La discordance Mésozoïque - Paléozoïque dans la région de Luxeuil-les-Bains

Coupe géologique le long de la RN57 entre Luxeuil-les-Bains et le lieu-dit La Gabiotte (Haute Saône) : les grès de la base du Trias, la discordance angulaire et les gneiss paléozoïques.
mercredi 8 décembre 2010 par Philippe

Introduction

Depuis quelques années, suite aux travaux sur la RN57 entre Luxeuil-les-Bains (70) et Remiremont (88), nous avons la chance d’observer la discordance angulaire qui marque le contact entre les séries détritiques triasiques qui débutent l’ère secondaire (le Mésozoïque) et le socle métamorphique constitué des roches de l’ère primaire (le Paléozoïque).

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Figure 1. Carte de localisation au nord de Luxeuil-les-Bains (70)
(Géoportail, carte IGN)

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Figure 2. Extrait de la carte géologique de Luxeuil-les-Bains (70)
(Géoportail, carte BRGM)

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Depuis 3 ans, avec mon collègue P. Goncalves (Géosciences - UMR 6249 ChronoEnvironnement, UFR Sciences et Techniques de l’Université de Franche-Comté à Besançon), nous visitons ce site avec les étudiants inscrits en 2ème année de la Licence de Géologie.

Cet article vous montre quelques photographies afin d’illustrer les différentes lithologies et les structures géologiques que l’on peut observer : les grès du Trias, la discordance angulaire entre le Mésozoïque et le Paléozoïque, et les roches métamorphiques du socle.

Rappel stratigraphique

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Rappel stratigraphique.
Sur la coupe étudiée, la discordance angulaire met en contact le conglomérat triasique sur des gneiss d’âge inconnu. Il n’y a pas de sédiments permiens ou carbonifères, la discordance représente donc une lacune de
plusieurs dizaines de Millions d’années.

En France, l’histoire géologique du Paléozoïque peut se résumer ainsi :

(1) une période de sédimentation détritique et carbonatée pendant le Cambrien, l’Ordovicien, le Silurien et le Dévonien. Les roches sédimentaires qui témoignent de cette époque sont rares dans notre région.

(2) une succession de périodes de déformation, de métamorphisme et de magmatisme dès le Silurien, se prolongeant au Dévonien et jusqu’au Carbonifère inférieur. Dans notre région, et notamment en Haute-Saône, cette période correspond aux séries volcaniques et sédimentaires viséennes (le Viséen est un étage du Carbonifère). Le Granite des Crêtes et le Granite des Ballons sont les deux masses plutoniques les plus volumineuses de cette époque. Ces phases tectoniques sont souvent regroupées sous le terme unique de phase hercynienne (ou phase varisque), bien que la réalité soit bien plus complexe et étendue dans le temps entre environ 450 et 300 Ma..

(3) une période d’érosion, de sédimentation et de magmatisme, avec une tectonique en extension qui crée localement des bassins sédimentaires. Les formations détritiques carbonifères, célèbres par leurs niveaux de houille, et autrefois exploitées notamment à Ronchamp, en sont un bon exemple. Le volcanisme est surtout permien, représenté par des séries volcano-sédimentaires.
Signalons, que la fin du Paléozoïque est aussi caractérisée, au Carbonifère et au Permien, par le développement d’une flore continentale exubérante avec les Ptéridophytes, Ptéridospermales et Gymnospermes qui seront les sources de carbone à l’origine des concentrations de houille.
Enfin, rappelons que la fin du Permien est également célèbre parce qu’elle correspond une crise biologique majeure, probablement la plus importante de l’histoire de la Terre : les Trilobites, les Goniatites, les Fusulines, les « Fougères à graines », beaucoup de genres de Coraux, disparaissent de la surface du globe.
Le Paléozoïque se termine en laissant une pénéplaine marquée par quelques reliefs volcaniques.

Le Mésozoïque (ère secondaire) va débuter avec l’installation d’une sédimentation détritique au Trias inférieur, appelé Bundsandstein. Les fleuves s’écoulent sur la pénéplaine en direction de l’Est et du Sud-Est. Ces fleuves transportent et déposent les particules détritiques provenant des reliefs septentrionaux et occidentaux.

Les observations le long de la coupe de la RN57
Peu après Luxeuil-les-Bains, en direction de Remiremont, le tracé de la RN57 qui descend vers le lieu dit « La Gabiotte », a été modifié avec une mise en deux fois deux voies. Ces travaux sont l’occasion de découvrir une coupe géologique spectaculaire qui nous permet d’observer les sédiments détritiques du Trias inférieur en position horizontale. On reconnaît, de haut en bas :

  • des grès fins avec intercalations de siltites
    (t2b, base des Grès à Voltzia),
  • des grès plus grossiers à niveaux arkosiques
    (t2a, Grès intermédiaires),
  • un conglomérat de base
    (t1, Poudingue et Grès Vosgien).
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Les faciès lithologiques.
a. Grès fins : quartz et micas détritiques. Peu de ciment. Granulométrie de 63µm à 1mm environ.
b. Siltites : même composition que les grès fins mais dans une granulométrie inférieure à 63µm.
c. Micro-conglomérat : petits galets de quartzites et quartz, feldspaths et micas détritiques. Peu de ciment. Granulométrie supérieure à 2mm.
d. Conglomérat de base : galets de quartzites, de grès et quelques galets de lydiennes dans une matrice micro-conglomératique. Granulométrie : galets jusqu’à 10-15 cm.

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La discordance angulaire marque la limite Mésozoïque-Paléozoïque. Puis, sous cette limite, qui est la surface de la pénéplaine post-hercynienne, nous pouvons observer les roches métamorphiques paléozoïques.
Pour la suite de cet article, je vous propose quelques photographies et de courts textes de description.

LES SÉDIMENTS DÉTRITIQUES DU BUNDSANDSTEIN

-1- base des Grès à Voltzia : grès fins, grès micacés, siltites.
Ils correspondent à la base des Grès à Voltzia. Il s’agit de lentilles ou de bancs de grès purs, grès micacés (psammites) avec quelques niveaux de siltites. Ce sont des dépôts continentaux de plaines alluviales avec divagation des cours d’eau. On parle de réseaux fluviatiles anamostosés de chenaux en tresses. Ces plaines alluviales, qui deviendront des deltas, sont souvent inondés, parfois envahis par l’eau de mer. Les seules structures sédimentaires visibles sont les litages obliques et parfois des surfaces d’érosion quand les crues remobilisent les grains détritiques déjà déposés.

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Photo 1. Grès fins et siltites de la base des "grès à Voltzia".

Cette vue générale de l’affleurement montre l’alternance des niveaux de grès fins et des niveaux de siltites. Vous remarquerez l’allure générale courbe car les bancs de grès sont en fait des lentilles à extension horizontale variable (déca-, hecto-, voire kilométrique).

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Photo 2. Alternance grès fins et siltites.

Les grès fins sont composés de grains détritiques de quartz, de taille inférieure au millimètre, de micas et de très peu de ciment. Une propriété remarquable est le débit planaire, ce qui a permis l’exploitation de ces niveaux pour produire des « laves » de toitures.
Les siltites ont la même composition que les grès mais dans une granulométrie plus fine (moins de 63 microns, par définition). Contrairement à ce qu’on peut lire parfois, il ne s’agit pas de « niveaux marneux » : il n’ y a aucune trace de carbonate !

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Photo 3. Terminaison d’une lentille de grès fins.

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Photo 4. Litages obliques dans les grès fins.

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Photo 5. Vue d’un plan stratigraphique parfaitement plan.

Le remplissage d’un chenal laisse un corps sédimentaire de la forme d’une lentille (photo 3) qui repose, avec un décalage horizontal du à la divagation des chenaux, sur la lentille sous-jacente. Les litages obliques (photo 4) permettent de formuler des hypothèses sur les sens des courants.
L’observation de plans parfaits entre deux bancs (photo 5), sans structure sédimentaire, nous amène à supposer un environnement légèrement différent. En effet, pour produire une planéité aussi nette, il faut imaginer un environnement de dépôt très calme. Il s’agit vraisemblablement de plaines inondées, ici par l’eau douce, plus haut dans la série ce sera par l’eau de mer du fait de l’évolution   de la paléogéographie pendant le Trias.

-2- Grès intermédiaires : grès grossiers, micro-conglomérats et arkoses.
En descendant dans la coupe, on observe une augmentation de la taille des grains. Les feldspaths détritiques sont de plus en plus abondants et on doit parler de grès arkosiques, voire d’arkoses. Quand la taille des grains dépasse 2 mm, ce qui est fréquent, les roches sont des rudites, autrement dit des micro-conglomérats. Les éléments détritiques les plus grossiers ne sont plus des grains de quartz mais des petits galets de quartzites. On observe aussi les premiers conglomérats à galets centimétriques ainsi que des niveaux à galets mous. Ces derniers proviennent de la destruction des berges lors d’événements de crues. On observe également des lentilles de plus faibles extensions horizontales. Le milieu est donc caractérisé par une énergie de dépôt plus élevée que celle décrite précédemment pour les grès fins. Les litages obliques témoignent de cette énergie de dépôt et renseignent sur la direction des courants.

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Photo 6. Lentilles courtes de micro-conglomérats.

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Photo 7. Litages obliques dans les grès grossiers.

Dans les niveaux micro-conglomératiques, les lentilles (photo 6) ont des extensions horizontales faibles, de quelques mètres seulement, et les litages obliques (photo 7) sont plus fréquents, du fait d’une énergie plus forte du milieu de dépôt.

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Photo 8. Galets mous argileux en face inférieure d’une lentille.

Les galets mous, photographiés à la surface inférieure d’un banc, sont de composition pélitique à argileuse. Leur dépôt débute donc une séquence sédimentaire et suggère une crue qui détruit les berges. Puis, l’énergie diminuant, les galets de ce matériel fin imparfaitement induré se déposent, suivi du reste du cortège détritique, avec généralement une granulométrie décroissante (baisse progressive ou brutale de l’énergie du milieu).

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Photo 9. Alvéolisation des grès grossiers.

La photo 9 montre une altération caractéristique des grès appelée alvéolisation. La formation des petites cavités est due aux cristallisations de sels (sulfates et chlorures) dans les pores de la roche. Les eaux météoritiques circulent dans la roche. Elles sont chargées d’éléments chimiques solubles d’origine atmosphérique, auxquels s’ajoutent les éléments chimiques prélevés dans la série sédimentaire. À l’affleurement, l’évaporation conduit à la précipitation des sels dans les pores et aux joints des grains détritiques. La répétition de ces cristallisations finit par désagréger la roche et former des cavités.
Ce type d’altération est particulièrement spectaculaire dans les grès triasiques du Massif de la Serre (Jura) au lieu-dit « Grotte de l’Ermitage ».
Une autre façon de créer des cavités est la disparition des galets mous.

-3- Poudingue et Grès Vosgien : le conglomérat de base.
En descendant dans la série, on atteint la base de la série détritique du Trias. Il s’agit d’arkoses et de conglomérats (Poudingue et Grès Vosgien). Le dernier banc, continu, est un conglomérat avec galets de quartzites, quelques galets de grès et avec également quelques galets de lydiennes. La lydienne est une roche biochimique faite de l’accumulation de tests siliceux de Foraminifères du groupe des Radiolaires. C’est en fait un type de radiolarites mais de couleur noire car la lydienne contient des matières carbonées. Les lydiennes que l’on trouve en galets dans les conglomérats du Trias seraient des lydiennes siluriennes provenant du Massif Armoricain. Nous aurions là un argument fort pour situer les reliefs érodés vers le Nord et l’Ouest, en accord avec l’interprétation des sens de courants se dirigeant vers le Sud et le Sud-Est.

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Photo 10. Le conglomérat de base.

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Photo 11. Gros plan sur les galets du conglomérat de base.

Les galets du conglomérat de base sont arrondis (poudingue). Il s’agit pour l’essentiel de galets de quartzites pouvant dépasser 10 cm de diamètre. Leur forme ovale, souvent avec la face inférieure plate, est caractéristique de galets de rivière.

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Photo 12. Gros plan sur un galet de lydienne.

Ce zoom permet de voir un galet de lydienne : roche siliceuse noire avec des veines blanches (voir texte).
Je dois vous avouer que ce galet a été trouvé au sol, il a été replacé dans le conglomérat pour le besoin de la photo.

LA DISCORDANCE ANGULAIRE :
LA LIMITE MÉSOZOÏQUE-PALÉOZOÏQUE

Sous le conglomérat de base, nous observons des roches métamorphiques : ce sont les gneiss paléozoïques. Ils constituent le socle sur lequel se sont déposés les sédiments détritiques triasiques. La surface de contact entre les roches paléozoïques et les sédiments mésozoïques est une discordance angulaire.

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Photo 13. La discordance angulaire.

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Photo 14. La discordance angulaire.

La foliation des roches paléozoïques, avec un fort pendage d’environ 60°, vient s’interrompre sur le conglomérat de base horizontal : c’est la discordance angulaire Mésozoïque/Paléozoïque qui représente la surface topographique au moment des premiers dépôts, et qui représente une lacune de plusieurs dizaines de millions d’années dominée par l’érosion. Selon les régions et en dehors des petits bassins sédimentaires carbonifères et permiens, cette lacune inclut la fin du Carbonifère, le Permien et le début du Trias.
Sous la discordance (photo 13, avec un étudiant qui fournit gentiment l’échelle), nous observons un dyke de pegmatite, en relief à droite.
La photo 14 illustre bien la différence de lithologie et de structure entre les grès triasiques et les gneiss paléozoïques. On devine aussi le conglomérat de base.

LE SOCLE PALÉOZOÏQUE

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Photo 15. Les gneiss migmatitiques paléozoïques.

L’affleurement montre un socle formé de gneiss migmatitiques (du grec migma = mélange). Ils correspondent à des roches partiellement fondues composées de leucosomes : niveaux grenus clairs et de composition quartzo-feldspathiques, et de mélanosomes : niveaux sombres riches en micas. On considère le leucosome comme le liquide silicaté produit par la fusion partielle in situ et le mélanosome comme la partie résiduelle (restite) non ou peu fondue.

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Photo 16. Petite masse dioritique mélanocrate intrusive dans le socle paléozoïque.


On observe aussi des corps magmatiques : filons d’aplite ou de pegmatite et, vers le sud (photo 16), on observe une masse mélanocrate, il pourrait s’agir d’un petit volume de diorite. La carte géologique (figure 2) montre que la coupe se situe à proximité d’un contact roche métamorphique - roche magmatique (gneiss-granite).

Un prochain article sera consacré aux faciès pétrographiques (grès, arkoses, conglomérats) et à une zone faillée minéralisée.

Épilogue
Difficile ascension de l’échelle stratigraphie …

Références
Cartes Géologiques au 1/50 000ème de Luxeuil-les-Bains et de Lure. BRGM Éd.

Merci à Michel, Philippe G. et Jean-Pierre pour leur relecture et suggestions. Cette coupe peut être l’occasion d’un bon exercice pour des élèves de collège ou de lycée.


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