Image de la semaine | 20/09/2021

Le Beaujolais, un puzzle géologique qui permet de reconstituer un cortège ophiolitique complet à moins de 35 km de Lyon

20/09/2021

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

Résumé

Basaltes en coussins, filons doléritiques, gabbros et péridotite serpentinisée : traces éparpillées du fond d'un bassin océanique.


Figure 1. Quatre affleurements ou échantillons “ophiolitiques” photographiés dans le Beaujolais (Rhône) à, respectivement, 18, 25, 33 et 26 km du centre de Lyon.

Ils sont caractéristiques des quatre membres classiques d'une lithosphère océanique et d'un cortège ophiolitique : (1) est un basalte en coussin ( pillow lava ), (2) montre des filons de dolérite, (3) un échantillon de gabbro et (4) une péridotite serpentinisée. Ces quatre affleurements/échantillons appartiennent à l'ophiolite hercynienne (d'âge dévonien) appartenant à la « série de la Brévenne ».


En cette rentrée de septembre 2021, Planet-Terre vous a présenté une série de trois articles sur les ophiolites, et en particulier sur le phénomène d'obduction (cf. Ophiolites, sutures ophiolitiques, subduction / obduction ). Les exemples y ont été pris dans les plus belles ophiolites du monde (Oman, Chypre, Nouvelle Calédonie…) ou plus près de nous dans les Alpes (Chenaillet, Viso). Mais il n'est pas nécessaire d'aller si loin ou d'attendre la fonte des neiges pour étudier des ophiolites. La chaine hercynienne (ou varisque) en montre quelques exemples pas trop affectés par les évènements tectono-métamorphiques hercyniens et encore parfaitement reconnaissables, bien que ne montrant pas la belle continuité qu'on peut voir en Oman ou au Chenaillet. C'est le cas de l'ophiolite de la Brévenne, à moins de 40 km au Nord-Ouest de Lyon, dans le Beaujolais.

Au Dévonien supérieur, la chaine hercynienne est en cours de formation. Un océan Sud, dit « Galice/Massif Central » a déjà disparu par subduction/collision et le Gondwana est “soudé” au bloc Armorica. Le continent Nord, la Laurussia (et le petit bloc du Léon), se rapproche du bloc Gondwana-Armorica, et l'océan qui les sépare (l'océan Rhéic et ses dépendances) subduit vers le Sud sous ce nouveau bloc continental Gondwana-Armorica. Un bassin marginal à lithosphère océanique (et continentale amincie) se forme au sein de ce bloc Sud : le bassin de la Brévenne. Le magmatisme au fond de ce bassin est bimodal : majoritairement basique (fusion du manteau), mais aussi acide (fusion des marges continentales amincies). La croûte océanique de ce bassin marginal est recouverte de sédiments du Dévonien supérieur. Au Carbonifère inférieur, la Laurussia (et le petit bloc du Léon) entre en collision avec le Gondwana/Armorica, et “écrase” le bassin marginal. Ce bassin de la Brévenne, inclus dans les mouvements carbonifères est très tectonisé, et est intrudé/métamorphisé par des granites tardi-hercyniens abondants dans le secteur. Malgré sa dislocation qui a détruit la belle continuité « basaltes en coussin surmontant un cortège filonien surmontant des gabbros surmontant le manteau serpentinisé », on peut retrouver (séparés les uns des autres) les quatre membres du cortège ophiolitique classique. Cette série de la Brévenne sensu lato (que certains auteurs divisent en série de la Brévenne sensu stricto , série du Beaujolais…) a donc la signification d'ophiolite (au sens large) hercynienne. Cette série de la Brévenne a déjà été abordée sur Planet-Terre, en particulier dans les articles de Michel Faure sur le Massif Central hercynien (cf. les chapitres dédiés de Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 1/3 – Évolution des idées et architecture en nappes et Structure et évolution pré-permienne du Massif Central français 3/3 – Magmatisme et scénario géodynamique ), dans l'article sur l'hydrothermalisme de Chessy les Mines et de Sain-Bel (cf. Les mines de cuivre de Chessy-les-Mines, (Rhône) : des azurites parmi les plus belles du monde formées par interaction de grès carbonatés triasiques avec un amas sulfuré quasi-ophiolitique dévonien – Comparaison avec l'amas sulfuré voisin de Sain-Bel ) et dans la conférence d'Hervé Bertrand intitulée L'histoire varisque du Beaujolais-Mâconnais .

Figure 2. Résumé de l'histoire de la chaine hercynienne (varisque) en France, et position des ophiolites de la Brévenne dans cet orogène.

  1. Au Silurien supérieur (420 Ma), deux continents (le Gondwana et la Laurussia) sont séparés par des bassins océaniques (dont l'océan Rhéic et l'océan Galice-Massif Central), océans contenant des microblocs continentaux (Armorica, Léon…).
  2. Au Dévonien inférieur (390 Ma), la subduction de l'océan Galice-Massif Central se poursuit par une subduction continentale et une collision.
  3. Au Dévonien supérieur (360 Ma), la subduction des bassins océaniques du Nord entraine la formation d'un bassin arrière-arc recoupant la nouvelle chaine de collision qui vient de s'édifier au Sud : le bassin de la Brévenne, bassin à croute continentale amincie et/ou à croute océanique.
  4. Au milieu du Carbonifère (330 Ma), le rapprochement Gondwana-Laurussia fini de “résorber” les bassins océaniques (ou à croute continentale amincie). La convergence hercynienne est achevée.

Figure 3. Extrait de la carte géologique de France au 1/1 000 000 montrant la localisation de la série de la Brévenne sensu lato .

Sur la carte originale, cette série dévonienne (indexée d2) est représentée avec la couleur du Dévonien supérieur (brun orangé) et une surcharge de pointillés. Elle est de ce fait très difficile à distinguer des terrains voisins. Pour accentuer la visibilité de cette série ophiolitique, nous l'avons colorisé en vert “flashy”, ce qui la met bien en évidence et en montre l'importance.



Le but de cette image de la semaine n'est pas de retracer l'histoire de la série de la Brévenne. Pour cela, il suffit de se reporter aux articles référencés ci-dessus, à l'abondante bibliographie qu'ils contiennent et aux notices des cartes géologiques de Tarare et d'Amplepuis qui malgré leur ancienneté (elles datent de 1989) apportent de précieux renseignements. Le but de cet article est simplement de montrer des images de quatre affleurements illustrant chacun un des quatre faciès principaux d'une série ophiolitique tels qu'on peut les voir en “se promenant” dans le Beaujolais. Beaucoup de ces photographies ont été prises en 2020 et 2021 pendant les phases de déconfinement partiel où l'on n'avait pas le droit de faire plus de 100 km, de quitter son département ou sa région… C'est l'équivalent “départemental” de Faire de la géologie à moins d'un kilomètre de chez soi pendant le confinement .

Les laves en coussin ( pillow lavas ) de la route l'Arbresle-Lozanne (D596)

Les roches basiques abondent dans la série de la Brévenne. Elles sont notées βB sur les cartes géologiques au 1/50 000. Mais comme le signale la notice de la carte géologique de Tarare, « mis à part les rares affleurements de laves basiques à débit en coussins ( pillow-lavas ) des environs de l'Arbresle, Sain-Bel et Chevinay, il est souvent difficile de distinguer sur le terrain les faciès d'épanchement des faciès filoniens intrusifs (métadolérites ± gabbros), à cause des effets combinés de l'altération hydrothermale, de la tectonique et du métamorphisme. »

D'autres photographies de pillow lavas dans des ophiolites célèbres affleurant dans de bonnes conditions sont à retrouver par exemple dans Les ophiolites en 180 photos – 4/7 Basaltes en coussins, coulées et sédiments .

Figure 5. Laves en coussins sur le bord de la D 596 entre L'Arbresle et Lozanne.

Même d'assez loin, on reconnait des formes circulaires ou ovales qui, vues de près, s'avèrent être d'anciens pillow lavas déformés. Les photos suivantes correspondent à des détails du quart inférieur droit de cette image.


Figure 6. Zoom sur deux coussins de lave.

On voit bien leur section ovale et leur allongement perpendiculairement à cette section.


Figure 7. Détail sur le pillow lava inférieur de la photo précédente.

On devine que le cortex du coussin de lave n'a pas les mêmes couleur et structure que le cœur.


Figure 8. Détail de la bordure du pillow lava de la photo précédente où l'on reconnait les fameuses « varioles » .

La périphérie des coussins est en général de structure vitreuse, sans microlites, alors que le cœur a une structure microlitique ce qui lui donne souvent une teinte plus claire. Le verre est instable et, souvent, il cristallise. Cette cristallisation (en général de plagioclases) se fait souvent sous forme de sphérules (sphérolites) appelées « varioles », les cristaux de plagioclase croissant radialement à partir d'un germe. Les varioles sont circulaires lors de leur formation. Ici, elles sont elliptiques, preuve d'une déformation ductile qui a affecté ces coussins de lave.



Les filons doléritiques de Brussieu (bord de la D101)

Comme le signale la notice de carte géologique de Tarare, il est souvent difficile de distinguer sur le terrain (parmi les terrains basiques) les faciès d'épanchement (lave) des faciès filoniens intrusifs (dolérite) d'abord à cause de la rareté des affleurements “frais” et aussi des effets combinés de l'altération hydrothermale, de la tectonique et du métamorphisme. Récemment, le carrefour entre la D101 et la D389, 1 km au Sud-Ouest de Brussieu, a été réaménagé avec le creusement d'une tranchée sur une centaine de mètres de long. Cette tranchée a mis en évidence ce qui ressemble à des filons de dolérite côte à côte : peut-être ce qui reste d'une portion du cortège filonien des ophiolites de la Brévenne.

D'autres photographies de cortèges filoniens dans des ophiolites célèbres affleurant dans de bonnes conditions sont à retrouver par exemple dans Les ophiolites en 180 photos – 3/7 Le cortège filonien .




Figure 15. Gros plan sur une section “fraiche” de dolérite.

Il s'agit d'une roche basique entièrement cristallisée, mais dont la taille des cristaux est inframillimétrique. Un peu à droite du centre de l'image, des mouchetures de pyrite (FeS2) attestent qu'un hydrothermalisme affectait cette partie de l'ancienne croûte océanique.


Figure 16. Vue sur la partie Est de la tranchée de la D101, Rhône.

Des filons clairs (acides) sont associés aux dolérites. La carte de Tarare les nomme microgranites μ3γ et propose qu'ils soient associés au magmatisme acide carbonifère qui affecte la région. La notice de cette carte fait cependant remarquer que « à l'affleurement, les microgranites peuvent être confondus avec des trondhjémites ou des laves acides de l'unité de la Brévenne, ayant subi le métamorphisme de contact du granite de Saint-Laurent. » Affaire à suivre !



Le gabbro de Rivolet

La notice de la carte géologique d'Amplepuis décrit ainsi le massif du Rivolet : « ce gabbro affleure sur une superficie d'environ 0,25 km2. L'épaisseur minimum de ce corps plutonique est d'une centaine de mètres. Les faciès qui le composent se rapprochent fortement de ceux de la zone des euphotides dans les gabbros alpins. Ces gabbros sont grossièrement lités et sont caractérisés par une variation brutale de la taille du grain ainsi qu'un changement appréciable dans les proportions des phases minérales. Ceci conduit à la présence de quelques leuco-gabbros à grain fin montrant une lamination ignée bien développée ». En 2021, je n'ai trouvé quasiment aucun affleurement de ce gabbro, mais seulement des pierres volantes dans les vignes et de gros blocs constituant des murets. La carte géologique signale qu'à coté de ce gabbro (θ) il y a des dolérites massives et en filons (dθ) et des chloritoschistes et de séricitoschistes (ζ11) qui sont des méta-sédiments.

D'autres photographies de gabbros dans des ophiolites célèbres affleurant dans de bonnes conditions sont à retrouver par exemple dans Les ophiolites en 180 photos – 2/7 Les gabbros .

Figure 18. Paysage caractéristique dans le massif de gabbro du Rivolet : des vignes, des près, des friches… et pas d'affleurement si ce ne sont les pierres volantes des vignes, et des murs.

C'est sans doute la cartographie de ces pierres qui a permis de délimiter le massif de gabbro et d'en détailler la nature et la structure. Au fond, le château de Montmelas.



Figure 20. Échantillon de gabbro à gros grain, ressemblant aux euphotides alpines.

On distingue bien les pyroxènes et les plagioclases pluri-centimétriques.


Figure 21. Extrait de la carte géologique d'Amplepuis montrant le massif de gabbro de Rivolet (θ) géographiquement associé à des dolérites (dθ) et à des méta-sédiments (ζ11).

Ce fragment d'ophiolite est en contact tectonique avec des roches métamorphiques “classiques” et est partiellement recouvert par des sédiments du Trias (t) et de l'oligocène (g).

Ce secteur pourrait permettre de bien étudier les relations entre la nature du substratum et la “qualité” d'un vin. Tout le secteur est recouvert de vignes qui poussent donc sur des terrains siliceux, sur des roches basiques, sur des terrains carbonatés… Une dégustation des vins parcelle par parcelle serait riche d'enseignement.


Les olistolithes de serpentinite de l'unité des Ponts Tarets (commune de Légny)

L'unité des Ponts Tarrets est décrite de la façon suivante dans la notice de la carte d'Amplepuis : « L'unité des Ponts Tarrets est formée d'un ensemble volcano-sédimentaire dans lequel deux groupes de formations sont distingués. Vers la base se développe une première formation composée d'arkoses interstratifiées de niveaux grauwackeux subordonnés (SGA). Celle-ci est surmontée par une seconde formation composée de grauwackes de granulométrie variée (SG). Cette dernière formation semble débuter par un niveau contenant d'importants blocs de roches plutoniques ultrabasiques et basiques. Ces caractères évoquent une formation olistolithique dérivant de la destruction d'un complexe basique à ultrabasique sous-marin, les complexes ultrabasiques n'affleurant plus actuellement. » Ces complexes ultrabasiques peuvent être interprétés comme des cumulats à la base des chambres magmatiques ayant donné les gabbros, ou plus vraisemblablement comme le sommet du manteau. Ils sont constitués de dunite, werhlite, pyroxénite…, ont une taille d'une centaine de mètres au maximum et sont tous serpentinisés. Avec Gilles Montagnac, nous avons fait de rapides analyses Raman (cf. La spectroscopie Raman, une méthode d'analyse minéralogique non destructive pouvant être mise en œuvre in situ ) de ces serpentinites, qui se sont avérées constituées de chrysotile, avec de l'antigorite probable, et aussi de la dolomite.

D'autres photographies du manteau dans des ophiolites célèbres affleurant dans de bonnes conditions sont à retrouver par exemple dans Les ophiolites en 180 photos – 1/7 Le manteau .





Figure 26. Un échantillon de serpentine ramassé au niveau de l'affleurement des Ponts Tarrets.

Cet échantillon est traversé par un filonnet de minéraux fibreux (amiantes sensu lato ), ce qui est classique dans les serpentinites.


Figure 27. Détail d'un échantillon de serpentine ramassé au niveau de l'affleurement des Ponts Tarrets.

Cet échantillon est traversé par un filonnet de minéraux fibreux (amiantes sensu lato ), ce qui est classique dans les serpentinites.


Figure 28. Extrait de la carte géologique d'Amplepuis montrant le secteur des Ponts Tarrets.

L'unité des Ponts Tarrets est constituée de sédiments volcano-sédimentaires légèrement métamorphisés, subdivisées en deux sous-unités (SGA et SG). Les olistolithes sont situés à la base de l'unité SG. Les auteurs de la carte en ont représenté une quinzaine sous forme de petites taches ovoïdes vert foncé. Les photos qui précèdent ont été prise au niveau de l'olistolithe indiqué par une flèche rouge.


Trois des quatre sites décrit dans cet article sont inclus dans le périmètre du Géoparc du Beaujolais. On ne peut qu'espérer que le Géoparc aura les moyens de valoriser ces sites et/ou d'autres équivalents par l'aménagement de sentiers, le ”rafraichissement” des affleurements, la réalisation de panneaux explicatifs…