Découvrir et comprendre le rift de la Limagne

Olivier Merle

Département des Sciences de la Terre, Université Blaise Pascal, Clermont Ferrand.

Laurent Michon

Département des Sciences de la Terre, Université Blaise Pascal, Clermont Ferrand.

Benoît Urgelli

ENS Lyon / DGESCO

12/02/2001

Résumé

Excursion permettant l'étude de la sédimentation, de la tectonique et du volcanisme associés au rifting de la Limagne.


Contexte géologique

Le Rift Ouest-européen est constitué de trois segments majeurs disposés globalement autour de l'arc alpin. D'Est en Ouest, on distingue le graben de l'Eger orienté ENE-WSW, le graben du Rhin orienté NNE-SSO et les fossés d'effondrement du Massif Central orientés N-S. La sédimentation est pour l'essentiel d'âge oligocène dans ces trois segments, ce qui montre le synchronisme de cette période d'extension tertiaire.

Figure 1. Carte de la position des grabens ouest-européens

Carte de la position des grabens ouest-européens

Sous les Alpes, la profondeur de la limite lithosphère-asthénosphère (LAB, en km) permet de localiser la position de la racine lithosphérique alpine.


Dans la partie occidentale de ce système, la comparaison des cartes structurales montre une différence marquée entre le graben du Rhin au Nord et les fossés d'effondrement du Massif Central au Sud. Dans le graben du Rhin, la sédimentation oligocène se localise le long d'un fossé étroit et linéaire de 35 km de large sur 300 km de long. La sédimentation oligocène dans le Massif Central est diffuse, soulignée par trois grands fossés parallèles (le fossé de la Limagne, le fossé de Roanne-Montbrison et le fossé de la Bresse) et plusieurs bassins de moindre importance (e.g. les bassins d'Olby, d'Ambert, etc).

Au total, la sédimentation liée au rifting s'étend du Sillon Houiller à l'Ouest jusqu'à la faille bordière de la Bresse à l'Est, soit sur plus de 200 km de large. Ces deux segments majeurs du Rift Ouest-Européen sont séparés par la zone transformante Rhin-Saône.


Objectif de l'excursion

Cette excursion permet de discuter un certain nombre de problèmes majeurs concernant la formation du rift du Massif Central. Il est clair cependant que ce n'est pas la visite des quelques affleurements proposés dans cette excursion qui permet de répondre à des questions aussi importantes que la signification de l'anomalie thermique observée au sud du Massif Central par tomographie sismique, ou le rôle de la chaîne alpine dans l'amincissement crustal et lithosphérique.

Cependant, les affleurements visités sont l'occasion de rappeler et de discuter un certain nombre de données en provenance de disciplines très diverses des Sciences de la Terre et qui sont pour la plupart admises par l'ensemble de la communauté scientifique. Notre propos est de montrer que ces données ne sont pas contradictoires et qu'elles permettent au contraire de proposer une évolution cohérente de cette portion du Rift Ouest Européen. Les conclusions qui émergent devraient naturellement pouvoir s'appliquer à l'ensemble du Rift Ouest Européen.


Arrêt 1

Localisation

Quitter l'autoroute A75 à la sortie 12 et prendre la direction d'Orbeil (D9). Passer Orbeil et aller jusqu'au hameau le Chauffour (D9). Dans le hameau, tourner à gauche au niveau du Chemin d'Ybois (nom de la rue). Monter tout droit pendant 600 mètres et tourner à droite dans une petite route goudronnée qui conduit à l'ancienne carrière abandonnée. Ne pas s'approcher des parois de la falaise (danger de chutes de pierres). Une visite en soirée est conseillée pour que la structure ne soit pas à contre-jour.

Affleurement

Cet affleurement exceptionnel correspond à un ancien lac de lave refroidi au sein du cratère d'un édifice volcanique. Cet ancien lac de lave est maintenant entièrement déchaussé par l'érosion du cratère. On observe une structure globalement symétrique qui montre une rotation des colonnes prismées de la verticale au centre, jusqu'à l'horizontale vers les bordures de l'ancien cratère.

Figure 4. Structure prismée de l'ancien lac de lave du volcan d'Orbeil

Structure prismée de l'ancien lac de lave du volcan d'Orbeil

Au sommet, au niveau de l'ensellement, les prismes sont verticaux. Ils deviennent horizontaux radialement, du centre vers les bordures de l'ancien cratère disparu par érosion


Cette structure résulte du fait que les colonnes prismées, formées pendant le refroidissement de la lave, sont parallèles au gradient de température. Celui-ci était vertical au centre du lac mais proche de l'horizontal au niveau des parois sub-verticales du cratère. Cet affleurement de basalte est l'un des 200 volcans miocènes répertoriés au niveau du fossé d'effondrement de la Limagne. Ceux-ci sont bien visibles dans ce secteur puisque toutes les collines sub-circulaires environnantes correspondent à l'un de ces édifices. Ayant globalement suivi une sédimentation oligocène pratiquement indemne de volcanisme, ces édifices s'intègrent dans une histoire de type rifting passif.

rift actif ou rift passif...

Rappelons, en effet, que l'évolution tectonique d'un rift est fortement dépendante du moteur de l'extension. L'ascension d'un point chaud (i.e. rift actif) provoque dans un premier temps un bombement topographique marqué, dont les causes essentiellement thermiques ont déjà été modélisées numériquement. Si le volcanisme peut être synchrone de ce bombement en liaison avec la décompression de l'asthénosphère, l'extension de la lithosphère n'apparaît qu'ensuite, comme une conséquence de ce soulèvement. Il en résulte que la sédimentation est tardive dans l'évolution générale du système. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond à la suite chronologique : bombement topographique et volcanisme puis extension et sédimentation.

À l'inverse, le rifting d'une lithosphère dû à des forces trouvant leur origine aux limites des plaques (i.e. rift passif) provoque d'abord un bassin de sédimentation où le volcanisme peut être rare ou absent. Ce n'est que dans un second temps qu'un soulèvement d'origine thermique et un volcanisme concomitant se produit. L'évolution tectonique classique associée à ce mode de rifting correspond alors à la suite chronologique : extension et sédimentation puis soulèvement et volcanisme.

Dans le cas du Massif Central, le volcanisme demeure absent ou très timide durant l'Éocène supérieur et l'Oligocène, au cours desquels une sédimentation épaisse signe la phase majeure du rifting. L'absence d'un réseau hydrographique organisé, et de multiples et brèves incursions marines durant cette période, impliquent qu'aucun soulèvement notable ne s'est encore réalisé. Ce n'est qu'a partir du Miocène, et jusqu'à l'Holocène, que le volcanisme s'intensifie et se généralise, concurremment à la surrection d'ensemble du Massif Central. Cette chronologie bien établie plaide en faveur d'un rifting passif.

Cependant, posée en ces termes, la signification de l'anomalie thermique observée au sud du Massif Central reste quelque peu énigmatique. Le problème reste en effet de comprendre comment l'évolution d'un rift passif peut aboutir à un amincissement de la lithosphère mantellique (près de 50%) beaucoup plus important que l'amincissement de la croûte elle-même (25% au niveau de la faille de la Limagne au Nord et pratiquement négligeable au sud du Massif Central). Si la chronologie Sédimentation/Volcanisme au niveau de la Limagne indique un rifting de type passif, cette réponse est à l'évidence parcellaire et ne peut rendre compte de toute l'évolution tectonique tertiaire à l'échelle du Massif Central.

Arrêt 2

Localisation

Quitter l'autoroute A75 à la sortie numéro 8 (Coudes) si on vient d'Issoire, ou à la sortie numéro 7 (Coudes également) si on vient de Clermont-Ferrand. Prendre la D797 puis la D229 en direction de Champeix. À Champeix prendre la D996 en direction de St Nectaire. Arrêt sur un parking localisé sur la gauche de la route (D 996), au niveau de hautes falaises sur la droite, 1200 mètres après l'intersection entre la D978 (direction Besse) et la D996 (direction Saint Nectaire). Affleurements sur la droite au pied des falaises.

Affleurements

Arrêt 2, Secteur 1

Marcher quelques mètres en direction de Saint Nectaire jusqu'à un petit parapet de pierre surplombant le torrent de la Couze Chambon. Noter d'abord avant d'arriver au niveau du parapet, de l'autre coté de la route, un affleurement de basalte adossé contre le granite. Il s'agit d'un lambeau, délaissé par l'érosion, appartenant à la coulée récente du volcan du Tartaret (environ 14.000 ans). Cette coulée, bien visible plus en amont de la Couze Chambon, indique que cette profonde vallée était déjà creusée il y a 14 000 ans.

Les affleurements en face du parapet correspondent à un granite hercynien situé immédiatement sous les sédiments tertiaires. Ce granite, non déformé ductilement, est traversé par un réseau dense de fractures. Ces failles cassantes ont une orientation assez constante autour de N15E-N20E, avec un pendage régulier d'environ 60 degrés vers l'Est. La densité de ce réseau peut également être appréciée en regardant les hautes falaises qui surplombent la route.

La signification et l'âge de ce réseau ne sont pas immédiats. La question peut être résumée ainsi : soit il s'agit de failles cassantes hercyniennes créées juste après le refroidissement du granite, soit il s'agit de failles créées pendant la formation du rift au Tertiaire. Il apparaît en effet, en première approximation, que le pendage de ces failles est compatible avec une déformation extensive de type rift, avec une contrainte principale s1 verticale, et une contrainte principale s3, horizontale peu éloignée de la direction d'extension Est-Ouest qui a prévalu à l'Oligocène pendant la phase de sédimentation.

  • Rappelons qu'en tectonique cassante, l'angle entre les failles de cisaillement et la contrainte principale s1est proche de 30 degrés.

Un élément de réponse à cette question peut être apporté dans ce secteur. Certains plans de failles portent en effet des stries sub-horizontales constituées par la cristallisation de divers oxydes. Des observations systématiques dans la vallée permettent d'observer en certains endroits de véritables "beurrages" de quartz avec des stries horizontales. Les critères de sens relevés à partir des stries indiquent le plus souvent un mouvement décrochant dextre. Cette observation n'est pas compatible avec des failles formées pendant une période d'extension avec s1 verticale, les stries devant être alors dans la ligne de plus grande pente du plan de faille. Il faut également remarquer que la mise en solution et la recristallisation de quartz à quelques dizaines de mètres sous la surface sont peu envisageables, des températures supérieures à 180-200°C étant pour cela nécessaire.

Arrêt 2, Secteur 2

Revenir au niveau du parking pour regarder les affleurements situés de l'autre coté de la route. Le réseau de failles N15E-N20E à pendage Est est toujours bien visible. Deux autres failles sont également visibles. Elles ont une direction également proche de N20E avec un pendage de 60 degrés vers l'Ouest.

Figure 5. Failles conjuguées du secteur 2

Failles conjuguées du secteur 2

Ce système est compatible avec le champ de contraintes oligocène lié à la formation du rift. La faille à pendage Est est une ancienne faille hercynienne ré-activée pendant l'extension tertiaire. La faille à pendage Ouest est nouvellement créée pendant cette extension


L'une des deux failles à pendage Ouest est légèrement décalée en faille normale par une des failles à pendage Est. De fait, de petites stries soulignent ici certaines failles à pendage Est et ces stries sont situées dans la ligne de plus grande pente du plan. La figure obtenue par l'intersection des failles précédentes et de ces nouvelles failles est celle de failles conjuguées avec une contrainte s1 verticale, compatible avec les conditions de déformation au moment de l'extension tertiaire.

Ces observations ne peuvent être réconciliées avec celles du secteur 1 qu'à la condition d'envisager que les failles à pendage Est se sont formées en premier avec un mouvement décrochant dextre, puis qu'elles ont été ré-activées tardivement en faille normale, avec formation de conjuguées (failles à pendage Ouest) au moment d'un épisode extensif (s1 verticale)

Arrêt 2, Secteur 3

Marcher 200 mètres vers l'aval jusqu'à un affleurement situé à la sortie du virage. Ce secteur permet de déterminer l'âge des failles précoces à pendage Est. Un filon d'aplite de 10 cm d'épaisseur s'est intrudé dans une de ces failles [N15E, 55 degrés vers l'Est] indiquant sans ambiguïté que le dense réseau de failles à pendage Est est d'âge hercynien.

Figure 6. Filon d'aplite intrudé le long d'une faille N15E à pendage Est (secteur 3)

Filon d'aplite intrudé le long d'une faille N15E à pendage Est (secteur 3)

Ce système est compatible avec le champ de contraintes oligocène lié à la formation du rift. La faille à pendage Est est une ancienne faille hercynienne ré-activée pendant l'extension tertiaire. La faille à pendage Ouest est nouvellement créée pendant cette extension


Arrêt 2 - Résumé des observations

Le granite de la vallée de Saint Nectaire a été affecté par une tectonique cassante tardi-hercynienne pendant laquelle s'est développé un dense réseau de fractures décrochantes, dont la majorité parait avoir eu un sens dextre. Ce réseau correspond à une direction hercynienne majeure puisqu'il a une direction proche de celle du Sillon Houiller.

Ces failles ont parfois servi de plans de faiblesse permettant l'intrusion de filons d'aplite et de rhyolite, toujours à la fin des temps hercyniens. Au moment du rifting tertiaire, ces failles dont l'orientation et le pendage étaient compatibles avec le champ de contraintes lié à l'extension ont été ré-activées, pendant que se formaient quelques conjugués de même orientation mais de pendage opposé.

Cet affleurement pose ainsi d'emblée la question du contrôle tectonique que les failles hercyniennes ont pu jouer au moment de la formation des fossés d'effondrement oligocènes.

Une analyse systématique des failles hercyniennes montre que d'autres réseaux de failles ont pu être ré-activés au cours d'une extension Est-Ouest. La ré-activation des failles hercyniennes dont la direction était compatible avec le champ de contraintes de l'épisode de rifting a pu exercer un contrôle sur l'orientation et la localisation des fossés d'effondrement. Ce contrôle tectonique est discuté de nouveau aux affleurements numéros 3 et 6.

Arrêt 3

Localisation

Reprendre la direction de Champeix et, à Champeix, prendre la direction de Ludesse (D 28). Tourner à droite dans la première petite route goudronnée (route de Moulard) 500 mètres après le début de la D 28. Monter cette petite route pendant 300 mètres et s'arrêter après le premier virage au niveau des maisons. Affleurement sur la gauche au niveau du bas côté.

Affleurement

Figure 7. Contact entre le granite à gauche et les sédiments oligocène à droite (couleur rougeâtre)

Contact entre le granite à gauche et les sédiments oligocène à droite (couleur rougeâtre)

Le contact se fait par la ré-activation en faille normale d'une ancienne faille hercynienne intrudée par un filon de rhyolite très altéré.


Cet affleurement peu spectaculaire est cependant quasi-unique en Limagne. Il montre le contact entre le granite hercynien altéré et les formations sédimentaires oligocènes. Le contact est une faille normale dont l'orientation est proche de N20E avec un pendage de 60 degrés vers l'Est. Un filon hercynien de rhyolite, très altéré, souligne le contact. Les sédiments correspondent à la base de la série sédimentaire dans le secteur. Il s'agit d'un sable argileux grossier de teinte rougeâtre, constitué essentiellement par des quartz. La présence de pisolithes indique que cette formation résulte du lessivage de la surface d'érosion éocène (paléosol ferralitique appelé sidérolithique). L'âge de cette formation est à la limite entre l'Eocène et l'Oligocène (Sannoisien). Cet affleurement de sédiments est extrêmement localisé, ces sables étant recouverts quelques mètres plus haut par une coulée de débris volcanique récente associée à l'activité du strato-volcan du Sancy (environ 1 million d'années).

Le contact correspond à une faille normale dont la direction et le pendage, identiques aux failles hercyniennes observées à l'affleurement précédent, a été également intrudé par un filon à la fin des temps hercyniens. Cet affleurement est donc riche d'enseignement puisqu'il correspond à un condensé des observations de l'arrêt 2. Ceci confirme l'hypothèse que la ré-activation en faille normale des failles hercyniennes a probablement contrôlé l'orientation et la localisation des fossés tertiaires.

Arrêt 4

Localisation

Redescendre à Champeix, et à la sortie du bourg en direction d'Issoire, prendre la route de Nescher (D 229). 500 m après le panneau de sortie de Champeix, entre des affleurements frais de granite entaillé pour la nouvelle route et le second petit pont sous lequel coule la Couze Chambon, affleurement sur la gauche d'une petite falaise de granite un peu en retrait de la route.

Affleurement


Cet affleurement montre deux beaux filons d'aplite intrudés dans des failles de direction N20E à pendage Est. C'est une nouvelle confirmation de l'âge hercynien de ces failles. La densité de ces failles hercyniennes est de nouveau bien visible du second petit pont un peu en aval de cet affleurement.

Arrêt 5

Localisation

Reprendre l'autoroute à Coudes en direction de Clermont-Ferrand. Après le pont de Coudes, affleurements, en haut de la côte, de part et d'autre de l'autoroute, dans de petites falaises entaillées pour le passage de l'autoroute. Arrêt impossible sur l'autoroute.

Affleurement

En arrière plan des terrains de sport, on peut observer une falaise de sédiments tertiaires. Le pendage des strates est horizontal et aucune faille n'est visible. Le contact entre ces sédiments oligocènes et le granite, traversé peu avant au niveau de la route, est malheureusement non visible, masqué par l'érosion et la végétation.

Ces sédiments sont des arkoses massives, d'âge rupélien moyen (Oligocène inférieur), et reposent sur des argiles sableuses. Ils constituent un relief dans le paysage, relief que l'on peut suivre jusqu'au village de Montpeyroux, lieu de l'affleurement suivant.

Arrêt 6

Localisation

Continuer jusqu'à l'entrée de Nescher. Arrêt au niveau du terrain de sport (rugby et football)

Affleurement


L'autoroute traverse à ce niveau les strates massives des arkoses de Montpeyroux d'âge rupélien moyen (Oligocène inférieur). Ces arkoses reposent sur des argiles sableuses correspondant dans ce secteur à la base de la sédimentation oligocène. Sur le coté droit de l'autoroute, une faille normale de direction N20E avec un pendage de 50 degrés vers l'Est abaisse le compartiment oriental. De grandes stries sont visibles dans la ligne de plus grande pente du plan de faille. Sur le côté gauche de l'autoroute, cette faille se dédouble localement tout en gardant la même orientation.

La direction et le pendage de ces failles normales est identique aux directions et pendages mesurés pour les failles hercyniennes dans le granite de la vallée de St Nectaire (arrêt 2). Ceci suggère très fortement que ces failles normales visibles dans les sédiments oligocènes sont produites par la ré-activation des failles hercyniennes sous-jacentes.

Arrêt 7

Localisation

Continuer l'autoroute jusqu'à la sortie 5 (Orcet, Le Cendre). Prendre la D 978 en direction de Clermont-Ferrand, puis presque aussitôt sur la gauche la direction du plateau de Gergovie par la D 756. Monter au plateau et s'arrêter au monument à la gloire du chef gaulois légendaire. Prendre le petit chemin à gauche du café-restaurant (direction plein Nord) et marcher pendant environ 100 mètres. Prendre le sentier de gauche lorsque le chemin se dédouble et marcher en direction du Puy de Dôme pendant une centaine de mètres jusqu'à un promontoire dominant l'agglomération clermontoise. Se munir d'une carte pour les noms de lieu.

Panorama

Figure 10. La chaîne des Puys vue par le satellite SPOT, le 10 novembre 1986

La chaîne des Puys vue par le satellite SPOT, le 10 novembre 1986


Ce panorama permet de visualiser le fossé d'effondrement de la plaine de la Limagne. À l'Ouest, les volcans de la Chaîne des Puys reposent sur le plateau des Dômes constitué par le socle hercynien dont l'altitude est portée à environ 900-1000 m. Le plus imposant de ces volcans, le Puy de Dôme, daté aux alentours de 12.000 ans, est un dôme de lave visqueuse trachytique. La plupart des édifices de la chaîne des puys sont des volcans monogéniques, c'est-à-dire des édifices n'ayant connu qu'une seule éruption et dont la construction et l'activité furent brèves (quelques semaines à quelques mois). Ils sont bien identifiables par leur cône de scories et un cratère parfois bien conservé, tel le Puy du Pariou, visible à droite du Puy de Dôme. Tous ces édifices sont d'âge quaternaire.

Le plateau des Dômes se termine à l'Est par un escarpement important au pied duquel s'est construite l'agglomération clermontoise à l'altitude moyenne de 300-400m . Ce dénivelé majeur (environ 600 m), bien visible dans le paysage, correspond à la grande faille normale de la Limagne, limite occidentale du fossé d'effondrement oligocène. Au niveau de ce panorama, un seul volcan s'est construit sur cette faille: le volcan de Gravenoire, d'âge quaternaire, surmonté d'une antenne et dont les scories sont biens visibles puisque l'édifice est entaillé par une vaste carrière.

Immédiatement au Nord de Clermont-Ferrand, plusieurs plateaux d'altitude et de superficie limitées (côtes de Clermont et de Chanturgue, plateau de Chateauguay) correspondent à des restes de plusieurs coulées de lave superposées en provenance du plateau des Dômes et dont les âges sont de 16,5 et 3,5 millions d'années. La superposition de ces coulées est une donnée intéressante qui montre d'une part la permanence des vallées de ce secteur pendant au moins 13 millions d'années et d'autre part une surrection relativement récente après 3,5 millions d'années.

La vaste plaine de la Limagne correspond au remplissage sédimentaire du fossé d'effondrement. Les termes ultimes qui affleurent en surface sont généralement des séries marno-calcaires du Chattien (Oligocène supérieur), visibles du panorama par des affleurements de couleur blanche correspondant à de grandes carrières à l'Est de Clermont-Ferrand (ex. carrière du Grand Gandaillat ou décharge du Puy Long). Un petit horst, le plateau calcaire de Cournon, émerge quelque peu de la plaine à ce niveau, derrière la zone industrielle de Cournon. Quelques pointements volcaniques d'âge Miocène sont également visibles dans ce secteur, tel le puy Crouel à l'Est de Clermont-Ferrand ou le puy de Mur derrière le plateau de Cournon.

À l'extrême Est du panorama, une barrière montagneuse correspond aux Monts du Forez. Il s'agit du socle hercynien qui domine la plaine sédimentaire et dont l'altitude culmine à 1634 mètres à Pierre sur Haute.

Structure globale

Figure 12. Le demi-graben de la Limagne

Le demi-graben de la Limagne

Les échelles horizontale et verticale ne sont pas identiques.


Les données de sismique réfraction et l'analyse des sondages profonds montrent que ce fossé d'effondrement est un demi-graben, caractérisé par le fonctionnement d'une faille bordière majeure (la faille de la Limagne) et un remplissage dissymétrique des dépôts sédimentaires.

À l'aplomb de la faille de la Limagne, un peu au nord de Clermont-Ferrand au niveau de la ville de Riom, le socle hercynien s'abaisse jusqu'à - 2.700 mètres, si bien que le jeu de la faille de la Limagne avoisine 4 km.

Le basculement du socle à l'approche de la faille de la Limagne correspond à " un roll over ", ce qui indique que cette faille bordière est listrique et s'enracine horizontalement en profondeur. Selon les données sismiques les plus fiables, l'enracinement horizontal de cette faille se produit probablement à la base de la croûte (cf. Figure 2).

C'est au niveau de ce panorama, au pied de la faille de la Limagne, que la croûte est la plus amincie avec une épaisseur de 23,3 km [Moho à 26 km et socle à -2.700 m]. Le Moho s'enfonce ensuite progressivement vers les Monts du Forez où il atteint la profondeur de 28 km, ce qui, compte tenue de l'altitude du socle à Pierre sur Haute, indique une croûte de 29,5 km d'épaisseur. L'amincissement crustal est donc important mais extrêmement localisé au niveau de la faille de la Limagne.

Arrêt 8

Localisation

Reprendre l'autoroute A75 vers Clermont puis prendre l'autoroute A72 vers Lyon-St Etienne. Sortir dès la première sortie (Sortie 1.2: Lempdes centre) et reprendre immédiatement la même autoroute en direction de Clermont-Ferrand. S'arrêter au premier parking (indiqué par le panneau "P 1000 m" dès votre retour sur l'autoroute) au niveau de la carrière du Grand Gandaillat. Cette carrière abandonnée n'est pas dangereuse mais généralement fermée au public et une autorisation est nécessaire de la part de la DDE pour la visiter (Téléphone de la DDE: 04 73 43 17 28).

Affleurements

Arrêt 8, Secteur 1

Après la porte d'entrée, marcher vers l'Est sur le palier inférieur de la carrière pendant une centaine de mètres jusqu'à une petite falaise à droite de la rampe d'accès au palier numéro 2. Les sédiments de cette carrière datent du Chattien (Oligocène supérieur) et sont constitués par des sédiments marno-calcaires. La sédimentation en Limagne est essentiellement lacustre. Elle s'est effectuée sous une tranche d'eau extrêmement faible comme en témoignent des débris d'oeufs d'oiseaux retrouvés fossilisés dans la partie ouest de cette carrière ou les fentes de dessiccation visibles sur de nombreux plans de stratification. Des observations similaires peuvent être faites dans la plupart des carrières ou affleurements de sédiments de la région.

Cependant, cette sédimentation essentiellement lacustre a été marquée par de nombreuses incursions marines comme l'attestent certains faciès à gypse et évaporite, les faunes ou les rapports isotopiques du strontium. Il apparaît ainsi que la sédimentation pendant la formation du fossé d'effondrement s'est effectuée à un niveau proche de celui de la mer.

Au niveau de cet affleurement, la sédimentation oligocène présente une cyclicité soulignée par la succession de formations sédimentaires différentes. Chaque cycle est composé de trois formations distinctes dont l'épaisseur et le niveau de développement varient d'un cycle à l'autre. La couche basale est constituée par une formation pluridécimétrique de marnes très finement stratifiées rappelant le faciès des schistes cartons. Cette formation de couleur grise à ocre est relativement riche en argile et se débite en lamines millimétriques fréquemment séparées par des niveaux riches en fossiles de Cypris (Ostracode commun en Limagne). Les laminites sont probablement le résultat de variations saisonnières et elles attestent d'un milieu non bioturbé et anoxique où seuls les Ostracodes peuvent se développer. La matière organique emprisonnée au sein de ces formations s'est ensuite transformée en bitume qui a migré vers des roches magasins plus poreuses.

Les laminites passent plus ou moins progressivement à des calcaires marneux gris clair marqués par une stratification assez frustre. Ces bancs compacts peuvent présenter des niveaux continus de fossiles millimétriques à centimétriques qui suggèrent l'absence de bioturbation. En revanche, la partie supérieure de ces mêmes bancs est fréquemment marquée par des traces de bioturbation (terriers) et de racines, témoins d'une faible tranche d'eau dans un milieu oxygéné. Ces bancs calcaires résultent d'une sédimentation continue dans le temps et la présence de bioturbation au sommet des couches semble indiquer que la tranche d'eau devient de plus en plus faible.

La dernière formation de ces cycles sédimentaires est caractérisée par des bancs d'épaisseur souvent inférieur à une dizaine de centimètres créant des trottoirs sur les différents fronts de taille de la carrière. Ces niveaux sont formés systématiquement par l'accumulation d'oncolites et de débris de fossiles et par la croissance éventuelle de stromatolites. Ces constructions calcaires résultent du développement de Cyanobactéries dans une très faible tranche d'eau à partir d'un voile bactérien. La très faible immersion de ces structures est attestée par la présence fréquente de fentes de dessiccation à la base ou au sommet des bancs. Enfin, ces niveaux à Oncolites et Stromatolites sont très riches en bitume car ce sont les formations les plus poreuses rencontrées dans la pile sédimentaire. Ces bitumes s'écoulent souvent sur les fronts de taille de la carrière lors des fortes chaleurs de l'été.

Résumé des observations : La présence de cycles sédimentaires indique que les événements à l'origine d'un cycle (tectoniques ou eustatiques) se sont répétés plusieurs fois pendant la phase de rifting. En outre, la proportion décroissante du composant argileux au cours du cycle semble indiquer que le dépôt des laminites résultent d'une arrivée d'eau dans un milieu émergé. Le lac ainsi formé s'assèche ensuite progressivement jusqu'au développement de stromatolites.

Arrêt 8, Secteur 2

Emprunter la rampe d'accès au palier numéro 2. À mi-pente de la rampe, un dyke volcanique d'une largeur de l'ordre du mètre est visible sur la droite. Ce dyke traverse toute la carrière en direction moyenne N135E et peut être observé à tous les paliers de la carrière. Sur la surface horizontale, on suit sa trace sur le sol et il ressort sur la gauche au niveau du front de taille de ce second palier. Il se poursuit alors sur les paliers et les fronts de taille suivants.

Cependant, sur ce front de taille, ce dyke est également visible quelques dizaines de mètres plus à droite au dessus de l'affleurement du secteur 1. La connexion entre ces deux affleurements se fait par un sill horizontal, d'une dizaine de centimètres d'épaisseur, situé pratiquement au sommet du front de taille, et que l'on peut suivre horizontalement sur toute sa longueur (le raccord avec le dyke de gauche manque cependant sur 2 mètres, enlevé lors de la formation du palier supérieur). Ce sill horizontal, extrêmement spectaculaire, se redresse au niveau de l'affleurement de droite (au dessus du secteur 1) et repart en dyke vertical sur le palier et le front de taille suivant; où il s'interrompt brutalement.

Ce dyke unique, localement dédoublé par l'entremise du sill horizontal, n'est pas daté mais appartient très vraisemblablement aux manifestations volcaniques miocènes de la région. Le puy Crouel, que l'on peut voir tout proche immédiatement à l'Ouest de la carrière, en est un exemple. Le puy Crouel donne une fausse image de volcan conique surplombant les sédiments, alors qu'il s'agit au contraire de la racine d'un édifice de type maar déchaussé par l'érosion des sédiments alentours.

Arrêt 8, Secteur 3

Monter directement sur le palier suivant (il n'y a pas de rampe). Les deux ramifications du dyke sont bien visibles sur le front de taille en face de vous. Sur l'affleurement de droite, la progression du dyke vers le haut s'arrête à ce niveau. Sur l'affleurement de gauche, le dyke dévie à l'horizontale sur 1 à 2 mètres avant de reprendre sa progression verticale. À partir de ce dernier affleurement, se déplacer d'une petite centaine de mètres vers la gauche sur ce même palier.

Figure 13. Le graben miniature de la carrière du Grand Gandaillat

Le graben miniature de la carrière du Grand Gandaillat

Ce garben affecte les formations marno-calcaires du Chattien (Oligocène supérieur)


Vous arrivez au niveau d'un graben miniature. Les deux failles à pendage opposé, qui limitent la partie centrale effondrée, sont des failles conjuguées dans un champ de contraintes où la plus grande contrainte compressive s1 est verticale, et la plus petite contrainte compressive s3 est horizontale et parallèle au front de taille. Cette petite structure est ainsi très représentative des déformations extensives produites à l'Oligocène pendant la formation du rift.

La faille occidentale a une direction N170E et la faille orientale une direction N20E. Il est intéressant de noter que ces deux directions correspondent aux deux directions qui alternent du Nord au Sud le long de la faille de la Limagne, et qui lui donnent une direction globale proche de Nord-Sud. Ces deux directions correspondent à des failles hercyniennes ré-activées.

La carrière du Grand Gandaillat est affectée par un très grand nombre de failles normales de toutes tailles. La mesure systématique de ces failles montre des directions très variées, dont beaucoup sont peu compatibles avec une extension Est-Ouest. En particulier, la direction N120E est bien développée. Ces directions, peu éloignées de la direction d'extension, pourraient correspondre à des failles de transfert entre des failles sub-méridiennes. Cependant, les stries sur ces failles sont toujours dans la ligne de plus grande pente, sans composante décrochante, ce qui rend cette hypothèse peu crédible.


Le diagramme en rosace montre également la prédominance d'un autre réseau de direction N45E. Ces deux réseaux (N120E et N45E) correspondent à un jeu de failles conjuguées tardi-hercyniennes qui a été mis en évidence dans des secteurs du Massif Central indemne de déformation associé au rifting tertiaire. Ces deux pics enregistrés sur la rosace suggèrent que ces failles hercyniennes ont été ré-activées et ont contrôlé les directions des failles normales dans les sédiments de ce secteur. Cette donnée pose le problème de l'âge de ces failles. Si les failles normales sub-méridiennes (pics à N15E et N160E sur la rosace) peuvent dater de la fin de l'Oligocène, le champ de contraintes oligocène avec s3 de direction Est-Ouest et s2 de direction méridienne ne peut produire simultanément des failles normales de directions perpendiculaires à N45E et N120E.

Une autre hypothèse serait de considérer que les failles de direction N45E et N120E se sont formées pendant la surrection du Massif Central postérieurement à la sédimentation. Une surrection généralisée de l'ensemble de la lithosphère doit s'accompagner d'un champ de contraintes particulier, où la contrainte principale s1 reste verticale mais où les contraintes s2 et s3, toutes deux horizontales, ont probablement une valeur très proche sinon identique. Dans un tel contexte de surrection, toutes les failles de socle sont alors susceptibles d'être ré-activées et de provoquer dans les sédiments les failles normales observées.