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200 m dans cette région. L'existence d'une couverture importante aujourd'hui érodée est confirmée par la compaction des sédiments dont les densités atteignent des valeurs de 2,7 à 2,8 dès − 550 m. Cette évolution résulte des fortes minéralisations locales en dolomite, anhydrite et barytine, et surtout, sur l'ensemble des séries, des dissolutions qui permettent l'imbrication des grains et donc la réduction de la taille des pores et l'acquisition pour les roches d'une structure plus compacte. À travers la succession des phénomènes de pression-dissolution et recristallisation, il est ainsi possible de suivre les modifications pétrophysiques et celles des structures de porosité. Les porosités qui en résultent sont ensuite colmatées par des minéralisations qui limitent bien souvent la porosité à des plages microporeuses. Ces minéralisations également concentrées en filons semblent plus relever de la remobilisation de fluides de bassin que de l'influence d'un hydrothermalisme profond. Note remise le 9 novembre 1992, acceptée après révision le 11 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES T. DEVERS et P. ORTOLEVA, A coupled reaction/transport/mechanical model for intergranular pressure solution stylolithes, and differential compaction and cementation in clean sandstones. Geochimica et Cosmochimica Acta, 54, 1990, p. 1609-1625. J. ESPITALIÉ et al., La pyrolyse Rock Eval et ses applications, Rev. Inst. Franç. Pétrol., 40, n° 5, 1985, p. 563-579. D. GIOT et al. (a), Découverte d'accidents distensifs majeurs d'âge jurassique sur la marge continentale du bassin du Sud-Est, Ardèche, France (programme GPF), C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 747-754. D. GIOT et al. (b), Dynamique d'une marge passive jurassique : les principales étapes du rejeu de la faille d'Uzer révélées par le forage de Balazuc n° 1. Programme Géologie Profonde de la France, C. R. Acad. Sci. Paris, 313, série II, 1991, p. 1463-1469. J. HOWER et al., Mechanism of burial and metamorphism of argillaceous sediment, Bull. Geol. Soc. Amer., 87, 1976, p. 725-737. B. KUBLER, Les argiles indicatrices de métamorphisme, Rev. Inst. franç. Pétrol., 19, 1964, p. 1093-1112. B. KUBLER, « Cristallinité de l'illite et mixed layers » brève révision, Scheller. Miner. Petrogr. Min., 70, 1990, p. 89-93. R. C. REYNOLDS. Interstratified clays minerals, in
Inst. Franç. Pétrol., 40, n° 5, 1985, p. 563-579. D. GIOT et al. (a), Découverte d'accidents distensifs majeurs d'âge jurassique sur la marge continentale du bassin du Sud-Est, Ardèche, France (programme GPF), C. R. Acad. Sci. Paris, 312, série II, 1991, p. 747-754. D. GIOT et al. (b), Dynamique d'une marge passive jurassique : les principales étapes du rejeu de la faille d'Uzer révélées par le forage de Balazuc n° 1. Programme Géologie Profonde de la France, C. R. Acad. Sci. Paris, 313, série II, 1991, p. 1463-1469. J. HOWER et al., Mechanism of burial and metamorphism of argillaceous sediment, Bull. Geol. Soc. Amer., 87, 1976, p. 725-737. B. KUBLER, Les argiles indicatrices de métamorphisme, Rev. Inst. franç. Pétrol., 19, 1964, p. 1093-1112. B. KUBLER, « Cristallinité de l'illite et mixed layers » brève révision, Scheller. Miner. Petrogr. Min., 70, 1990, p. 89-93. R. C. REYNOLDS. Interstratified clays minerals, in Crystal structure of clay minerals and their X-Ray identification, BRINDLEY et BROWN éd., Mineralogical Society, 1980, p. 249-302. T. RINCKENBACH, Diagenèse minérale de sédiments pétrolifères du delta fosile de la Mahakam (Indonésie). Thèse. Université Louis-Pasteur Strasbourg. 1988, 201 p., déposé à la Société géologique de France. V. SCHMIDT et D. A. McDONALD. Texture and recognition of secondary porosity in sandstones, SEPM Spec. Publ., n 26, 1979, p. 209-225. S. SPRUNT et A. NUR, Destruction of porosity through pressure solution, Geophysics, 42, 1977, p. 726-741. R. C. SURDAM et al., Porosity evolution in sandstone/shale system. Diagenetic Short Course Notes. Mineralogical Association of Canada, 1989, p. 61-133. Centre de Géochimie de la Surface, 1, rue Blessig. 67084 Strasbourg Cedex. France. 1), namely the Hercynian granites of the Velay [4]. These granites were emplaced at 300 Ma in the French Massif Central during Late Carboniferous (Hercynian) anatexis ([6], [7]). They are dome-shaped and consist of highly peraluminous cordierite-bearing monzogranites that are emplaced after the Variscan lithospheric thickening [8]. Various characteristics of strain patterns, as described here, support the hypothesis that the Velay granites were emplaced with a dominant component of lateral expansion. HERCYNIAN STRAIN PATTERNS. — Deformation within granites and internal strain patterns
A. McDONALD. Texture and recognition of secondary porosity in sandstones, SEPM Spec. Publ., n 26, 1979, p. 209-225. S. SPRUNT et A. NUR, Destruction of porosity through pressure solution, Geophysics, 42, 1977, p. 726-741. R. C. SURDAM et al., Porosity evolution in sandstone/shale system. Diagenetic Short Course Notes. Mineralogical Association of Canada, 1989, p. 61-133. Centre de Géochimie de la Surface, 1, rue Blessig. 67084 Strasbourg Cedex. France. 1), namely the Hercynian granites of the Velay [4]. These granites were emplaced at 300 Ma in the French Massif Central during Late Carboniferous (Hercynian) anatexis ([6], [7]). They are dome-shaped and consist of highly peraluminous cordierite-bearing monzogranites that are emplaced after the Variscan lithospheric thickening [8]. Various characteristics of strain patterns, as described here, support the hypothesis that the Velay granites were emplaced with a dominant component of lateral expansion. HERCYNIAN STRAIN PATTERNS. — Deformation within granites and internal strain patterns are characterized by (i) map-scale concentric patterns of the foliation which is parallel to the external boundary of the granitic dome, (ii) steeply dipping foliations (SW Velay) becoming sub-horizontal near the top (SE Velay) (fig. 2), (iii) concentric stretching lineations at the front of granites, (iv) N-S stretching lineations on the flanks, at the top of granites and within host rocks, (v) folding of the foliation where it is flat-lying, i.e. near the top and in front of granites, (vi) concentric pattern of the internal folds. Perturbations of the internal strain pattern are marked by changes in orientation of the foliation and stretching. They are related to HT ductile wrenching [9] and to MT then LT normal shearing located along NE detachment faults [10]. These perturbations of the internal strain field suggest an interference between granite emplacement and regional deformation. Deformation in country rocks records the effects of granitic magmatism. Perturbations of the regional strain pattern are observed. They consist of the development of superimposed small-scale structures associated with changes in finite strain trajectories. The flat-lying regional foliation S1-2, inherited from the thickening episode, is deformed by gently plunging F3 folds with S3 axial plane cleavage. At the front of
the flanks, at the top of granites and within host rocks, (v) folding of the foliation where it is flat-lying, i.e. near the top and in front of granites, (vi) concentric pattern of the internal folds. Perturbations of the internal strain pattern are marked by changes in orientation of the foliation and stretching. They are related to HT ductile wrenching [9] and to MT then LT normal shearing located along NE detachment faults [10]. These perturbations of the internal strain field suggest an interference between granite emplacement and regional deformation. Deformation in country rocks records the effects of granitic magmatism. Perturbations of the regional strain pattern are observed. They consist of the development of superimposed small-scale structures associated with changes in finite strain trajectories. The flat-lying regional foliation S1-2, inherited from the thickening episode, is deformed by gently plunging F3 folds with S3 axial plane cleavage. At the front of the granitic magma, F3 folds arc recumbent and southward directed [11]. S1-2, S3 foliations and F3 fold axes tend to become conformable to the granite interface. STRAIN PATTERNS INTERPRETATION. — According to the characteristics of internal deformation, we can relate the syn-emplacement deformation of the Velay granites to the combination of two dominant strain components: horizontal radial shortening and vertical shortening. (1) Concentric patterns (foliations, stretching, folds) and steeply dipping foliations relate to a horizontal radial shortening as expected when granite emplacement involves a prominent lateral expansion of the magma. Concentric stretching indicates a peripheral increase of the outer parts of the granite which is consistent with the expansion of the magma. The spreading of the magma induces frontal rolling effects which result in recumbent folds with inverted limbs. Such folds have been recognized both within the southern granites and within southern host rocks [1]. Stretching is perpendicular to the direction of displacement at the front of the spreading unit, but is parallel to this direction on the flanks and at the top of granites. (2) The foliation curvature towards the top indicates a component of vertical shortening interfering with the internal strain field. Foliations become flat-lying because the vertical
of two dominant strain components: horizontal radial shortening and vertical shortening. (1) Concentric patterns (foliations, stretching, folds) and steeply dipping foliations relate to a horizontal radial shortening as expected when granite emplacement involves a prominent lateral expansion of the magma. Concentric stretching indicates a peripheral increase of the outer parts of the granite which is consistent with the expansion of the magma. The spreading of the magma induces frontal rolling effects which result in recumbent folds with inverted limbs. Such folds have been recognized both within the southern granites and within southern host rocks [1]. Stretching is perpendicular to the direction of displacement at the front of the spreading unit, but is parallel to this direction on the flanks and at the top of granites. (2) The foliation curvature towards the top indicates a component of vertical shortening interfering with the internal strain field. Foliations become flat-lying because the vertical shortening is greater here than the horizontal shortening due to magma expansion. Two zones can be broadly distinguished within the Velay granites (fig. 2): (i) a northern zone where the lateral expansion is combined with regional effects such as HT wrenching and normal shearing, (ii) a frontal zone where southward-spreading and related concentric patterns indicate a radial expansion of granites. In this way, Velay granites display many similarities with extruding-spreading nappes [12] but also with extensional domes ([13], [14], [15]) (fig. 2). TECTONIC SETTING OF GRANITE EMPLACEMENT. — The analysis of the deformation within the Velay granites provides some useful constraints for our understanding of tectonic setting of Late Variscan (Hercynian) crustal anatexis. The Velay granites post-date the early thrusts [16]. Internal strain patterns relate to (i) the lateral expansion and the southward-spreading of the magma, (ii) the uplift of the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault zone active during and after cooling of the granites. Such movements are consistent with a post-thickening extensional deformation [18] during the Late Carboniferous (fig. 3). INTRODUCTION. — La cartographie des champs de déformation est un outil puissant en géologie structurale. Elle consiste à intégrer, à l'échelle régionale, des données ponctuelles
and related concentric patterns indicate a radial expansion of granites. In this way, Velay granites display many similarities with extruding-spreading nappes [12] but also with extensional domes ([13], [14], [15]) (fig. 2). TECTONIC SETTING OF GRANITE EMPLACEMENT. — The analysis of the deformation within the Velay granites provides some useful constraints for our understanding of tectonic setting of Late Variscan (Hercynian) crustal anatexis. The Velay granites post-date the early thrusts [16]. Internal strain patterns relate to (i) the lateral expansion and the southward-spreading of the magma, (ii) the uplift of the Velay area, mainly accommodated by the Pilat detachment fault zone active during and after cooling of the granites. Such movements are consistent with a post-thickening extensional deformation [18] during the Late Carboniferous (fig. 3). INTRODUCTION. — La cartographie des champs de déformation est un outil puissant en géologie structurale. Elle consiste à intégrer, à l'échelle régionale, des données ponctuelles sur la déformation des roches telles que (i) la direction et le pendage du plan d'aplatissement, (ii) la direction et le plongement de la direction d'étirement, (iii) les valeurs des rapports axiaux de l'ellipsoide de déformation finie, (iv) les critères cinématiques. L'intégration de ces différentes données permet (i) de reconstituer l'orientation dans l'espace des axes principaux de déformation (k1, X2, X3) et d'en déduire le contexte tectonique global (compression et/ou extension), (ii) de discuter l'homogénéité ou l'hétérogénéité de la déformation et d'en déduire le caractère coaxial ou non coaxial, (iii) de reconstituer la cinématique de la déformation. Ce type d'analyse a déjà été appliqué à divers granites syntectoniques mis en place dans la croûte supérieure, à la fin de l'orogenèse varisque. Cela a permis de caractériser les champs de déformation associés aux contextes tectoniques décrochants [1] chevauchants [2] et décrochevauchants [3] (fig. 1). Fig. 1. Champs de déformation et contexte de mise en place de granites syntectoniques (ellipses) : a, décrochement; b, cisaillement transcurrent régional; c, décrochevauchement; d, chevauchement; e, étalement et expansion horizontale sous une faille de détachement. Trajectoires de foliation (plan [Xt, Y]) en traits fins, direction d'étirement (A.) en petites flèches, (b et d, d'après [1]). Fig.
l'orientation dans l'espace des axes principaux de déformation (k1, X2, X3) et d'en déduire le contexte tectonique global (compression et/ou extension), (ii) de discuter l'homogénéité ou l'hétérogénéité de la déformation et d'en déduire le caractère coaxial ou non coaxial, (iii) de reconstituer la cinématique de la déformation. Ce type d'analyse a déjà été appliqué à divers granites syntectoniques mis en place dans la croûte supérieure, à la fin de l'orogenèse varisque. Cela a permis de caractériser les champs de déformation associés aux contextes tectoniques décrochants [1] chevauchants [2] et décrochevauchants [3] (fig. 1). Fig. 1. Champs de déformation et contexte de mise en place de granites syntectoniques (ellipses) : a, décrochement; b, cisaillement transcurrent régional; c, décrochevauchement; d, chevauchement; e, étalement et expansion horizontale sous une faille de détachement. Trajectoires de foliation (plan [Xt, Y]) en traits fins, direction d'étirement (A.) en petites flèches, (b et d, d'après [1]). Fig. 1. Tectonic setting of granite emplacement and related strain patterns: a, emplacement along a strike-slip fault; b, regional wrenching; c, thrust-wrench shear zone; d, regional thrusting: e, laterally expanding and spreading granites below a detachment fault. Foliation trajectories (lines), stretching lineation (arrows) (b and d, from [1]). Les implications tectoniques sont discutées. GRANITOÏDES HERCYNIENS DU VELAY. Les granitoïdes du Velay sont constitués de divers monogranites peralumineux à cordiérite localement associés à des migmatites dans un corps hétérogène de près de 100 km de diamètre à l'affleurement, avec une épaisseur estimée de l'ordre de la dizaine de kilomètres, et présentant une structure en dôme aplati. Le toit du dôme est observable dans la partie est du Velay et les zones plus profondes dans la moitié ouest. Ces granitoïdes se prolongent vers le Nord, en direction des Monts du Forez. Leur mise en place s'est produite à l'époque hercynienne anté-stéphanienne, à la fin de l'orogenèse varisque. Elle est précédée d'une première phase de migmatisation. Bien que ces granitoïdes soient intrusifs dans des formations d'orthogneiss et de paragneiss issues de la croûte profonde et affectées par les chevauchements varisques, leur niveau de mise en place est relativement superficiel : les sources magmatiques proviennent
sont discutées. GRANITOÏDES HERCYNIENS DU VELAY. Les granitoïdes du Velay sont constitués de divers monogranites peralumineux à cordiérite localement associés à des migmatites dans un corps hétérogène de près de 100 km de diamètre à l'affleurement, avec une épaisseur estimée de l'ordre de la dizaine de kilomètres, et présentant une structure en dôme aplati. Le toit du dôme est observable dans la partie est du Velay et les zones plus profondes dans la moitié ouest. Ces granitoïdes se prolongent vers le Nord, en direction des Monts du Forez. Leur mise en place s'est produite à l'époque hercynienne anté-stéphanienne, à la fin de l'orogenèse varisque. Elle est précédée d'une première phase de migmatisation. Bien que ces granitoïdes soient intrusifs dans des formations d'orthogneiss et de paragneiss issues de la croûte profonde et affectées par les chevauchements varisques, leur niveau de mise en place est relativement superficiel : les sources magmatiques proviennent de la croûte moyenne (5 kb) avec une mise en place autour de 2 kb et même moins pour les faciès les plus tardifs, ce qui montre, entre autres, que la remontée de la croûte profonde était largement engagée dès le Carbonifère supérieur. CHAMP DE DÉFORMATION ASSOCIÉ À LA MISE EN PLACE DES GRANITOÏDES HERCYNIENS DU VELAY. — Le champ de déformation hercynien dans le Velay décrit la déformation interne des granites et la déformation de l'encaissant lors de la mise en place des granites. (1) Le champ de déformation interne a déjà fait l'objet de plusieurs études. La foliation interne a été acquise dans le site final de mise en place du magma. Elle présente une disposition cartographique concentrique, parallèle à l'enveloppe externe du granite. Les pendages sont forts sauf à l'approche du toit où la foliation s'horizontalise. Lorsque la foliation est peu pentée, elle subit un plissement dont les axes suivent la courbure de l'enveloppe externe. Les linéations d'étirement sont elles aussi concentriques sauf au toit et sur les flancs des granites où elles sont N-S. Des perturbations du champ de déformation interne ont été mises en évidence dans la partie nord du granite. Elles consistent en un
EN PLACE DES GRANITOÏDES HERCYNIENS DU VELAY. — Le champ de déformation hercynien dans le Velay décrit la déformation interne des granites et la déformation de l'encaissant lors de la mise en place des granites. (1) Le champ de déformation interne a déjà fait l'objet de plusieurs études. La foliation interne a été acquise dans le site final de mise en place du magma. Elle présente une disposition cartographique concentrique, parallèle à l'enveloppe externe du granite. Les pendages sont forts sauf à l'approche du toit où la foliation s'horizontalise. Lorsque la foliation est peu pentée, elle subit un plissement dont les axes suivent la courbure de l'enveloppe externe. Les linéations d'étirement sont elles aussi concentriques sauf au toit et sur les flancs des granites où elles sont N-S. Des perturbations du champ de déformation interne ont été mises en évidence dans la partie nord du granite. Elles consistent en un changement d'orientation de la foliation et de la direction d'étirement au niveau de zones de cisaillements ductiles. Ces zones de cisaillement enregistrent des mouvements décrochants subméridiens sinistres et ENE dextres (NW Velay) mais aussi des mouvements en faille normale vers le Nord (Velay Est) corrélables avec le fonctionnement de la faille de détachement du Pilat. (2) Dans l'encaissant autour des granites du Velay la déformation est polyphasée. L'placement des magmas granitiques induit un amollissement thermique périphérique qui favorise la localisation de la déformation. Des structures contemporaines de la mise en place des granites recoupent alors les structures antérieures liées à l'épaississement varisque. On peut ainsi observer, autour du dôme du Velay, le développement de structures superposées avec déformation de la schistosité régionale S1 - S2 héritée de l'épaississement varisque, par des plis P3 admettant une schistosité S3 de plan axial. De même on note des changements d'orientation des trajectoires de déformation finie, les schistosités S1, S2, S3 et les axes de plis P3 tendant à se paralléliser avec l'interface granite-encaissant. INTERPRÉTATION DU CHAMP DE DÉFORMATION. Deux composantes majeures sont enregistrées dans la déformation interne des granites du Velay: un raccourcissement radial horizontal et un raccourcissement vertical. Les structures à disposition
faille de détachement du Pilat. (2) Dans l'encaissant autour des granites du Velay la déformation est polyphasée. L'placement des magmas granitiques induit un amollissement thermique périphérique qui favorise la localisation de la déformation. Des structures contemporaines de la mise en place des granites recoupent alors les structures antérieures liées à l'épaississement varisque. On peut ainsi observer, autour du dôme du Velay, le développement de structures superposées avec déformation de la schistosité régionale S1 - S2 héritée de l'épaississement varisque, par des plis P3 admettant une schistosité S3 de plan axial. De même on note des changements d'orientation des trajectoires de déformation finie, les schistosités S1, S2, S3 et les axes de plis P3 tendant à se paralléliser avec l'interface granite-encaissant. INTERPRÉTATION DU CHAMP DE DÉFORMATION. Deux composantes majeures sont enregistrées dans la déformation interne des granites du Velay: un raccourcissement radial horizontal et un raccourcissement vertical. Les structures à disposition concentrique (foliation, linéation d'étirement, plis) ainsi que le fort pendage de la foliation indiquent un raccourcissement horizontal radial dans toute la partie sud du Velay. Un tel raccourcissement suppose une importante expansion latérale du magma dans le site final de mise en place des granites. L'étirement, qui est perpendiculaire à la direction globale de déplacement au front de l'unité qui s'étale radialement, devient parallèle au déplacement sur les flancs, en arrière et au toit de cette unité. L'étalent du magma engendre des structures d'enroulement au front des granites (Velay Sud) avec formation de plis fortement déversés vers le Sud. Le faible pendage de la foliation vers le toit des granites (Velay Est) indique qu'une composante de raccourcissement vertical interfère dans le champ de déformation interne. Ce raccourcissement vertical se traduit aussi par des zones de cisaillement ductile, peu pentées, à jeu normal vers le Sud au Sud du Velay, vers le Nord au Nord et localement conjuguées dans la partie centrale. Deux grands domaines peuvent être schématiquement distingués en fonction des diverses caractéristiques du champ de déformation interne : (i) un domaine interne (Velay centre et Nord) où l'expansion latérale est limitée et combinée avec des effets régionaux de type