I. CONTEXTE GEOLOGIQUE
I.2 GEOLOGIE DE LA ZONE D’ETUDE
Les grands ensembles structuraux sont bien individualisés dès le XIXème siècle (Antoine, 1883) : à l’Ouest les monts granitiques du Forez, se prolongeant vers le Nord par les monts de la Madeleine. A l’Est les monts du Lyonnais, moins élevés et plus arrondis. Ces deux ensembles hercyniens sont séparés par le graben du Forez. Au Sud de cette plaine se dresse le massif du Pilat, "où les monts du Velay se rejoignent à ceux du Forez" (Antoine, 1883).
Les grands ensembles lithologiques et morpho-tectoniques du département de la Loire et des zones limitrophes actuellement identifiés sont représentés sur les fig.3 et 4. En partant du Sud vers le Nord, les ensembles suivants sont distingués (paragraphes I.2.1 à I.2.9) :
I.2.1 Massif du Pilat (Fig. 3 et 4)
Ce massif cristallin est l’apophyse orientale du complexe migmatitique du Velay. Par la suite y seront étudiées des sources superficielles. Il est dominé par des crêtes de directions héritées de la tectonique tardi-hercynienne (NE-SW à ENE-WSW). La série se présente comme une voûte anticlinale à cœur granitique (Pitiot, 1984) et affleure comme une série monoclinale à plongement vers le N-NW (Gardien, 1990). Les ensembles suivants sont définis (Duthou et al., 1998 ; Gardien, 1990 ; Gardien et al., 1997 ; Pitiot, 1984 ; Vitel, 2001 ; Yousif, 1980) :
- des chloritoschistes à albite, quartz, phengite (transition entre Lyonnais et Pilat) ; - un ensemble micaschisteux et gneissique (2000m d’épaisseur) issu d’une série
sédimentaire cambrienne à intercalations volcaniques acides et basiques. Y sont définies les isogrades + biotite, + cordiérite, – albite, + andalousite, + sillimanite et – andalousite ;
- un ensemble quartzo-feldspathique (quelques dizaines à quelques centaines de mètres d’épaisseur) à gneiss œillés et leptynites, affecté à la base par l’anatexie et où s’intercalent des gneiss à cordiérite et des amphibolites ;
- un dôme granito-migmatitique, formé du granite du Pilat et d’anatexites à cordiérite, constitue la base de la série ;
- en partie occidentale du massif apparaissent des lentilles de granite, concordantes dans les micaschistes et contemporaines de l’extension tardi-orogénique (granite du Gouffre d’Enfer à 322 ± 9Ma (Rb/Sr sur roche totale) – Caen Vachette et al., 1984).
- phase Acadienne (vers 380 Ma) : évolution tectono-métamorphique majeure, métamorphisme de moyenne pression – moyenne température.
- 330-320 Ma : métamorphisme thermique et de basse pression (gradient de 55°C/km – Chenevoy et Ravier, 1971) lié à la mise en place du dôme du Velay en contexte d’amincissement crustal ; injection de granites syntectoniques (Gouffre d’Enfer). - 300 Ma : le dôme du Velay se fige, la fusion partielle en base de croûte (leucogranite
d’anatexie de Planfoy vers 290 Ma – Pitiot, 1984).
- 280-275 Ma : fin de l’orogenèse hercynienne et mise en place de leucogranites tardifs à deux micas (274 ± 7 Ma – Caen Vachette, 1979).
L’ensemble est fortement tectonisé par des accidents verticaux NE-SW et par un système secondaire à orientation méridienne (Duthou et al., 1998).
I.2.2 Dôme du Velay (Fig. 3 et 4)
Les séries du massif du Pilat comprennent donc une partie du complexe migmatitique du Velay, le plus gros dôme granito-gneissique de France (120 par 100km ; Lardeaux et al., 2001). C’est un massif formé de granites anté-anatectiques apparaissant en enclaves dans les granitoïdes anatectiques à cordiérite, et de leucogranites post-anatectiques recoupant les précédents (e.g. massif de Montarcher ; Duthou et al., 1989). Le dôme du Velay s’est développé durant un événement de fusion partielle à l’échelle de la lithosphère (Lardeaux et al., 2001). L’initiation de la fusion partielle (340Ma ; Ledru, 2001) est contemporaine de l’épaississement crustal caractérisé par le chevauchement de l’unité de gneiss supérieurs sur le dôme. Suit une phase tectonique en extension (320-300Ma), contemporaine du fonctionnement du bassin houiller stéphanien.
I.2.3 Bassin intracontinental Carbonifère de Saint-Etienne (Fig. 3 et 4)
Limité au Sud par le massif du Pilat (faisceau de failles ENE-WSW) et au Nord par les Monts du Lyonnais, son origine et son fonctionnement sont liés à ceux de ces massifs. C’est un bassin intracontinental limnique (Mattauer et Matte, 1998), d’âge Stéphanien supérieur (300 Ma) à Autunien (270 Ma), contemporain d’une soixantaine de bassins identiques connus dans le MCF à cette période (Bruguier et al., 2003).
L’apparition de ce demi-graben dissymétrique est sujette à deux types d’interprétations, qui diffèrent sur le rôle de la faille du Pilat : effondrement gravitaire et analogie avec le "Basin and Range" pour Malavieille et al. (1990), bassin fonctionnant en "pull-part" pour Mattauer et Matte (1998). La forte subsidence du bassin a permis l’accumulation sur une épaisseur atteignant le kilomètre, des brèches de la Fouillouse à blocs de gneiss, granite, micaschiste des Monts du Lyonnais (De Maistre, 1963) et du Pilat (Malavieille et al., 1990), de grès fluviatiles et pélites de faciès d’inondation et enfin de silts et schistes noirs à lentilles de charbon.
I.2.4 Plaine oligo-miocène du Forez (Fig. 3 et 4)
Le fossé tectonique du Forez fait partie du rift Ouest européen (Fig. 5) ouvert à l’Eocène et individualisé à l’Oligocène, après la pénéplénation mésozoïque (Gerbe et al., 1998). Ce graben est entouré de fragments hérités de la chaîne hercynienne (Monts du Forez, du Lyonnais et massif du Pilat). Ses limites structurales reprennent les grandes directions hercyniennes NE-SW et NW-SE (Duclos, 1967). C’est un fossé dissymétrique, plus profond à l’Est (au moins 700m vers Montrond-les-Bains), ce que reflètent les courbes isanomales de Bouguer (Fig. 6).
I.2.4.1 Initiation du fossé d’effondrement du Forez
Au Paléocène, un magmatisme anté-rift (65-38Ma), de volume très réduit mais connu à l’échelle du MCF et du graben rhénan, se développe le long des accidents bordiers délimitant les fossés, et indique le développement d’une anomalie thermique et de processus conduisant à la fusion partielle (Lenoir et al., 2000). Cette intumescence thermique (Froidevaux et al., 1974) sous le Massif Central pourrait être soit un large diapir asthénosphérique soit un ensemble de petits diapirs individuels remontant à 35-45 km sous la surface (Nicolas et al., 1987). L'existence d'une zone à faible vitesse dans le manteau supérieur et d'une remontée mantellique est confirmée par les modèles tomographiques (Granet et al., 1995).
Michon et Merle (2001) et Merle et Michon (2001) distinguent trois épisodes magmatiques, reliés 1) à la flexure de la lithosphère européenne lors des premières compressions alpines (épisode pré-rift), puis 2) à une décompression du manteau lors de l'amincissement de l'avant-pays alpin (épisode syn-rift) et enfin 3) un épisode majeur post-rift provoqué par la remontée
asthénosphérique lors de la formation de la racine lithosphérique des Alpes. D’autres modèles minimisent la part alpine et impliquent la convergence Europe-Afrique (compression NNE-SSW engendrant une extension ESE-WNW ; Thomas, 2001), ou des déformations lithosphériques de grande longueur d’onde (Wyns et Guillocheau, 1999).
I.2.4.2 Volcanisme du Forez
Les principales venues volcaniques du Forez sont reportées en figure 7. La phase ancienne antérieure au rifting est représentée par les basanites de Marcoux (62,3 ± 1,4 Ma ; Bellon et Hernandez, 1979 ; Lenoir et al., 2000). Les autres édifices, necks et dykes essentiellement, datent du Miocène inférieur (22 à 13 Ma) et proviennent d’une série alcaline sodique à laves déficitaires en silice. Deux phases sont identifiées (21-17Ma et 14-12Ma ; Bellon et Hernandez, 1979), la période de calme pouvant être favorable au développement de paléosols rouges à smectite et kaolinite (Gerbe et al., 2000).
Fig. 7 : carte géologique simplifiée et principaux édifices volcaniques de la plaine et des Monts du Forez ; modifié d’après Lenoir et al. (2000) et Genter et al. (2003).
I.2.4.3 Remplissage sédimentaire du graben
La base des séries est constituée par un conglomérat grossier à blocs variés (granites, gneiss des Monts du Forez et du Lyonnais) et intercalations argilo-sableuses (puissance : 150m ; Larqué et Weber, 1969), transgressif sur le socle paléozoïque. Les plus anciens sédiments connus (carrière de St-Marcellin-en-Forez ; Fig. 7) ont fourni une faune vertébrée datée à environ 35 Ma et reposant sur le socle altéré (altérations fersialitiques et rubéfaction en milieu continental sous climat chaud et sec ; épaisseur 30m env.). Les dépôts sus-jacents sont caractéristiques d’une évolution en milieu continental, avec sédimentation en contexte lacustre, palustre ou fluviatile sous faible tranche d’eau : grès grossiers mêlés à des lits argileux et alternants avec des conglomérats (anciens chenaux – Vitel, 2001). Deux mégaséquences, l’une Eocène supérieur – Oligocène inférieur, et l’autre Miocène de moindre puissance, sont distinguées (Gerbe et al., 1998), démarquant la sédimentation du Forez de celle de la Limagne d’Allier (Clermont-Ferrand). Le jeu majeur des failles normales du graben est rapporté à l’Oligocène (34 à 24 Ma), avec la fin des épisodes sédimentaires importants au Miocène (vers 10 Ma).
I.2.5 Monts du Lyonnais (Fig. 3 et 4)
Les Monts du Lyonnais font partie de l’unité des gneiss supérieurs. Ils constituent un ensemble cristallophyllien de plus haut degré métamorphique que le Pilat, structuré par d’importantes failles de direction générale NE-SW (Peterlongo, 1960).
La série comprend des gneiss à reliques de haute pression (éclogites, granulites, péridotites) qui marquent un stade initial de subduction continentale (Duthou et al., 1989 ; Lardeaux et al., 2001 ; Pitiot, 1984). L’évolution tectonométamorphique de cette zone interne de la chaîne hercynienne se poursuit dans le faciès granulite (450 Ma ; Duthou et al., 1981) lors du stade de collision continentale (raccourcissement NW-SE) et marque le début de l’exhumation des Monts du Lyonnais (anatexie au cœur de la série). L’évolution intra-continentale, correspondant à la fermeture du domaine océanique de la Brévenne, est marquée par une évolution rétrograde vers 380 Ma sous faciès amphibolite (Costa et al., 1989). La fin de l’évolution est soulignée par la mise en place de granites syn-cinématiques vers 332 ± 10 Ma (Gay et al., 1981). Le stade final est associé à la fracturation houillère.
Au Nord des Monts du Lyonnais se trouvent les formations métamorphiques volcano-sédimentaires de la Brévenne et de Violay. Cette unité à caractère ophiolitique a été créée en environnement sub-marin (intercalations calcaires récifaux – laves acides et tufs anthracifères), avant d’être déformée dans le faciès schistes verts. Les associations pétrologiques et géochimiques rencontrées sont actuellement connues dans les zones d’extension arrière-arc (Faure et al., 2002). L’unité de la Brévenne est charriée sur les Monts du Lyonnais par l’intermédiaire d’un chevauchement, balisé par des granites syntectoniques se sont mis en place (faille du Grand Chemin à 340-345 Ma – 39Ar/40Ar ; Costa et al., 1990).
I.2.6 Monts du Forez (Fig. 3 et 4)
Limités au Nord par la dépression de Noirétable, au SW par le bassin d’Ambert, au Sud par la vallée de la Loire et à l’Est par la limagne du Forez, les Monts du Forez constituent un ensemble structuré en horst, principalement formé par les granites du dôme du Velay.
Les monts du Forez se scindent en deux sous-ensembles : Forez Nord et Forez Central. Le Forez central est une apophyse septentrionale du dôme du Velay (granites et migmatites), bordé à l’Est par son encaissant gneissique. Les sommets sont riches en diorite (Pierre sur Haute), les versants en granite à deux micas et les fonds de vallée ou dépressions en granite d’anatexie (Chalmazel). Un âge moyen de 370 ± 73 Ma est proposé par Clavaud et Ratsimba (1972) pour le granite du Forez, les roches anatectiques étant rapportées entre 440 et 400Ma, en accord avec les âges obtenus sur le granite du Velay (385 ± 22 Ma ; Vachette et al., 1971) et les migmatites du centre Velay (477 ± 27 Ma ; Vachette et al.,1971).
Cet ensemble interne est entouré de granites dits péri-Forez, appartenant à deux types principaux (Barbarin, 1983) : 1) granites à biotite, souvent porphyroïdes, d’origine mixte crustale majoritaire et mantellique (enclaves de diorite) ; 2) granites à deux micas issus de la croûte moyenne.
Au SW, jouxtant la terminaison du bassin houiller de Saint-Etienne, se trouvent le granite alcalin leucocrate de Chambles (297 ± 9 Ma ; Roig et Faure, 1995) et le pluton de St-Just, granite calco-alcalin intrusif plus ancien (Couette, 2000).
Au Nord d’une importante faille mylonitique (faille de l’Hermitage), le panneau de granite de Sail est imbriqué dans un ensemble dévono-dinantien (conglomérats, passées amphiboliques et quartzeuses), relais entre le socle du Forez et les microgranites d’Urfé plus au Nord.
I.2.7 Seuil de Neulise (Fig. 3 et 4)
Il est situé au Nord du graben du Forez, entre Monts du Forez et Monts du Lyonnais. C’est une structure allongée NE-SW qui résulte d’une activité tectonique au Viséen moyen. Un rift continental fut alors progressivement comblé par les produits d’épisodes volcaniques acides successifs, auxquels sont associés quelques microgranites potassiques filoniens.
I.2.8 Bassin de Roanne (Fig. 3 et 4)
Le bassin forézien étant émergé au Mésozoïque (pénéplénation sous climat aride semi-désertique), les seuls témoins de la sédimentation secondaire dans la Loire sont situés au Nord du département, dans le graben de Roanne (région de Charlieu). Ces séries marines calcaires à marneuses s’étagent du Lias (205 Ma) au Bajocien (165 Ma). Au Tertiaire, tout comme le graben du Forez, la plaine du Roannais a connu une phase extensive avec un comblement par des séries sédimentaires à affinité continentale, comparables à celles précédemment décrites.
I.2.9 Formations récentes
Si les épisodes tectoniques et sédimentaires majeurs sont actuellement en phase de rémission dans le graben du Forez, une sédimentation quaternaire active est apportée par le fleuve Loire. Les sédiments alluviaux présentent des galets de basalte, phonolite, quartz, granite et roches métamorphiques (Larqué et Weber, 1969). Six niveaux de terrasses sont connus sur la rive droite de la Loire, s’étageant du Quaternaire ancien à l’Actuel et marquant cinq phases de creusement sur une puissance totale de 75m (Couette, 2000 ; Le Griel, 1984).
Au Pliocène (2 Ma), des langues glaciaires se sont installées sur les Monts du Forez, principalement dans les hautes vallées du Lignon et de Chorsin (affluent du Vizézy). Le massif du Pilat, moins haut, n’a connu que des phénomènes d’érosion périglaciaire et de gélifraction liés à la présence de névés. Les gneiss leptynitiques, fragmentés par les alternances cycliques de gel/dégel, ont donné des chirats. Ces formations particulières (ou tabliers de blocs ; Etlicher, 2005) recouvrent la bordure orientale du MCF jusqu’en Ardèche, au-delà de 800m d’altitude. Vers l’aval, les chirats viennent en recouvrement des formations de type arène, et se distinguent par une absence de matrice silteuse. La porosité des roches constituant les chirats est faible (pores majoritairement inférieurs à 5000Å ; Etlicher, 2005).
Ces altérations récentes ont initié le développement de sols formés à partir de l’arénisation du socle. Ainsi les cours supérieurs des rivières étudiées traversent des bassins versants où dominent les nappes d’arènes perchées peu profondes, susceptibles de connaître d’importantes variations de leur niveau par battement de la zone vadose.