédignan-1 reste entièrement

conjecturale.

2.2. L'extension septentrionale.

Le Carbonifère a été recoupé par trois sondages sensiblement

alignés Est-Ouest, et à des profondeurs croissantes d'ouest en est:

— ROSIERES-2 (S.M.M.Peñarroya maître d'oeuvre); situé à environ

lkm au NE de Rosières (Ardèche) et à 16km de la limite nord des

affleurements houillers, dans l'axe de ceux-ci (Coord. Lambert: X=

752,765; Y=243,870; Z=148,0). Foré en 1980, il a rencontré le Houiller,

sous le Trias, de 445,5m jusqu'à 596,3m, profondeur finale. Ce

Carbonifère est constitué par une succession monotone de séquences

fluvio-lacustres plurimétriques avec des conglomérats souvent grossiers

et polygéniques, des grès fins arkosiques ou micacés, et des argilites

— 28 — Cm K. de Mlaslon dan« 1mm Cévmnnam

grises à rares passées de charbon. La pente moyenne est d'environ 30°.

Aucune datation précise de ce Carbonifère n'est connue.

— VALVIGNIERES-1 (S.N.P.A. maître d'oeuvre); situé près de

Valvignières, à 20km à l'est de Largentière (Coord. Lambert: X=779,432;

Y=246,885; Z=147,0). Foré en 1963, il constitue le témoin de terrains

carbonifères le plus éloigné du bassin du Gard (environ 30km au NE de

l'extrémité nord de la cuvette de Bessèges). Le Houiller a été rencontré

à la profondeur de 4368,0m et a été suivi jusqu'à 4636,3m, profondeur

finale. Il renferme des grès siltites et des argilites; il n'a pas été

daté avec précision.

— VILLENEUVE-de-BERG-1 (S.N.P.A. maître d'oeuvre); situé à 12km au

SE. d'Aubenas (Coord. Lambert: X=772,365; Y=254,400; Z=365,0). Foré en

1960, il n'a pas rencontré de terrains carbonifères et a atteint

directement le socle métamorphique sous le Trias, de 2730,0m à 2758,6m,

profondeur finale. 11 permet de limiter l'extension du Carbonifère vers

le NE qui se trouve donc localisé dans une bande NNE-SSW de près de 60km

de longueur.

— VALLON-PONT-d'ARC-1 (S.N.P.A. maître d'oeuvre); situé à 40km au

NE d'Alès (Coord. Lambert: X=762,805; Y=236,655; Z=96,0). Foré en 1958,

il a rencontré le Carbonifère à 2521,0m, sous le Trias, jusqu'à 3243,6m,

profondeur finale. Le Carbonifère recoupé a pu être daté et deux séries

reconnues:

— de 2521,0m à 3070,0m: grès fins et siltites avec argilites

à Estheria cebennensis Grand'Eury, Mixoneura flexuosa Grand'Eury,

Sphenopteris matheti Zeiller et Candona sp. Il s'agit de la zone 1 du

Gard et la présence de flore placerait cet ensemble dans la partie

supérieure de la zone (notons ici la présence de Sphenopteris matheti

Zeil1er connu à Aies seulement dans la zone 3.

— de 3070,0m à 3243,6m: une série à séquences fluvio-

lacustres à palustres, avec des grès feldspathiques, des siltites, des

argilites et de minces couches charbonneuses qui ont livré la flore

suivante: Pecopteris polymorpha Brongniart, Pecopteris unita Brongniart,

R^Xion du Mont La«Are «£ du Mm.mml£ dm Im. Born« - 29 -

Pecopteris cf platoni Grand'Eury, Pecopteris cyathea Schlotheim,

Calamites cisti Brongniart, Annularia sphenophylloides Zenker, Cordaites

sp., Sphenophyllum sp. Cette flore situe incontestablement la série dans

les zones 4b et 5 du Gard; la présence de Pecopteris cyathea Schlotheim,

pouvant restreindre cet âge à la zone 5, base du Stephanien B [GRAS,

1970].

Cette superposition anormale trahit l'existence d'un charriage

relativement plat démontrant le caractère régionale du style tectonique

en nappe de charriage caractéristique du bassin d'Alès.

2.3. Conséquences sur l'extension du Houiller Cévenol.

Malgré le nombre restreint d'observations, celles-ci permettent

d'affirmer que le bassin Stephanien de la bordure est des Cévennes a

couvert une surface considérable puisque les indices issus de forages

s'inscrivent dans un quadrilatère de 60km sur 20km environ, soit 1200

km2! D'autre part, les zones stratigraphiques définies dans le bassin

d'Alès se retrouvent au moins sur la moitié de cette surface; le style

tectonique en nappes de charriage si caractéristique du bassin d'Alès

est, selon toute probabilité, celui du bassin sous-cevenol.

2.4. Remarques sur l'extension du Permien.

On remarque que le Permien, qui n'est daté à l'affleurement qu'à

proximité de Largentière, constitue un bassin sous la couverture

mésozoïque dans la région des Garrigues [DEBRAND-PASSARD et C0URB0ULEIX,

1984], Si le Permien est absent aux sondages de Durfort, il apparaît à

Vacquières (feuille de Sommieres) et surtout à Castries (feuille de

Lunel) où il est puissant de quelque 74m. Ces deux sondages atteignent

respectivement le Dévonien et 1'Ordovicien. Le bassin ainsi reconnu est

apparemment limité au nord par la faille du Vigan et au sud par le Pli

de Montpellier, dont l'alignement sur une structure profonde en relation

avec le front des nappes varisques de Montagne Noire a déjà été montré

[CH0R0WICZ et al., 1990].

Aésion du Hont Loaère *fc du Mm.mmä.£ de J A Borne — 31 -

3

Implications paléogéographiques

3.1. INTRODUCTION.

La géologie de la série sédimentaire mésozoïque du Bassin du

Sud-Est est bien établie, principalement depuis les travaux de

BAUDRIMONT et DUBOIS [1977] et la synthèse de CURNELLE et DUBOIS [1986],

Par contre, et notre étude en pays cévenol et vivarois le démontre,

celle des terrains sédimentaires d'âge paléozoïque supérieur —

carbonifères et permiens — est moins approfondie. Ceci est dû, en

grande partie, au fait que les aires d'affleurement de ces dépôts ont

été cartographiées par des pétrographes sur des cartes essentiellement,

consacrées aux roches magmatiques ou métamorphiques. Le détail des

structures et des séries sédimentaires est généralement absent — en

dehors des grands bassins d'importance économique — comme on peut le

constater pour le bassin de Prades représenté, sur la feuille à 1/50.000

de Largentière, par un Carbonifère indifférencié (h), alors qu'une étude

de terrain montre des coupes verticales et horizontales pluri-

hectométriques permettant une cartographie très fine (comme à

Graissessac, par exemple).

Au vu des derniers travaux qui montrent l'existence d'une série

continue du Westphalien D à l'Autunien dans le bassin du Gard, et de

notre propre expérience qui démontre, sur le Mont Lozère, l'existence de

dépôts syntectoniques d'âge probablement permien, on est maintenant en

droit d'établir de nouvelles limites paléogéographiques. L'importance

tectonique de ces différents bassins d'âge paléozoïque supérieur, et

principalement les bassins intramontagneux (Roujan-Neffiès, Graissessac,

— 32 — C . J%« cie Mimm±an d a m l*m Cévttnncm

Le Pont-de-Montvert, Prades, etc.), permet aussi de réviser la vision

simplificatrice qui consiste à pénéplaner, de manière homogène,

1'orogène varisque dès la fin des phases paroxysmales synmétamorphes.

3.2. DECOUVERTE DE LA VERITABLE SERIE MESOZOIQUE AU SUD DU MONT LOZERE.

Les dépôts de la Cham du Pont ont longtemps été attribués au Trias;

pour ceux de Peyroche et de la Cham de Finialette un âge cénozoïque a

même été proposé (!). L'ensemble de ces dépôts date en fait du

Paléozoïque supérieur (cf. I. Chronologie des événements). Des reliques

de terrains mésozoïques, essentiellement jurassiques, sont connues sur

l'ensemble du pourtour du batholite du Mont Lozère, le long de la faille

d'Orcières par exemple. Sur le causse perché des Bondons, la série

jurassique est même puissante de plusieurs dizaines de mètres. L'erreur

d'attribution stratigraphique des faciès de Peyroche est apparemment due

à l'existence d'une brèche ferruginisée bien observée le long de la

faille du Peyrou; il s'agit de l'arkose permienne syntectonique

cataclasée dont le faciès ne saurait être l'équivalent d'un quelconque

Sidérolithique.

Au sud de la Cham du Pont, sur le versant nord du Bougés, la série

mésozoïquei5> comprehensive est conservée le long de la faille

Sud-Lozère, (ce qui illustre la pérennité du jeu de celle-ci durant le

cycle alpin). La coupe peut être suivie le long du layon qui monte, avec

une pente d'environ 15°, vers les crêtes schisteuses du Bougés (Fig. 5).

La présence de faciès à pédogenèse carbonatée, traduisant un

environnement de plaine d'inondation en climat aride à saisons sèches et

humides alternées, et l'absence de tout indice de plissement, plaide

pour une attribution au Trias. Les faciès sommitaux évoquent la tran-

sition vers l'Hettangien (Rhétien des anciens auteurs), puis

l'Hettangien sensu stricto.

Cette série est puissante d'une dizaine de mètres. Elle n'apparaît

pas plissée et est peut-être très légèrement basculée (moins de 7°);

(5) On attribue à la base du Hésozoïque cette série peu puissante, sais aucun éléient paléontologique ne vient avérer cette datation; seuls les critères sédiientologiques et la paléogéographie régionale nous conduisent à une telle attribution.

C O L D U B O U G E S (Lozère)

in

3*za

*za

iza

+ + + + + + + H- + + + + + + +

+ + + • + + + + +' H- + + + + + + +

+ + + + + + + + , ¿ ± j. j t—-i—

Fig. 5. Coupe de la série lésozoïque (cf détail dans le texte),

- 3 4 - Cm Ä . de M±mm±an tSmnm Xmm c£vonn&m

elle repose directement sur le socle granitique du Bougés, cataclasé et

fracturé suivant une famille de failles verticales de direction N.105".

Cette dernière contrôle donc, non seulement la bordure sud (faille

Sud-Lozère sensu stricto) des dépôts, mais encore la bordure nord, fait

qui semble avoir échappé aux géologues locaux.

Les premiers dépôts reconnaissables — à la base de la coupe —

après une zone aveugle de 1,30m, sont des grès à ciment ferrugineux,

quartz bipyramidés et barytine crêtée. On y observe une surface de

stratification S0 à 110SW07, dont la valeur n'est peut-être pas

significative compte-tenu du caractère fluviatile des dépôts. Ces grès

renferment parfois des galets centimétriques et sont holoquartziques.

Les lits constitutifs sont homogènes, isogranulaires, mais l'ensemble,

totalisant 1,5 mètre de puissance, est fortement hétérogranulaire.

Une deuxième zone aveugle se présente sur près de 2,3 mètres, à

laquelle succède la série carbonatée. Les faciès renferment des passées

gréseuses fines et de nombreux accidents siliceux (quartz vert), à débit

plus ou moins noduleux. Ces nodules ont une taille de là 5cm et sont

localement jointifs par l'intermédiaire d'un film pulvérulent brunâtre,

un peu gréseux, qui procède du même ciment que la roche, mais davantage

oxydé. On est en présence de faciès typiques de calcrêtes reconnus ici

sur 1 mètre.

Puis on passe à des grès isogranulaires, bien triés, à matrice

carbonatée, renfermant des quartz anguleux à subanguleux, et de très

rares feldspaths. Le litage n'y est pas exprimé, mais de petits bancs de

5cm environ apparaissent très diaclasés; on pourrait entrer dans

l'Hettangien avec ces faciès (1 mètre environ).

Après une troisième zone aveugle de 30cm, on trouve une formation

détritique à ciment carbonate et passées de grès très finement lités —

surtout vers la base — et de conglomérats à éléments de schistes

verdâtres non jointifs noyés dans une matrice gréso-carbonatée —

calcirudite — sur une épaisseur d'environ 1,2 mètre.

A l'extrémité supérieure de la coupe, on trouve un banc carbonaté à

patine crème, sans stratifications franches, très massif et de 30cm de

puissance; il est du type calcrête pédogénétique. Un banc de grès lui

succède sur quelques décimètres.

Atf^ion du Mont l^omerm 01 du N a « a i f da J A Borne — 3 5 —

3.3. CONCLUSION.

Les observations effectuées dans le secteur de la Cham du Pont et

du Col du Bouges montrent, non seulement la présence de Paléozoïque

supérieur, mais encore l'existence des dépôts mésozoïques, et notamment

triasiques; ces derniers sont préservés au prix de rejeux alpins s.l,

des grandes failles (faille Sud-Lozère, etc.). Ils se rencontrent sous

la forme de plusieurs occurrences, dans l'ensemble de la région (Mas de

l'Ayre, Le Bleymard, etc.) la plus étendue étant celle constituant le

causse des Bondons au potentiel métallogénique reconnu.

CHAPITRE II

FILONS, ENCLAVES ET PHYLLONITES LIES A LA TECTOGENESE

HéÈ&±on du Mont Locère et du Ma.mm±? de lm Boame — 39 —

1

Les aplites et les pegmatites

(pi. II a et b)

1.1. INTRODUCTION.

La région du Sud du Mont Lozère, et tout particulièrement le

substratum granitique du bassin du Pont-de-Montvert, présente de très

nombreuses manifestations filoniennes de nature aplitique ou

pegmatitique.

Les faciès de granites tant porphyroïdes que du Bougés sont

parcourus par un grand nombre de ces corps filoniens qui soulignent

certaines familles directionnelles. En fait, les trois familles majeures

sont: N-S, NW-SE et W-E, ce qui est remarquable puisqu'il s'agit

précisément des directions limitant l'aire de sédimentation des dépôts

de la Cham du Pont, de Peyroche et de la Cham de Finialette (bassin du

Pont-de-Montvert). En outre, la fracturation (à froid) s'exprime

particulièrement bien dans les granitoïdes où les tectoglyphes ne sont

pas rares; par exemple, les rejeux pyrénéens — voire plus récents — se

reconnaissent par la superposition de petites stries superficielles sur

de grandes stries profondes liées à la tectonique cassante hercynienne.

1.2. ASSOCIATION DES DIFFERENTS TYPES.

Certains auteurs ont reconnu dans ces deux types filoniens (apli-

tes, pegmatites) des marqueurs de différentes conditions géodynamiques

ayant présidé à leur mise en place. En fait, les aplites et les

— 40 — C» Rm cie H las lon ciaras lmm CSvmnnmm

pegmatites se rencontrent parfois au sein d'un même filon. Ces produits

sont toujours intrusifs dans les granites — auxquels ils sont donc

postérieurs — qui ne montrent pas toujours d'auréole réactionnelle

(mise en place à chaud). Des faciès protomylonitiques et des micro-

granites sont également retrouvés.

1.3. SITES D'AFFLEUREMENT ET NATURE FILONTENNE.

Nous décrivons quelques sites remarquables où affleurent des filons

d'aplites et/ou de pegmatites. Ceux-ci sont localisés dans le substratum

granitiques des arkoses de la Cham du Pont qu'ils ne recoupent jamais.

1/ Le Pont-de-Montvert SE (Tarn rive gauche).

Sur le chemin du hameau ruiné de la Cépedelle, juste au-dessus du

camping du Pont-de-Montvert, le granite porphyroïde présente des filons

aplitiques principalement W-E et N-S. Si l'on note un petit filon

090N70, ce sont deux filons subméridiens, respectivement 170E60 et

005E70, qui se suivent remarquablement, le premier sur 15 mètres et le

second jusqu'à la rive droite du Tarn à quelque 150 mètres. On note que

les pendages des filons sont conformes à ceux que l'on a reconnus par

ailleurs (cf. Chapitre I) pour les grands accidents limitrophes du

bassin du Pont-de-Montvert, en l'occurrence ici la faille du Pont-

de-Montvert et la faille Sud-Lozère. Les plans de fracture de direction

NW-SE, bien reconnue également, sont essentiellement soulignés par des

produits à texture amorphe de type protomylonitique (fracturation à

froid) contrastant avec les directions N-S et W-E; ces dernières sont

marquées par un style franchement pénétratif caractéristique de la

fracturation à chaud.

On note au passage, sur ce site, l'alignement préférentiel des

phénocristaux d'orthose suivant une direction N.080, ce qui prouve

l'existence, et souligne le rôle, de la faille Sud-Lozère dès la mise en

place du magma (vers 290 Ma) (cf aussi Chapitre III),

2/ Pont du Martinet, La Cham du Pont Ouest.

R£&d.on du Mant Z.ox¿jra et du Mmmm±£ de Ja Borne - *1 -

Sur le sentier des Cols du Bouges, près du pont sur le Martinet,

les granitoïdes (faciès du Bougés) montrent une fracturation intense.

C'est ici que l'on retrouve, en continuité, les faciès pegmatitique et

aplitique au sein d'un même filon 175E70; le faciès pegmatitique se

situe au-dessus du faciès aplitique. Les multiples fractures N-S "à

froid", parallèles aux filons aplito-pegmatitiques, indiquent une

association intime des deux styles, une partie du jus magmatique ayant

été orientée suivant les contraintes tectoniques du régime ductile.

Là encore, le granite présente une très nette structurationc6> ,

marquée par la foliation 175E50 et soulignée par les feldspaths

potassiques. Sa mise en place apparaît également contrôlée par des

accidents W-E type paléo-faille Sud-Lozère; des observations détaillées

précisent les modalités de cette mise en place qui a pu s'effectuer dans

un champ de contraintes en cisaillement senestre. Les évidences de

terrain montrent que ces mêmes plans de fracturation ont été réutilisés,

à froid, avec des traces de cataclase soulignée dans la matière amorphe.

3/ Pont-de-Montvert Est (Tarn rive droite).

On retrouve la direction filonienne N.160 à remplissage aplitique.

En outre, on note la présence de scheelite ce qui du reste est une

constante dans ce secteur du Mont Lozère. On reconnaît aussi un grand

couloir filonien NW-SE tantôt à aplites, tantôt à silice amorphe.

Sur des plans particulièrement frais, il est possible de

reconnaître les conséquences des mouvements pyrénéens avec rejeux en

faille inverse des plans W-E (consécutivement à la collision Ibérie-

Europe à contrainte principale maximale à peu près N-S), et en

décrochement dextre de certains plans subméridiens; ce dernier rejeu est

du reste suivi sur l'ensemble de la faille du Pont-de-Montvert depuis la

route du col de Finiels jusqu'au Pont de Fiarouso.

4/ La Cham du Pont Sud.

(6) Ce qui ne correspond çuère à l'opinion de certains pétrographes qui ont caractérisé le granite du Bougés par sa structure équante.

— 42 — C , J%. cíe M±mmJ.on danm lmm C^vtsnncm

A proximité immédiate, et en contrebas des premiers affleurements

d'arkoses syntectoniques, entre ceux-ci et la série comprehensive

mésozoïque décrite plus haut, il est possible de distinguer quelques

filons d'aplite N.160" qui recoupent le layon forestier; les conditions

d'affleurement ne permettent pas une observation fine des vergences.

5/ barrage de Vi liefort.

On note enfin, à l'écart du bassin du Pont-de-Montvert mais

présentant un aspect stratégique irréfragable, un ultime exemple qui

montre un grand filon d'aplite (cf. quartzite NE-SW), syngranite, qui

est recoupé par des phyllonites (cf. aussi plus bas). Les aplites

pourraient ainsi représenter un stade très sensiblement "plus chaud" que

les phyllonites.

I.A. CARACTERE SYNDUCTILE DES CORPS FILONIENS.

Les filons d'aplites et de pegmatites suivent des directions de

fracturation qui ont joué à plusieurs reprises entre la mise en place

des batholites de granites calco-alcalins et les phases alpines s.l.,

ici essentiellement pyrénéennes (Bartonien ). Comme les phyllonites

(cf. infra), ils soulignent une tectonique ayant affecté un niveau

structural plus profond que celui où s'est exercée la fracturation

cassante tardive (cf. Chapitre I). Leur mise en place s'est effectuée

vers le sommet de la chambre magmatique, avec passage local des corps

filoniens dans l'encaissant schisteux épizonal; aussi leur préservation

signifie une faible érosion des granites. On ne doit toutefois pas

perdre de vue que l'épaisseur initiale de la couverture métamorphique ne

peut être connue avec précision.

Les manifestations ductiles sont pénétratives, et les produits

magmatiques sont, d'une part de même composition que l'encaissant

(7) Si l'on se réfère à ce qui est bien établi dans la couverture sédiientaire languedocienne, et tout particulièretent auprès du Pli de Montpellier.

R4g±on d\i Mont L*o*& arm e t ciu Mekmm±f d « ¿ a Box-nts — A 3 —

granitique, et d'autre part toujours entièrement cristallisés. Certains

corps produisent des auréoles réactionnelles et des schlieren

biotitiques.

Si l'antériorité des batholites par rapport aux filons est

évidente, de nombreux indices de terrain suggèrent un contrôle étroit de

la fracturation dès la mise en place desdits plutons. En tout cas, les

analyses de terrain montrent clairement l'influence des directions N-S

et W-E; la troisième direction majeure locale (NW-SE) fonctionne

essentiellement en cassant. Le caractère synductile de la plupart des

jeux de failles et de la mise en place des corps magmatiques filoniens

est renforcé par la foliation systématique des granites tant ceux

porphyroïdes que celui du Bougés. En conséquence, il convient de parler

de granites synmétamorphes.

Des observations effectuées sur le versant nord du Mont Lozère,

entre Malavielle et le Mazel près du Bleymard, indiquent que la faille

d'Orcières, pendant septentrional de la faille Sud-Lozère, a également

influencé la structuration du batholite et des formations mica-

schisteuses qu'il traverse. En effet, les termes métamorphiques pré-

sentent une linéation horizontale N.llO", synmétamorphe. Ces roches

métamorphiques — gneiss amygdalaires et micaschistes — sont, elles

aussi, parcourues par des filons aplitiques, ici 080N60. L'axe

d'allongement de ces aplites est généralement celui des crénulations de

schistosité tardives, ce qui est un argument supplémentaire en faveur

d'une mise en place synductile.

Les observations rapportées ci-dessus sont remarquablement

conformes au nouveau modèle de mise en place syntectonique des plutons

granitiques, en domaine épizonal, proposé très récemment par l'Ecole de

Rennes [LAGARDE et al., 1990].

&£&±an du Mont t*am&rm m t. du Mmmm±£ de la Borna — AS —

2

Les enclaves dans les granitoïdes

(pi. III a, b et c)

2.1. SITES D'AFFLEUREMENT ET NATURE.

Les granitoïdes qui constituent le substratum de la région du

Pont-de-Montvert, et plus généralement ceux du batholite du Mont Lozère,

renferment un grand nombre d'enclaves de nature et de taille variées.

Certaines sont orientées. Leur cartographie systématique n'a jamais été

effectuée, et leur présence n'est signalée par les auteurs que de

manière sélective. Pourtant, grâce à elles, il serait possible de

retrouver, d'une part les séries métamorphiques siège de l'intrusion et

maintenant érodées et, d'autre part, d'accéder à des données originales

concernant l'origine profonde du magma (enclaves crustales et/ou

mantelliques) .

Les enclaves sont extrêmement courantes dans les granitoïdes,

quelque soit le faciès pétrographique de ceux-ci: granite porphyroïde

(faciès du Pont-de-Montvert), granite du Bouges, granite des Signaux,

etc.

— 46 — C» R • de M±mmd.on tSmnm lam CS-vannsm

Les inclusions de nature variée sont très fréquentes dans le

granite porphyroïde au voisinage de Peyroche et de la Cham de

Finialette, au NW du Pont-de-Montvert. Des enclaves de type dioritique

sont très abondantes dans le faciès des Signaux, et principalement dans

l'adamellite des Laubies, qui en constitue un sous-faciès

caractéristique, au NW du batholite. On retrouve également des septa

cristallophylliens et des enclaves de micaschistes.

La chimie des différentes enclaves retrouvées n'a pas été étudiée

au laboratoire. Dans un premier temps, seules des analyses pétro-

graphiques sommaires montrent, qu'en plus des diorites abondamment

signalées, il est également possible de reconnaître des gneiss, des

gabbros à grenat, des termes volcano-détritiques, etc.

2.2. CONSEQUENCES GEODYNAMIQUES.

La présence d'enclaves dans les formations magmatiques est très

souvent signalée. Par exemple, les enclaves de lherzolites à spinelle

dans les basanites oligo-miocènes de Montpellier [DEROIN et TAMAIN,

1990] ont été utilisées pour caractériser l'origine mantellique d'une

partie au moins du magma.

Une étude détaillée, notamment des éléments en traces, serait

nécessaire pour établir avec précision, et à l'échelle du massif, des

implications géodynamiques.

H¿Bd. on du Mont Z^omtirB 01 du Ma.mm±? de J A Borne — A7 —

3

Les phyllonites

Ipl. II c)

3.1. DEFINITION.

La phyllonite — contraction de phylla.áe et de mylonite — est une

ultramylonite complètement broyée présentant un aspect schisteux. C'est

une roche dynamométamorphique dérivant ici d'une roche magmatique et

caractérisant généralement l'existence d'un plan de cisaillement

(plan C) [HIGGINS, 1971].

3.2. SITES D'AFFLEUREMENT.

Les plus belles manifestations phyllonitiques sont associées à la

grande direction subméridienne. Sur le site du barrage de Villefort,

elle accompagne la faille de Villefort avec un fort plongement 65E. Ici,

on est dans les faciès du granite porphyroïde de la Borne, c'est-à-dire

dans le compartiment oriental du système granitique de Villefort.

De superbes chevelus filoniens s'observent aussi dans la vallée du

Tarn, au Pont-de-Montvert. C'est là que la densité filonienne est la

plus importante sur l'ensemble des sites analysés; on est précisément à

un noeud tectonique de premier ordre où les différentes familles

interfèrent.

— ^8 — C . R . da M i « a i o n d4tn« la« Ct^venne*

3.3. TRANSITION DUCTILE/FRAGILE.

Les plans C/S montrent un jeu senestre — le jeu senestre suggéré

par FABRE dès 1896. Ce jeu n'est pas purement horizontal et s'exerce

avec une légère composante verticale, déterminée par l'inclinaison des

pitches de stries sur les miroirs de failles: 15°S, pour la faille de

Villefort comme pour son satellite du Pont-de-Montvert, avec une

remarquable homogénéité. On note conjointement la présence de plans C

marqués également au niveau des feldspaths et indiquant un maximum de

déformation. De plus, des petits plis à axes verticaux précisent que

l'on est, là, au coeur du cisaillement.

Si les plans méridiens possèdent des stries subhorizontales

indiquant un jeu senestre (nécessairement fragile), la mise en place des

phyllonites s'opère apparemment suivant un régime de décrochement

senestre. Si l'on ajoute à cette observation celle effectuée au sud du

batholite du Mont Lozère, où le magma se met en place en régime

cisaillant senestre, alors on voit clairement que l'ensemble du

batholite a intrude la série métamorphique épizonale au prix d'une

ambiance distensive généralisée, au niveau du croisement des deux

familles majeures de failles: N-S (Villefort, Le Pont-de-Montvert, etc.)

et W-E (Sud-Lozère, Orcières, etc.).

Ces mêmes failles rejouent dans le sens inverse lors des dernières

phases tardi-hercyniennes, essentiellement fragile pour le décrochement

dextre de la famille latitudinale, fragile à ductile pour la famille

subméridienne (cf. prolongement du Tanargue).

CHAPITRE III

SYNTHESE SUR LE SYSTEME DE VILLEFORT

Mont Lozère et Massif de la Borne

R£&±on du Mont £*o*&ra et du MaMmíf ds ¿ A Borne - 51 -

1

Niveau d'érosion du système de Villefort.

1.1. INTRODUCTION.

L'intrusion des granitoïdes dans la couverture métamorphique a

produit une auréole réactionnelle souvent limitée à quelques dizaines de

mètres, voire quelques mètres. En tout cas, ces granitoïdes se sont mis

en place en profondeur, et il n'est pas possible d'évaluer avec une

grande précision le volume d'encaissant schisteux érodé.

La géométrie du batholite de Villefortca> a été discutée. La seule

certitude semble la vergence opposée des deux failles de bordures

latitudinales, perceptible sur le Mont Lozère seulement. La faille

Sud-Lozère pend vers le nord, la faille d'Orcières pend vers le sud. Le

rôle de ces failles dès la mise en place a déjà été souligné (cf supra).

1.2. INDICES DE NIVEAUX D'EROSION DIFFERENTIELLE.

Les plutons granitiques du Mont Lozère et de la Borne se

distinguent par leur composition pétrographique, leurs réseaux filoniens

et leurs enclaves, leur topographie (Fig, 6), leur couverture post-

granitisation, etc. Ils sont séparés par un accident majeur, la faille

de Villefort, dont le décrochement senestre est de 12km environ. Nous

avons remarqué la présence de stries de pitch 15°S sur les plans

(8) On appellera batholite de Villefort, ou systèie (granitique) de Villefort, l'enseible du Mont Lozère et du lassif de la Borne.

w

Fintais

14001

10001

600 Q

S km.

Tarn

ElSW

Vi lief ort Chassezac

*-3.

Fig. 6 . Profil lorphologique Lozère/Borne.

NE

MontselgiMS O.

•m

n 3 < H-"I O 3

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Q. I 3 I

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n \

Rtffflon du Mant £.oc¿re et du Mamm±£ de la Borne — 53 —

' 2

Données géophysiques a petite échelle.

fes résultats sont issus d'une interprétation des données cartographiques régulières

à 1/1.000.000e.

2.1. LA CARTE DES ANOMALIES DETAILLEES DU CHAMP TOTAL. (Fig. 7)

(Les valeurs d'anomalies sont exprimées en gamma).

Le batholite de Villefort ne produit pas d'anomalies magnétiques

majeures mais l'allure respective du Mont Lozère (allongement N.100") et

du massif de la Borne (allongement NE-SW) se retrouve toutefois sous la

forme d'une diminution assez nette des valeurs. La faille de Villefort

ne produit pas d'effet perceptible, sauf au niveau du décrochement de

12km.

Autour du batholite de Villefort, on reconnaît un certain nombre

d'anomalies positives quasi ponctuelles, notamment dans l'angle NW du

Mont Lozère et au sud du massif de la Borne dans les formations méta-

morphiques; ces anomalies ne correspondent pas à des unités

particulières au sein des séries épizonales cévenoles, si l'on s'en

réfère à la cartographie régulière.

Les batholites méridionaux (Aigoual, Saint-Guiral, Liron) pré-

sentent un schéma très semblable.

Le trait majeur est l'existence d'une forte anomalie positive

parallèle à la bordure méridionale du Mont Lozère, et donc à la faille

Sud-Lozère. Elle s'allonge sur plus de 40km et présente une nette

dissymétrie, les valeurs les plus élevées étant rencontrées à l'ouest.

Fig. 7. Carte «agnétique.

Carte magnétique de la France (extrait)

Anomalies détaillées du champ total à l'échelle de 1/500.000

Fig. 8. Carte gravieetrique.

Carte gravimétrique de la France

(extrait)

Anomalie de Bouguer

à l'échelle de 1/500.000

|r

,--—""* ~\\ ' ] ,

- 56 - Cm R* dc M±mm±on dmrtm 1mm C&vmnnmm

Cette forte anomalie positive, d'orientation N.100", culmine à 3455

gammas, ce qui est une valeur unique dans le domaine cévenol, et

rarement retrouvée à l'échelle des massifs hercyniens français en dehors

du domaine alpin.

2.2. LA CARTE DE L'ANOMALIE DE BOUGUER. (Fig. 8)

(Les valeurs de l'anomalie de Bouguer sont exprimées en milligal).

La faille de Villefort, cette fois, s'exprime de manière très

nette, et sur l'ensemble de son tracé cévenol entre Aies et Langogne.

Le Mont Lozère est le siège d'une anomalie négative majeure (-6).

Celle-ci indique que la masse granitique est importante et de faible

densité. Au contraire, le massif de la Borne n'influence en aucune

manière le tracé des isocourbes; de ce fait, il ne se distingue pas des

schistes épi- à mésozonaux voisins. Ceci confirme les conclusions de

l'estimation volumique.

Le massif du Mont Aigoual produit également une anomalie négative

substantielle (-5 à -6).

Le domaine "Sud-Lozère" défini par l'anomalie positive du champ

magnétique n'a pas de réalité gravimétrique. La cause de cette anomalie

magnétique est donc vraisemblablement profonde.

2.3. CONCLUSION.

En guise de conclusion, nous donnons une évaluation volumique du

batholite de Villefort.

Nous estimerons que le batholite de Villefort a initialement la

forme générale d'un tronc de pyramide. De ce système granitique il ne

demeure que deux masses disjointes par la faille de Villefort: d'une

part le Mont Lozère, d'autre part le massif de la Borne.

Nous considérerons que la masse granitique s'est mise en place

entre 3 et 10 km (ce qui est conforme aux ordres de grandeur

généralement proposés par les auteurs pour ce type de phénomène). Les

paramètres des deux batholites sont les distances R et r, les massifs

granitiques étant eux-mêmes assimilés à des troncs de pyramide. Pour le

Mont Lozère RL=30km, rL= 12km, pour la Borne RB=15km, ru= 6km. Les aires

R£g±on du Mont Loière «fc du Ma.mm±f dm 1m Borna — 57 —

d'affleurement (en surface) sont dont 4 fois plus grandes dans le Mont

Lozère (360kma / 90km2). Les volumes actuels, au contraire, sont dans un

rapport de 1 à 8. En effet:

V = ir.H.(R2 + ra + Rr)/3, où R et r sont les

paramètres du tronc de pyramide et H la hauteur. On considère une

hauteur de 7km pour le Lozère, et de 3,5km pour la Borne, après

correction des jeux verticaux.

VL = 10300km3 et VB = 1300km

3

De telles variations sont nécessairement perçues en géophysique

(gravimétrie principalement).

En conclusion, la carte de l'anomalie gravimétrique de Bouguer

permet d'argumenter des niveaux d'érosion différentielle entre le Mont

Lozère et le massif de la Borne. Les matériaux magmatiques actuellement

affleurant sont de densité différente, et le volume du Mont Lozère (de

densité moindre) est considérable en profondeur.

Région du M o n t Z.am e Jre et du Ma.mm±£ de J A Borne — 59 —

3

Conclusions.

Le Mont Lozère et le massif de la Borne sont les témoins d'un vaste

batholite (le batholite de Villefort) mis en place à la fin de 1'orogène

hercynien (entre 305 et 285Ma).

La faille de Villefort a, certes, décroché tardivement de quelque

12 km ces deux massifs, mais ce décrochement s'est accompagné de

surcroît d'un rejet vertical non négligeable d'environ A km, faisant

remonter les niveaux profonds de la Borne à la limite d'érosion

actuelle. Les évidences de terrain montrent que le décrochement senestre

s'est opéré dès la mise en place du magma, c'est-à-dire en régime

ductile, et en ambiance distensive (transtension).

La bordure sud du Mont Lozère, exprimée dans les niveaux

structuraux supérieurs par de la tectonique fragile et ductile, se

traduit en profondeur par une vaste anomalie magnétique positive. Le

faisceau linéamentaire d'orientation N.100" alors dessiné s'aligne avec

l'axe synclinal du Causse de Berrias, le bassin de Pont-Saint-Esprit,

les chaînons du Ventoux et du Lure, et s'ennoie apparemment sous les

nappes alpines aux confins de la Haute Provence (nappe de Digne). Cet

axe majeur diffère sensiblement de celui défini par ROUSSET [1986] qui

relie les structures provençales à la faille d'Orcières (Fig. 9). Si

l'on regarde maintenant vers l'ouest, le grand linéament emprunte une

portion du cours actuel du Tarn dans les Grands Causses puis le détroit

de Rodez où le bassin permien du même nom utilise aussi la direction

N.100*. La carte à très petite échelle des anomalies électro-magnétiques

— 60 — C * R . de Mmmlon dmnm lam CSv&nnmm

[COLLECTIF, 1988] de la France suggère un prolongement de l'axe

linéamentaire sous les nappes alpines. On notera que ce linéament nommé

ici Linéament Sud-Français (LSF) est particulièrement bien vu sur

l'imagerie HCMM, notamment dans le canal infrarouge thermique (cf aussi

Chapitre IV).

L'association des observations de terrain, de la cartographie, de

la géophysique et de la télédétection permet de préciser l'importance et

le rôle des grandes familles d'accidents au cours des temps géologiques.

JR4&±on d u M o n t JLov&ir* * t du N a a a i / d e Jt« fiorne

CHAPITRE IV

ROLE DE LA TELEDETECTION DANS L'ETUDE.

— Cane vnjtfurtit t̂mtHifw du ^ua-Esi d€ la F r u tOni en indiqua la lircurH « n e r - Hauiller n Prmiaii — iou-miur itnii n m . la pnnciiMMi fjjlki m i n n ci qudaua luiret

'iillu

R4md.on du Mont: LosAre et du Ma.mmd.iT d« J A Borne — 63 —

1

Exploitation des données de télédétection

1.1. INTRODUCTION.

Les données de télédétection prises au sens de l'imagerie

satellitaire et des documents aéroportés, ont constitué un outil

privilégié dans l'ensemble de cette étude. C'est pourquoi nous

établissons un chapitre spécifique concernant cet aspect.

L'imagerie s.l. doit être exploitée en phase amont (préparation),

lors de la phase de terrain (opération) principalement avec les photo-

grammes aériens, et en phase aval où un retour à l'image est

généralement bénéfique.

1.2. GENERALITES SUR LA TELEDETECTION EN GEOLOGIE.

Les différentes imageries ont souvent été exploitées en termes de

linéaments. En fait, ce type d'interprétation, s'il s'avère intéressant,

ne procure pas de renseignement directement exploitable en tectonique,

sauf si l'on y intègre des données bibliographiques et de terrain.

Nous avons testé, à des fins méthodologiques, la complémentarité

des levés de fracturation sur l'image SPOT par rapport aux cartes de

terrain et aux autres imageries [DEROIN, 1989; DEROIN et al., 1989] ou

— €*4 — C . R , de Mission dans lea Ctfvennea

en confrontation aux données du réseau de drainage [DEROIN et

DEFFONTAINES, soumis].

L'analyse des images à haute résolution spatiale a également permis

de proposer des hypothèses géodynamiques sur la fermeture de réseaux à

magmatites alcalines [DEROIN et TAMAIN, 1990; DEROIN, 1989]; elle a

permis également de confirmer la rotation du bloc corso-sarde en

fournissant des indications inédites sur les réseaux de fractures, qui

viennent conforter les analyses effectuées sur les systèmes filoniens de

part et d'autre du détroit de Bonifacio. Ainsi, les liaisons respectives

de la Provence et du bloc corso-sarde, et de la Corse et de la Sardaigne

semblent bien établies.

L'information satellitaire peut donc, si elle est gérée de façon

adaptée, fournir des compléments aux données classiques de la géologie,

et procurer des éléments inédits, essentiellement dans le domaine de la

structurale.

Région du Mon t JLam&rm eu du Ma s « i / da Ja Borne — 65 -

2

Données à petite échelle,

2.1. INTRODUCTION.

Les imaces des satellites météorologiques sont principalement

étudiées, dans les canaux de l'infrarouge thermique, pour détecter le

déplacement et reconnaître la géométrie des masses nuageuses.

Ces images sont également utiles en Sciences de la Terre

puisqu'elles couvrent des surfaces importantes d'échelle continentale.

Certains traits structuraux majeurs peuvent ainsi être reconnus.

Les données du satellite américain NOAA ont une résolution de 1km2.

Elles ne possèdent donc pas d'avantage particulier, en géologie, par

rapport à HCMM dont la résolution est quatre fois supérieure.

2.2. LES DONNEES HCMM.

Nous avons présenté, entre autres, les données HCMM dans le cadre

d'une synthèse sur l'imagerie satellitaire appliquée à la géologie dans

le Sud de la France [DEROIN, 1990]. Ce type de données satellitaires a

rarement été considéré par les géologues qui, pourtant, ont de nombreux

éléments structuraux à en retirer.

Nous avons déjà évoqué l'existence d'une grande structure

linéamentaire que nous dénommons Linéament Sud-Français (L.S.F). Il

s'agit d'une mégastructure que l'on suit depuis le Sillon Houiller

- É>& - C* R. de? Md.mmd.on dans les C¿vennes

jusqu'à la Nappe de Digne. La direction générale est N.110", et la

longueur totale 330 km. De tels alignements d'objets géologiques variés

ne sont pas fortuits [HEYL, 1972],

Le linéament est constitué d'une succession d'objets géologiques de

nature et d'âge fort variés tels que: des zones paléogéographiques

(isopiques), des reliefs, des fronts de chevauchement, des failles

avérées, des bordures de batholites, des bassins, des synclinaux, des

portion de cours d'eau actuels, des axes de plissement, etc.

L'existence d'une telle famille directionnelle se retrouve

également en Provence orientale où elle est mise en relation avec le

rôle majeur des failles NE-SW de la Corse cristalline; en effet, cette

famille n'est pas autre chose que la famille N.110" ayant subi une

rotation de 70° avec l'ensemble corso-sarde [DER0IN, 1989].

L'influence du L.S.F. est ressentie à l'ouest du Sillon Houiller,

dans le Quercy où les faciès jurassiques semblent affectés; dans le

Rouergue, le bassin permien de Rodez s'allonge suivant ladite direction,

de même que le détroit de Rodez. Le Tarn est orienté suivant le

linéament dans la région des Causses Méjean et de Sauveterre, de même

que la faille Sud-Lozère (cf supra) qui en constitue un des jalons les

plus remarquables; le Causse de Berrias, à coeur néocomien, présente un

axe synclinal apparemment faille suivi vers l'est par le bassin de

Pont-Saint-Esprit qui se distingue du bassin d'Alès par son remplissage

d'âge éocène supérieur. On note que la confluence de l'Ardèche et du

Rhône s'opère exactement au passage du L.S.F. En rive gauche du Rhône,

le site de Bollène est localisé au débouché d'un thalweg (ruisseau de

l'Hérin) qui recoupe une cluse de l'Urgonien. L'axe anticlinal à

Urgonien du Mont Ventoux puis la crête du Lure correspondent à des

objets géologiques remarquablement alignés sur le linéament. La carte

électro-magnétique de la France suggère un prolongement de l'axe N.

100°/110° sous les nappes alpines.

R^S^ctn du Mon* Locère eu du Mamma.* de 1m. JSoi-ne - 67 -

3

Données à moyenne échelle

(pi. IV)

3.1. INTRODUCTION.

Les images de télédétection sont principalement utilisées sous

cette forme, à des échelles de 1/100.000 à 1/250.000. Elles constituent

le stock d'informations privilégié des travaux dans ce domaine, avec les

LANDSAT-MSS et TM, et plus récemment SP0T-HRV.

3.2. LANDSAT-MSS.

Les données MSS sont disponibles depuis 1972 et ont été abondamment

interprétées à des fins géologiques ou minières [DEROIN, 1990], Une

esquisse d'interprétation a été utilisée en illustration d'un rapport

précédent [DEROIN, 1988, p.70], L'étude systématique, à l'échelle de la

France, a été synthétisée par SCANVIC et WEECKSTEEN [1980].

3.3. SPOT-HRV.

Les données SPOT tendent à supplanter les LANDSAT-TM, au moins pour

le territoire national. Grâce à la possibilité de stéréoscopie vraie, et

à l'acquisition de données de résolution de 100 à 400m2, elles

constituent un outil particulièrement adapté à l'analyse régionale et

locale. Elles ont été déjà abondamment exploitées dans le cadre de nos

— 6a — C „ Ä» de Md.mm±on danm J. mm Cevmnnem

travaux [DEROIN, 1989; CHOROWICZ et al.y 1990; DEROIN et al., 1990;

DEROIN et TAMAIN, 1990; etc.].

Le domaine spectral des données SPOT n'apparaît pas, en première

approche, très compétitif par rapport aux 7 bandes de TM. En fait, le

canal 1 (bleu) de ce dernier n'est guère utile qu'en océanographie; le

canal 6, infrarouge thermique, n'a pas d'application immédiate en

géologie et sa combinaison aux autres canaux est rendue difficile par le

saut de résolution.

Les canaux 2, 3 et 4 de TM sont les équivalents de SPOT (1,2,3); il

reste donc les canaux 5 et 7, qui fournissent des données intéressantes

dans le domaine minérale en zone désertique, mais qui sur des zones

tempérées n'ont que peu d'utilité; pour de telles zones, l'information

fournie par SPOT est satisfaisante, même si les canaux 1 et 2 sont

toujours très córreles (95 à 99%).

Pour le capteur HRV, les capacités de résolution semblent largement

compenser la restriction du choix spectral; de plus, l'analyse

structurale sur SPOT est remarquablement complémentaire des autres

analyses effectuées sur LANDSAT-MSS et les photographies aériennes. Les

nombreux résultats cartographiques, métallogéniques et environnementaux

(op. cit.) sont là pour en témoigner.

R£&JLon d u Man* L.om&>rm cet du M a « s l / de Ja B o r n « — 69 —

4

Données à grande échelle

4.1. INTRODUCTION.

Les données SPOT, en mode panchromatique, sont raisonnablement

utilisables jusqu'à une échelle de 1/25.000. A de telles échelles, on

trouve déjà un grand nombre de données aériennes.

4.2. PHOTOGRAPHIES AERIENNES.

Les photographies aériennes représentent une source d'information

fondamentale, principalement lors des phases de terrain. Nous avons

particulièrement utilisé des clichés à 1/20.000, agrandis parfois à

1/10.000 (infrarouge noir et blanc), et des clichés à 1/10.000 en

infrarouge couleur.

Le réseau de fracturation établi dans la région du Pont-de-Montvert

doit beaucoup au remarquable guide que de telles images constituent. Les

stations de microfracturation ont généralement été choisies à partir

d'elles.

CHAPITRE V

PROPOSITION DE VOIES DE RECHERCHE

Rífllon du Mont £.o«£x-e et du Mamm±£ tSm 1A Borne — 73 -

Les travaux menés conjointement sur le terrain et à partir de

l'imagerie satellitaire nous ont conduits à la reconnaissance de

nombreux faits géologiques nouveaux: fracturation, contrôle de l'aire

d'affleurement de bassins sédimentaires, mégastructures liées à la

paléogéographie, etc. Certains de ces faits ont des implications

géodynamiques régionales, telle la transition des régimes fragile et

ductile qui tend à mieux expliquer le passage des secteur de migmatites

(Tanargue) à celui des schistes épizonaux des Cévennes, principalement à

proximité de la faille de Villefort. Bien plus, c'est l'observation puis

la compréhension de l'anomalie spectrale décelée sur les données

numériques SPOT-HRV qui a mené notre étude de détail dans la zone des

arkoses de la Cham du Pont [DEROIN, 1989 & DEROIN et DEROIN, 1990].

Les implications cartographiques, tectoniques et métallogéniques

sont fort nombreuses et il s'avère utile de proposer quelques voies de

recherches en Sciences de la Terre, intégrant la télédétection, qui

devraient présenter un intérêt, tout particulier. Parmi celles-ci, il

apparaît que l'imagerie satellitaire doit être utilisée à différentes

échelles et à différentes résolutions spatiales; au sein des données

actuellement disponibles, SPOT-HRV stéréoscopique, LANDSAT-MSS et HCMM