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Les volcans du Massif Central Pierre NEHLIG et al.- 05/08/03 1 Revue Géologues Numéro spécial Massif central Les volcans du Massif central Pierre Nehlig*, Pierre Boivin, Alain de Goër, Jean Mergoil, Gaëlle Prouteau, Gérard Sustrac et Denis Thiéblemont *BRGM BP 6009, 45060 ORLEANS Cedex, France Tel. (33) 2 38 64 32 50 [email protected] Après plus de deux siècles de débats quelquefois animés - depuis que leur nature volcanique a été mise en évidence (Guetard, 1752) - la distribution cartographique du volcanisme du Massif central (cartes géologiques au 1/50 000) et les mécanismes de mise en place des édifices volcaniques sont maintenant relativement bien contraints grâce à la réalisation récente de plusieurs travaux cartographiques et de synthèse (Velay, Cantal, Chaîne des Puys…). Il n'en est pas de même des causes profondes de ce volcanisme qui sont aujourd'hui toujours vivement débattues. C'est l'exposé de ces avancées majeures et des interrogations qui subsistent encore qui forment l'ossature de ce qui suit. Un renvoi vers les ouvrages principaux de synthèse permet d'aller au-delà des notions générales énoncées ici.

Les volcans du Massif central - laveissiere.fr · classiquement observée pour le volcanisme intraplaque océanique, les volcans actuels se situant à l’aplomb du panache et les

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  • Les volcans du Massif Central

    Pierre NEHLIG et al.- 05/08/03 1

    Revue Gologues

    Numro spcialMassif central

    Les volcans du Massif central

    Pierre Nehlig*, Pierre Boivin, Alain de Gor, Jean Mergoil, GalleProuteau, Grard Sustrac et Denis Thiblemont

    *BRGMBP 6009, 45060 ORLEANS Cedex, France

    Tel. (33) 2 38 64 32 50 [email protected]

    Aprs plus de deux sicles de dbats quelquefois anims - depuis que leur nature volcanique a t mise envidence (Guetard, 1752) - la distribution cartographique du volcanisme du Massif central (cartes gologiquesau 1/50 000) et les mcanismes de mise en place des difices volcaniques sont maintenant relativement biencontraints grce la ralisation rcente de plusieurs travaux cartographiques et de synthse (Velay, Cantal,Chane des Puys). Il n'en est pas de mme des causes profondes de ce volcanisme qui sont aujourd'huitoujours vivement dbattues. C'est l'expos de ces avances majeures et des interrogations qui subsistent encorequi forment l'ossature de ce qui suit. Un renvoi vers les ouvrages principaux de synthse permet d'aller au-deldes notions gnrales nonces ici.

    mailto:[email protected]

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    CONTEXTE EUROPEN ................................................................................................................................... 4

    LES PRINCIPAUX ENSEMBLES VOLCANIQUES DU MASSIF CENTRAL............................................ 4

    UNE HTROGNIT NORD-SUD MARQUE........................................................................................................ 5AGES DE MISE EN PLACE DES DIFICES VOLCANIQUES DU MASSIF CENTRAL : AVANT, PENDANT ET APRS LESGRANDS BASSINS SDIMENTAIRES........................................................................................................................ 5

    QUELLE EST LA SOURCE DES LAVES DU MASSIF CENTRAL ? .......................................................... 6

    DE NOMBREUSES DONNES GOPHYSIQUES CONTRAIGNENT LA STRUCTURE DE LA LITHOSPHRE SOUS LEMASSIF CENTRAL................................................................................................................................................. 7

    Sismique rfraction ......................................................................................................................................... 7Gravimtrie ..................................................................................................................................................... 7Flux de chaleur ............................................................................................................................................... 7Tomographie sismique .................................................................................................................................... 8

    LES DONNES GOCHIMIQUES PEUVENT-ELLES PERMETTRE DE DPARTAGER CES MODLES ? ............................ 9Homognit et htrognit de la source (des sources ?) ......................................................................... 11

    MODLES ALTERNATIFS..................................................................................................................................... 13CONCLUSION ..................................................................................................................................................... 14

    PRINCIPAUX ENSEMBLES ET DYNAMISMES VOLCANIQUES........................................................... 15

    LE PLUS GRAND VOLCAN D'EUROPE : LE CANTAL.............................................................................................. 15Rsum de l'histoire gologique du volcan ................................................................................................... 17

    Les premires ruptions basaltiques (13 7 Ma) ........................................................................................................ 17Le volcan trachyandsitique (10 6,5 Ma) ................................................................................................................. 17Les avalanches de dbris et les remaniements associs vers 7 Ma.............................................................................. 17L'ennoiement basaltique (7-2 Ma)............................................................................................................................... 18L'rosion glaciaire et post-glaciaire de l'difice volcanique ........................................................................................ 18

    Une composante essentielle du Cantal : les avalanches de dbris ............................................................... 18Le matriel source des dpts d'avalanches de dbris : un empilement de coules et de brches trachyandsitiques. 20Caractristiques des dpts d'avalanches de dbris ..................................................................................................... 20Evolution longitudinale des avalanches de dbris ....................................................................................................... 21Les semelles basales des dpts d'avalanches de dbris.............................................................................................. 21Les formations volcano-dtritiques, marqueurs du toit des dpts d'avalanches de dbris ......................................... 21Signification des lahars au toit des dpts d'avalanches de dbris .............................................................................. 22Combien d'avalanches de dbris ?............................................................................................................................... 22Quelles palo-altitudes atteignait le Cantal ? .............................................................................................................. 23Pourquoi tant de dpts d'avalanches de dbris dans le Cantal ? ................................................................................ 24

    Conclusions................................................................................................................................................... 24UNE ENCYCLOPDIE DES VOLCANS : LA CHANE DES PUYS ............................................................................... 25LE VOLCANISME DU VELAY-COIRONS-VIVARAIS .............................................................................................. 27

    Les ensembles................................................................................................................................................ 28Nature des laves ............................................................................................................................................ 28Pyroclastites et volcanologie ........................................................................................................................ 29Volcanisme et eaux superficielles ................................................................................................................. 30Une rcurrence de lactivit magmatique au Plistocne rcent : les volcans du Bas-Vivarais .................. 30

    LES VOLCANS DE LA LIMAGNE........................................................................................................................... 30MONTS DORE, SANCY ....................................................................................................................................... 31LE CZALIER ..................................................................................................................................................... 32L'AUBRAC ......................................................................................................................................................... 33LA LIGNE VOLCANIQUE AUBRAC - CAP D'AGDE ................................................................................................ 34O EN EST LA CARTOGRAPHIE DES DIFICES VOLCANIQUES ? EVALUATION DES LEVERS GOLOGIQUES DESFORMATIONS VOLCANIQUES DU MASSIF CENTRAL............................................................................................. 34

    CONCLUSION ................................................................................................................................................... 36

    POUR EN SAVOIR PLUS ................................................................................................................................. 36

    RFRENCES CITES .................................................................................................................................... 37

    LISTE DES FIGURES ....................................................................................................................................... 40

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    Contexte europenDe mme que tous les autres centres volcaniques de l'Europe de l'Ouest (Massif Rhnan etMassif Bohmien), le volcanisme du Massif central est localis dans une zone surleveassocie des grabens sdimentaires. Les grabens de la Limagne, de la Bresse, du Rhin, de laRuhr, de la Leine et de l'Eger, se sont forms au dbut du Cnozoque pendant l'orogensealpine et l'affaissement nogne des bassins mditerranen et pannonien (Figure 1).

    Milan

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    Rhn Doupov

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    Cantal

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    0 50 100 150 200 km

    Volcanisme alcalintertiaire pri-alpin

    Principales failles deszones du rift pri-alpin

    Principaux dcrochements

    Zone orognique alpine

    Volcanisme calco-alcalintertiaire des Alpesoccidentales

    Modifi daprs BROUSSE et BELLON (1983)

    ALPES

    Figure 1 - Carte des principales provinces volcaniques Cnozoques d'Europe de l'Ouest et relation avec lesbassins sdimentaires priaplins.

    Les principaux ensembles volcaniques du Massif central Le volcanisme du Massif central est globalement centr sur le Nord du Cantal. Trois axes endivergent, l'axe le plus important vers le Nord rassemble le Czalier, les Monts Dore et laChane des Puys. Les deux autres branches sont d'importance plus modeste. Il s'agit, vers lesud, du volcanisme de l'Aubrac et des Causses qui se prolonge jusqu'au Cap d'Agde. Vers lesud-est se succdent les volcans du Devs, du Velay oriental et du Vivarais (Figure 2).Le volcanisme est essentiellement de type fissural : Chane des Puys, Aubrac, Coirons etDevs. Cependant deux importantes constructions volcaniques centres des stratovolcans -sont aussi prsentes : le Cantal et les Monts Dore - Sancy.

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    1 - Chane de la Sioule (5 1 Ma)2 - Chane des Puys (150 000 3500 ans)3 - Limagne (15 2 Ma)4 - Mont Dore ( 2,5 0,2 Ma)5 - Czallier (8 3 Ma)6 - Cantal (11 3 Ma)7 - Aubrac (9 6 Ma)

    Principales provinces et ages du volcanisme alcalin du Massif Central Franais (Ma: millions d'annes)

    8 - Causses ( 14 2 Ma)9 - Forez (15 13 Ma)10 - Deves ( 2,7 0,6 Ma)11 - Velay 14 1 Ma)12 - Vivarais (35 000 10 000 ans)13 - Coirons (8 5,5 Ma)14 - Escandorgue-

    Languedoc (3,5 0,8 Ma)

    1312

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    AgdeMarseille

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    Le Puyen Velay

    Severac

    Montpellier

    Marvejols

    Privas

    Ambert

    Mauriac

    Mont Dore

    Puy-de-Dme

    0 50 100 km

    St. FlourPlomb

    du Cantal

    Daprs Nehlig P. Et Traineau H. (1998)

    Figure 2 - Carte des principales provinces volcaniques du Massif central avec indications de leurs gesrespectifs

    UNE HTROGNIT NORD-SUD MARQUELes analyses des cartes gologiques montrent d'importantes diffrences entre le Nord et leSud du Massif central. Alors que la partie nord prsente des alignements volcaniques etsdimentaires essentiellement nord-sud (Chane des Puys, l'alignement Monts Dore - Czalier- Cantal oriental, Nord du Devs,), la partie mridionale rvle des alignements orients NW-SE (Aubrac, Devs, Coiron, Velay oriental). Cette htrognit nord-sud se retrouve aussidans le diachronisme du volcanisme (Michon et Merle, 2001).S'agit-il d'une reprise d'une structuration ancienne (hercynienne ?) ou d'une "image" descontraintes cnozoques ? L'tude des xnolites mantelliques (Lenoir, 2000) a mis en videncel'existence de deux manteaux distincts, hrits de l'Hercynien. Par ailleurs, des travaux rcentsd'anisotropie de susceptibilit magntique (J.Y. Talbot et M. Faure, communicationpersonnelle) du granite de la Margeride confirment cette structuration prcoce et cettepossible reprise d'une orientation prexistante.

    AGES DE MISE EN PLACE DES DIFICES VOLCANIQUES DU MASSIFCENTRAL : AVANT, PENDANT ET APRS LES GRANDS BASSINSSDIMENTAIRESLes dveloppements de la gochimie isotopique durant les annes 1960 ont permis de caler levolcanisme du Massif central dans un calendrier absolu et les premiers ges isotopiques desformations volcaniques du Massif central ont t publis ds le dbut des annes 1970.L'activit rcente de la Chane des Puys a pu tre date au moyen de plusieurs mthodesgochronologiques complmentaires (thermoluminescence, Carbone 14, dsquilibreUranium-Thorium, Potassium/Argon), alors que le volcanisme plus ancien (Cantal, Velay)

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    n'a pu tre dat que par la seule mthode Potassium/Argon sur roches totales et minrauxspars, ce quoi s'ajoutent quelques donnes Rb/Sr et Ar/Ar.L'ensemble des datations obtenues permet de situer l'activit volcanique du Massif central de65 Ma jusqu'au Quaternaire (figure 3). De nombreux travaux se sont attachs relier l'volution chronologique de ce volcanisme celle des bassins sdimentaires mis en place dans des rifts. Ainsi, Michon et Merle (2001),reprenant les donnes anciennement acquises, ont mis en vidence, dans le Massif central, unevolution en trois stades successifs : pr-rift, syn-rift et post-rift. L'pisode de magmatismepr-rift dat du Palocne la fin de l'Eocne correspond 15 localits rpertoriesessentiellement dans le Nord du Massif central. L'pisode syn-rift dat de l'Eocne suprieur l'Oligocne est pratiquement amagmatique. Par la suite, le volcanisme a redmarr l'Oligocne suprieur et s'est principalement dvelopp au Miocne infrieur pendant unequinzaine de millions d'annes. Il est spatialement associ aux zones d'amincissement crustalmaximal (foss de la Limagne) et est absent de la partie sud du Massif central ol'amincissement crustal est ngligeable. L'pisode post-rift qui met en place l'essentiel desgrandes provinces magmatiques (Cantal, Velay, Aubrac, Monts Dore) dmarre prs de 15Ma aprs la fin de la sdimentation oligocne. Le volcanisme le plus rcent est localis dansle Vivarais et la Chane des Puys, avec les dernires ruptions dates 7000 ans BP (Groupedu Pavin)

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    ForezBas Languedoc

    LimagneSioule

    Sillon HouillerVelay oriental

    CantalAubrac

    CzallierCoirons

    Devs/Bassin du PuyMont DoreEscardogue

    Bas VivaraisChane des Puys

    65 55 45 35 25 20 15 10 5 0Age (Ma)Modifi daprs Maury et Varet, 1980

    Figure 3 - Ages des principaux ensembles volcaniques du Massif central

    Quelle est la source des laves du Massif central ?

    La gochimie et la gophysique peuvent apporter des lments de rponse dterminants cette question. Ce chapitre sera consacr un examen critique des thories et des modlesaujourd'hui disponibles.

    L'essentiel de l'activit volcanique terrestre est associ aux dorsales ocaniques et aux zonesde subduction, c'est dire aux limites de plaques -convergentes et divergentes. Une part non

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    ngligeable du magmatisme terrestre apparat cependant en position intraplaque, aussi bien endomaine ocanique que continental. Le volcanisme du Massif central fournit un exempleparticulirement intressant dun tel volcanisme dont les causes restent largement dbattues.Certains volcans intraplaques continentaux ou ocaniques, comme les difices de larchipel deHawaii, sont classiquement attribus la remonte de panaches mantelliques dorigineasthnosphrique, dont les points chauds sont lexpression de surface. La migration desplaques ocaniques au-dessus de ces panaches induirait lorganisation en chaneclassiquement observe pour le volcanisme intraplaque ocanique, les volcans actuels sesituant laplomb du panache et les plus anciens en tant les plus loigns. La fusion partielledans ces panaches est induite par la dcompression adiabatique et produit des magmas allantdes tholiites aux basaltes alcalins, voire aux nphlinites, en fonction du degr et desconditions de fusion partielle, ainsi que de la nature de la source. Nanmoins, le modle depoint chaud ne sapplique pas facilement toutes les provinces alcalines. Frquemment, le volcanisme alcalin est associ des zones en extension (rifts, grabens) (Riftest Africain, Graben du Rhin, Basin and Range aux USA). Dans ce cas la question du rleventuel de l'amincissement lithosphrique dans la remonte asthnosphrique se pose. Pluslargement, le problme est celui de lalternative rifting passif/rifting actif : le rifting est-il uneconsquence de lascension dun panache laplomb dun point chaud ? ou lextension induit-elle la remonte passive puis la fusion du manteau ?

    DE NOMBREUSES DONNES GOPHYSIQUES CONTRAIGNENT LASTRUCTURE DE LA LITHOSPHRE SOUS LE MASSIF CENTRAL

    Sismique rfractionLes premiers travaux de sismique rfraction dans le Massif central (Perrier et Ruegg, 1973)ont montr l'existence d'une crote anormalement amincie, avec un Moho situ uneprofondeur de 24 km, associe au graben de la Limagne. Cette crote amincie est limite l'est du sillon houiller et surmonte une zone anormale avec des vitesses d'ondes P de 7,4 km/s.Lucazeau et al. (1984) ont suggr que cette signature gophysique puisse tre lie d'importants volumes de magmas basaltiques pigs sous la crote. Un profil sismique NW-SE d'une longueur de 230 km, travers le Czalier, le Devs et le Velay, a mis en videncel'existence d'un Moho plan une profondeur de 29-30 km.Souriau (1976), la premire, a montr l'aide des ondes de surface l'existence d'une zone faible vitesse entre 70 et 240 km de profondeur dans une zone englobant les provincesvolcaniques. Elle a reli cette attnuation des vitesses une anomalie thermique et une zonepartiellement fondue.

    GravimtrieLe Massif central est caractris par une importante anomalie de Bouguer ngative, avec uneamplitude d'environ -70 mgal. Perrier et Ruegg (1973) ont interprt cette anomalie commetant lie la prsence d'un corps de faible densit 50 km de profondeur avec un contrastede densit de 30 kg/m3.

    Flux de chaleurLa distribution du flux de chaleur sous le Massif central est bien connue par diffrentes tudes(Lucazeau et Vasseur, 1981 ; Lucazeau et al., 1984 ; Lucazeau et Bayer, 1982 ; Vasseur etLucazeau, 1982 ; Vasseur, 1982). Ainsi des valeurs anormales de 105 mWm-2 ont t

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    mesures. En soustrayant la contribution crustale ce flux de chaleur, Lucazeau et al. (1984)ont montr que la contribution mantellique tait de 35 mWm-2 sur les bords de l'anomaliethermique, et de 60-70 mWm-2 sous l'axe du "rift".

    Tomographie sismiqueLide de la prsence dun point chaud sous le Massif central est relativement ancienne(Froidevaux et al., 1974). Coisy (1977) et Coisy et Nicolas (1978) ont montr, par l'tude dela texture des enclaves de pridotites remontes par les volcans du Massif central, que les plusdformes se rencontrent prcisment la limite de la zone de remonte de l'asthnosphre etdans des formations volcaniques d'ge infrieur 4 Ma. Ils en ont dduit un modle deremonte diapirique du manteau sous le Massif central. L'ge de cette remonte serait rcent(moins de 5 Ma) et conciderait avec le paroxysme de l'activit volcanique. La zone dedformation maximale est localise entre le nord du Cantal et le sud de la Chane des Puys.Cependant, la taille de ce diapir est dbattue : il pourrait s'agir d'un large diapirasthnosphrique ou d'un ensemble de petits diapirs individuels (Nicolas et al., 1987)remontant 35-45 km sous la surface. Une tude de tomographie sismique (Granet et al.,1995) a permis de prciser ces modles (Figure 4). Avec un maillage de 15 km, ce rseau aenregistr les sismes naturels lointains dont les ondes ont permis d'"clairer" les structuresprofondes. Ces travaux ont confirm l'existence d'une zone faible vitesse dans le manteausuprieur ainsi que l'existence d'une remonte mantellique. Dans la crote, les zones faiblevitesse sont remarquablement corrles avec les complexes volcaniques et sont considrescomme les signatures thermiques reliques de chambres magmatiques ou de dykes associs l'activit volcanique. Deux zones faibles vitesses ont t localises entre la surface et uneprofondeur de 200 km : l'une touche la surface dans la zone du Cantal - Monts Dore, laseconde sous le Devs est bloque dans la crote. Il s'agit de signatures interprtes commedes zones de remonte de magma le long d'importantes fractures lithosphriques hercyniennesractives l'Oligocne. La faible perturbation des vitesses sismiques dans ces deux zones,couple aux donnes gravimtriques, indiquent d'aprs Granet et al. (1995) la quasi-absencede liquides magmatiques dans ces chenaux.

    Un tel diapir mantellique, d'environ 100 km de diamtre, a aussi t mis en vidence jusqu'400 km de profondeur en Allemagne dans l'Eifel (Ritter et al., 2001). Une anomalie de vitessedes ondes P de l'ordre de 2% y est interprte comme une diffrence de temprature de 150 200C entre le cur et la bordure du diapir.

    Tomographie sismique ?Les vitesses de propagation des ondes sismiques sont de bons marqueurs des htrognits profondes dusystme lithosphre-asthnosphre. Le modle tomographique, qui est une cartographie structurale des vitessessismiques, rsulte de lanalyse de sismogrammes des ondes de volume (P et/ou S) enregistres par un rseau destations. Le rseau de stations est choisi pour permettre une rsolution spatiale de lordre de la dizaine dekilomtres (longueur donde des ondes P).La comparaison des temps darrive des ondes P enregistrs avec ceux calculs dans un modle de TerreMoyenne va mettre en vidence des anomalies positives ou ngatives par rapport au modle. Ces anomalies, travers lutilisation dun algorithme dinversion, sont interprtes comme des variations latrales de vitessessismiques qui sont reprsentes soit en carte, soit dans un modle en trois dimensions.La vitesse de propagation des ondes sismiques dpend des proprits minralogiques et physico-chimiques dumanteau travers. Les structures hercyniennes sous le Massif central tant globalement peu diffrentes du pointde vue composition chimique grande chelle, les anomalies de vitesse indiquent essentiellement des variationsde temprature. Si lanomalie est ngative, la temprature est plus leve que celle estime dans le modle TerreMoyenne et inversement. Nanmoins, les anomalies ngatives peuvent tre galement relies des zones trsfractures ou la prsence de fluides (si lanalyse porte sur les ondes S).

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    Profondeur180

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    0 kmCantal Velay

    C D

    0 km

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    Monts Dore

    A B

    0 km

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    180

    Volcans Limagnes N

    E F

    25 km

    -3,5% -3,0 -2,0 -1,0 0,0 0,5 1,5 2,3%

    Plusrapide

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    A

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    D

    B

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    E

    Limoges

    Aurillac

    St-Etienne

    LyonClermont Ferrand

    25 km

    -3.00 -1.50 -0.50 0.00 0.50 1.00

    -3.33% 2.60%

    Daprs Granet, Stroll, Dorel, Poupinet et Achauer, 1992.

    Figure 4 - Carte et coupes du Massif central montrant la rpartition des zones "chaudes" l'aplomb du Cantalet du Velay (modifi d'aprs Granet et al. 1995). Il sagit dune tude de tomographie sismique (tude de lavitesse des ondes sismiques) qui a permis de prciser les structures du manteau suprieur de la Terre entre 0et 180 km de profondeur. Ces travaux montrent l'existence de deux zones faibles vitesses entre la surface etune profondeur de 180 km: l'une touche la surface dans la zone du Cantal - Monts Dore, la seconde sous leDevs est bloque dans la crote. Il s'agit de signatures interprtes comme des zones de remontes demagma le long d'importantes fractures lithosphriques hercyniennes et ractives l'oligocne. C'est ce"diapir mantellique" qui serait le moteur du volcanisme dans cette rgion depuis le Miocne.

    En opposition avec le modle de point chaud, certains auteurs considrent la fusion dumanteau sous le Massif central comme le rsultat dun rifting passif. A lappui de ce modle,Merle et al. (1998), Merle et Michon (2001), Michon et Merle (2001) notent que levolcanisme du Cantal, des Monts Dore et du Velay se produit plusieurs dizaines de millionsd'annes aprs l'extension oligocne et la formation des bassins sdimentaires. Cetteobservation conduit les auteurs considrer l'extension et la formation des bassinssdimentaires comme la consquence du dplacement de matriel asthnosphrique pendantla formation de la racine lithosphrique des Alpes.

    LES DONNES GOCHIMIQUES PEUVENT-ELLES PERMETTRE DEDPARTAGER CES MODLES ?

    Les laves du Massif central, de nature essentiellement alcaline, prsentent lensemble descaractristiques gochimiques communes des laves intraplaques, caractres qui les distinguentdes basaltes de rides mdio-ocaniques et des laves des zones de convergence de plaques. Debons marqueurs de telles signatures sont les terres rares (ou lanthanides), srie dlmentstraces comprise entre le Lanthane (La, masse atomique 139) et lYtterbium (Yb, masse

  • Les volcans du Massif Central

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    atomique 175), et dont les proprits chimiques voluent de faon continue avec le numroatomique. La distribution des terres rares dans une lave est illustre par des diagrammesappells spectres , o le contenu en terres rares est normalis par rapport un rfrentcosmique (mtorite de la famille des chondrites) suppos reprsentatif de la terre initiale.

    1

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    Cantal:BasalteBasaniteVelay:BasalteBasaniteDorsales:N-MORB

    La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu

    Figure 5 - Spectres de terres rares normaliss aux chondrites (Anders et Grvesse, 1989) reprsentatifs desbasaltes alcalins et basanites des massifs du Cantal et du Velay. Comparaison avec le spectre moyen dunbasalte de ride mdio-ocanique de type appauvri (dit encore MORB normal ou N-type MORB )(daprs Hofmann, 1988).On notera lenrichissement en terres rares lgres (pente ngative du spectre) des quatre laves alcalines, quisoppose lappauvrissement (pente positive) des N-type MORB. De mme, les spectres des laves alcalinesprsentent un fractionnement marqu entre terres rares lourdes, tandis que le spectre du N-type MORBapparat presque parfaitement plat entre Gd et Lu. On notera enfin une augmentation des teneurs en terres rareslgres des basaltes vers les basanites dont rend partiellement compte une diminution du taux de fusionpartielle.

    Comme toutes les laves alcalines, les laves du Massif central se caractrisent par un net enrichissement en terres rares lgres (de La Nd) et un fractionnement marqu entreterres rares lourdes (de Gd Lu) (figure 5).Ds 1968, P. Gast notait ces traits dans les basaltes intraplaques ocaniques (de natureessentiellement alcaline), caractres qui les distinguaient des tholiites abyssales ,panches laxe des rides mdio-ocaniques (magmatisme de divergence de plaques) et dontles spectres sont appauvris en terres rares lgres.Pour rendre compte de ces diffrences, Gast (1968) proposait un certain nombre dhypothsesqui restent toujours dactualit. Ainsi, le fractionnement entre terres rares lourdes des basaltesintraplaques tait-il expliqu par la stabilit du grenat dans la source mantellique, minral trsimportant, puisquil tmoigne dune fusion relativement haute pression. A linverse, lalluredes spectres de terres rares des basaltes de rides mdio-ocaniques impliquait une fusionpartielle basse pression.Dans ces mmes basaltes de rides mdio-ocaniques, lappauvrissement en terres rareslgres tmoignait dune origine partir dun manteau lui-mme appauvri, cest dire ayantdj subi un pisode de fusion partielle accompagn de lextraction dun magma basaltique. Alinverse, labsence dun tel appauvrissement dans les laves intraplaques suggrait uneorigine partir dun manteau enrichi (ou tout au moins non appauvri) et/ou une fusion tauxfaible - cette question restant toujours dactualit.

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    La comparaison des spectres de terres rares de ces deux familles, lune intraplaque et lautre de divergence de plaques , rvlait donc un dualisme fondamental de la source des basaltesocaniques : source appauvrie et peu profonde (manteau suprieur) pour les tholiitesabyssales, et source non appauvrie (enrichie ?) et profonde (manteau infrieur) pour lesbasaltes alcalins intraplaques.

    Notons que les rsultats de Gast (1968) taient galement cohrents avec les travauxexprimentaux, qui montrent que les basaltes alcalins sont les produits dune fusion partielle plus faible taux et plus haute pression que les basaltes tholiitiques. Depuis plus de trente ans, de trs nombreuses prcisions et amliorations ont t apportes aumodle de Gast (1968), en particulier par ltude systmatique des traceurs isotopiques.Nanmoins, les prceptes fondamentaux demeurent, et forment la base de largumentairegochimique en faveur du modle de point chaud.

    Selon ce modle, la remonte du manteau profond serait un phnomne actif, oprant laplomb dun point fixe et reponsable de lorganisation linaire de certaines chanes devolcans ocaniques (Hawaii par exemple). Une extension du modle consiste considrer lestraits gochimiques des laves intraplaques comme la signature de la remonte active dunpanache, quand bien mme lorganisation en chanes nest pas vrifie (ce qui estgnralement le cas pour le magmatisme alcalin continental, et souvent pour le volcanismeintraplaque ocanique). Considrant quil nexiste pas de diffrence systmatique entre lescaractristiques gochimiques des laves alcalines en domaine ocanique et continental(Allgre et al., 1981), un tel raisonnement conduit attribuer tout le volcanisme intraplaqueterrestre la remonte active de panaches.

    Il en est ainsi du volcanisme du Massif central, mais cette interprtation repose plus sur unmodle terrestre accept a priori que sur une analyse des faits.Alors, au-del des modles et des coles, que peut-on retenir des tudes gochimiques ?

    Homognit et htrognit de la source (des sources ?)Les laves du Massif central drivent-elles dune source unique homogne et constante dans letemps et lespace, dune source htrogne ou de plusieurs sources localises dans des rgionsdiffrentes du manteau ?

    Les gochimistes, grce aux marqueurs prcis que constituent les lments en traces et lesisotopes, sont susceptibles dapporter des contraintes dterminantes ces questions(Villemant et al., 1980; Maury et al., 1980; Chauvel, 1982; Downes, 1983; Briot, 1988;Wilson et Downes, 1991).

    Si lon se rfre aux premires tudes systmatiques portant sur les lments traces (voir parexemple Chauvel, 1982 et Downes, 1983), un certain accord apparat pour attribuer loriginedes magmas basaltiques et basanitiques du Massif central la fusion partielle, taux variable(dautant plus faible que la lave est alcaline) dun manteau asthnosphrique homogne, denature lherzolitique, dans les conditions de stabilit du grenat. Une lgre modulation doittoutefois tre introduite pour les laves mafiques riches en potassium (nphlinites), dont lasource mantellique se distinguerait par la prsence de phlogopite (Wilson et Downes, 1991).Les analyses isotopiques permettent de prciser ce modle. Ainsi, les isotopes radiogniques(Sr, Nd, Pb) rvlent une certaine htrognit de la source mantellique (Downes, 1983 ;

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    Collomb et Pilet, 1996 ; Wilson et Downes, 1991), qui, toutefois, ne semble pas remettre encause le modle de point chaud puisque celui-ci reste le plus communment admis par lacommunaut gochimique (cf. Wilson et Downes, 1991 ; 1992).

    A loccasion de diffrents programmes de cartographie (Velay, Chane des Puys, Cantal), unesynthse des donnes existantes a t ralise qui permet de reposer ce problme sur une largebase analytique.Les variations du rapport 143Nd/144Nd en fonction du rapport 87Sr/86Sr dans des termesvolcaniques primitifs du Massif central et de terrains hercyniens d'Europe Centrale (donnesissues de Alibert et al. (1983, 1987), Downes (1983, 1984, 1987), Chauvel & Jahn (1984),Wrner et al. (1987), Briot (1988) et Blusztajn & Hart (1989) (daprs Wilson & Downes,1991) permettent d'approcher "au plus prs" les caractristiques de la source mantellique, quiapparat clairement htrogne et inclut un constituant enrichi dont la localisation reste dterminer (lithosphre sous-continentale ?).

    Selon une approche assez voisine, des compilations des analyses dlments traces (incluantles terres rares) ont t effectues qui permettent une comparaison entre les teneurs et rapportsdlments dits incompatibles , lments les plus propres renseigner sur lescaractristiques des sources des magmas basaltiques.Le diagramme suivant (daprs Nehlig et al., 2001), qui oppose deux lments fortementincompatibles (La et Th), permet une comparaison entre les laves basiques (basaltes,basanites, nphlinites) de cinq provinces bien tudies : le Cantal, les Monts Dore (Briot,1988 ; Chauvel, 1982), le Velay (Chauvel, 1982 ; Villemant et Treuil, 1983), la Chane desPuys (Villemant et al., 1980), et le Devs (Liotard et al., 1988). L encore, le choix de lavespeu diffrencies permet de sabstraire dventuels phnomnes de contamination(particulirement importants dans le cas des trachyandsites du Cantal [Downes, 1983 ;Thiblemont et al., soumis).

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    La (ppm)

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    Cantal (BAS)Cantal (B+ TB)Cantal (Ne)Velay (BAS)Velay (B+ TB)Ch Puys (B+ TB)Mt Dore (BAS)Mt Dore (B+ TB)Devs (BAS)

    PM

    Figure 6.. Comparaison des teneurs en La et Th dans les termes les moins diffrencis (BAS - basanite, B+TB basalte et trachybasalte, Ne nphlinite) des provinces du Cantal, du Velay, de la Chane des Puys, des MontsDore et du Devs. La droite indexe PM correspond une valeur chondritique du rapport La/Th (soit La/Th =7,5) (Hofmann, 1988).

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    Le diagramme prcdent met en vidence certains traits spcifiques au volcanisme cantalien :1/ existence dun ensemble de basaltes relativement pauvres en La et Th (et autres lmentsincompatibles) ; 2/ valeurs distinctes du rapport La/Th, ce dernier tant gnralementinfrieur la valeur chondritique dans les basaltes du Cantal, mais suprieur la valeurchondritique dans les basaltes de la Chane des Puys, du Velay, des Monts Dore et du Devs(Figure 6).

    Ces observations suggrent une certaine variabilit des processus et/ou sources mantelliques lorigine des magmas. Deux hypothses complmentaires peuvent ainsi tre envisages : 1/le taux de fusion partielle atteint laplomb du volcan cantalien aurait t plus lev que dansles autres provinces volcaniques, conduisant la production de magmas basaltiques pluspauvres en lments incompatibles ; 2/ les magmas cantaliens seraient issus dune sourcemantellique spcifique, caractrise par une gamme de rapports La/Th distincte.Dans un modle de remonte diapirique de manteau asthnosphrique, les hypothsesprcdentes impliqueraient soit une forte htrognit du panache, soit lexistence depanaches distincts, issus de domaines diffrents de lasthnosphre, et ayant atteint desprofondeurs variables. Les profondeurs les plus faibles auraient t atteintes laplomb duvolcan cantalien, o les taux de fusion partielle auraient t les plus levs.

    On voit daprs les figures prcdentes que les donnes gochimiques, loin de conforter lemodle de point chaud, le compliquent srieusement. Que ce soit sur les rapports isotopiquesou les rapports dlments incompatibles, une htrognit significative du manteau sourceet/ou des processus de production des magmas apparat, avec participation de ples auxsignatures isotopiques et gochimiques bien distinctes.

    Si les ples identifies sont ceux que lon retrouve classiquement dans les basaltesintraplaques (ocaniques ou continentaux) lchelle mondiale (voir par exemple Wilson,1989), cette seule analogie ne saurait suffire affirmer que le volcanisme du Massif centralest le rsultat dune remonte active dasthnosphre laplomb dun point chaud ayantopre de faon plus ou moins pisodique depuis prs de 60 Ma.

    MODLES ALTERNATIFS

    Reprenant l'ensemble des donnes gographiques, topographiques, gophysiques,chronologiques et gochimiques antrieurement acquises, Michon et Merle (2001) et Merle etMichon (2001) attribuent les trois pisodes magmatiques - ant-rift, syn-rift et post-rift - trois processus distincts se produisant dans l'avant pays alpin lors de la surrection alpine.L'pisode magmatique pr-rift, extrmement limit en volume, est attribu une flexure de lalithosphre europenne lors des premires compressions alpines pendant le Palocne.L'pisode magmatique syn-rift est attribu une dcompression du manteau associ unephase d'amincissement dans l'avant-pays alpin. Enfin, l'pisode majeur post-rift pourrait,d'aprs Merle et Michon (2001), tre li une remonte asthnosphrique engendre par laformation de la racine lithosphrique des Alpes.Plus rcemment, P. Thomas (2001) propose un modle alternatif dans lequel la part alpine estminimise. Dans ce modle, la convergence Europe-Afrique met l'Europe en rgime decompression NNE-SSO, ce qui se traduit par une extension ESE-ONO. Cette extensionentrane la formation de plusieurs zones d'amincissements lithosphriques. Certaines vont se

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    bloquer trs vite (Bresse par exemple), d'autres vont tre suivies par un volcanisme importantet un bombement topographique (Massif central, Bohme) et si l'extension se poursuit parla cration d'un vritable bassin ocanique, c'est le cas du bassin algro-provenal entrel'Espagne et le Bloc Corso-Sarde.Un troisime modle alternatif a t propos par Wyns et Guillocheau (1999). Dans cemodle, contraint essentiellement par des donnes sdimentologiques, des dfomationslithosphriques de grandes longueur d'onde (>500km) se produisent l'avant de l'arc alpin l'Eocne et au Nogne. Les mouvements verticaux accompagnant ce "flambagelithosphrique" seraient responsable de la dcompression l'origine de la fusion partielle del'asthnosphre sous-jacente.

    CONCLUSION

    Les tudes gochimiques des laves basaltiques du Massif central ont mis en vidence uncertain nombre de caractres classiquement identifis au sein du volcanisme de pointchaud , et suggrant la mise en jeu dune source mantellique enrichie profonde(asthnosphre). De mme, les anomalies de vitesse des ondes P mesures en plusieurs endroits sous le Massifcentral et sous l'Eifel mettent en vidence une remonte de matriel chaud laplomb de cesmassifs.Pour autant, ces donnes laissent totalement ouvertes les causes de la remonte mantellique etde la fusion ultrieure. Rifting passif ou actif, le problme reste largement pos. Sans doute,les travaux de modlisation analogique et/ou numrique intgrant les contraintes thermiquesdevraient permettre de tester plus les modles alternatifs au point chaud, et selon lesquels cesont soit 1) le flux mantellique induit par la racine lithosphrique des Alpes, 2) l'extension et3) le flambage lithosphrique qui seraient responsable des bassins sdimentaires, de latopographie actuelle et de la fusion partielle l'origine du volcanisme.

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    Principaux ensembles et dynamismes volcaniques

    Le volcanisme du Massif central est caractris par une activit pratiquement continue depuisau moins 65 Ma, avec la mise en place d'difices volcaniques essentiellement monogniques,c'est dire difis au cours d'une ruption unique. A ce bruit de fond viennent se superposerplusieurs grandes priodes d'activit responsables de la mise en place de provincesvolcaniques difices monogniques (Chane des Puys, Devs, Czalier, Aubrac, Vivarais) etdes difices polygniques dont la construction rsulte d'une histoire longue et complexecomportant de multiples ruptions spars par des temps de sommeil plus ou moinsprolongs. C'est cette deuxime catgorie qu'appartiennent le Cantal - stratovolcan teintdepuis 4 Ma mais qui reste le plus vaste d'Europe - et les Monts Dore ns voici 4 Ma et dontles dernires ruptions, autour du Sancy, ne remontent qu' 230 000 ans. Le volcanisme du Massif central ne montre aucune tendance chronologique ou gographiqued'ensemble et le volcanisme le plus jeune est trouv dans la Chane des Puys (8600cal BPpour les Puys jumeaux de la Vache et de Lassolas), au lac Pavin (7000 cal BP) et dans le BasVivarais o les ruptions les plus jeunes sont dates moins de 30000 ans.Notre objectif dans ce qui suit n'est pas de faire une prsentation exhaustive de l'ensemble desprovinces volcaniques mais de brosser un tableau des avances majeures ralises cesdernires annes sur quelques-uns des grands ensembles volcaniques : sur le Cantal toutd'abord - un des plus grands volcans europens - et qui a fait l'objet d'une synthse cesdernires annes, sur la Chane des Puys ensuite et sur le Velay, les autres massifs ne serontqu'abords. Une prsentation des travaux en cours et de ceux qui restent effectuer concluecette partie.

    LE PLUS GRAND VOLCAN D'EUROPE : LE CANTAL

    Il suffit de regarder une carte topographique ou une photo satellite de la France pour trefrapp par l'individualit du massif cantalien. C'est, au coeur du Massif central, un immensecne volcanique trs rgulier et dchir de valles rayonnantes (Figure 7).Situ en presque totalit dans le dpartement du Cantal, le massif volcanique du Cantal est leplus grand des strato-volcans franais et l'un des plus importants d'Europe avec une superficieactuelle de presque 2500 km2. Il prsente la forme d'un cne surbaiss dont les dimensions la base sont de 60 km du Nord au Sud et de 70 km dEst en Ouest (Figure 8). Les sommetsprincipaux sont regroups dans la rgion centrale et les pentes dcroissent vers la priphrie.Mme si l'altitude maximale n'atteint que 1855m au Plomb du Cantal, l'tendue des espacesau-dessus de 1000 m lui confre des caractres montagnards marqus.

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    Figure 7 - Schma structural simplifi du Cantal (projection Lambert II tendu). Les 4 limites en blanccorrespondent respectivement, de l'intrieur vers l'extrieur, aux limites interpoles du strato-cne, dupimont laharique, des dpts d'avalanches de dbris et de l'extension actuelle de l'ensemble des dptsvolcaniques (contours persills). Le dcoupage en 9 blocs correspond celui des cartes gologiques au1/50000me avec de la gauche vers la droite et de haut en bas : Mauriac, Riom-s-Montagnes, Massiac,Pleaux, Murat, St-Flour, Aurillac, Vic-sur-Cre, Chaudes Aigues.

    On pourrait penser qu'au terme de deux sicles de travaux un tel difice volcanique est bienconnu. Il n'en tait rien jusqu' ces dernires annes et cela malgr un nombre considrable detravaux qui y ont t consacrs avec plus d'une trentaine de thses de doctorats degolosciences et plus d'une centaine de publications. Ainsi, aucune vision d'ensemble n'taitdisponible et une premire tentative de cartographie du cur de l'difice volcanique, dans lesannes 1970 et 1980, est voue l'chec, par l'absence de consensus sur les mcanismes demises en place des formations brchiques qui composent l'essentiel de l'difice volcanique.Au terme d'un important travail de recherche (Nehlig et al., 2001), l'essentiel de ces dpts estmaintenant rinterprte et permet d'avoir une vision claire de l'histoire gologique du Cantal.Dans les paragraphes suivants, nous verrons au travers de la prsentation de quelquesrvisions conceptuelles que la volcanologie reste une science vivante mme pour de "vieuxvolcans" comme ceux du Massif central.

    Une partie majeure du Cantal est constitue de brches non stratifies lmentsessentiellement volcaniques anguleux subanguleux trs diversifis et mal classs. Lepremier faire le parallle entre ces brches et des dpts analogues issus d'avalanches dedbris est M. Boule (1900) qui parle de "coules boueuses" et les compare aux dpts de la"valle des dix mille collines" au pied du Galungung, en Indonsie, dont depuis, il a tdmontr qu'il s'agissait de dpts d'avalanches de dbris. A. Lambert (1969) fait l'analogie

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    avec les brches du Bezymianny (Gorshkov, 1959) mais les interprte comme tant formspar de gigantesques lahars. Mais c'est l'avalanche de dbris du secteur nord du Mont Saint-Helens survenue le 18 Mai 1980, la premire observe de visu et tudie en dtail, qui aconduit Camus ds 1984 (non publi), A. Hoskuldsson (1989) et J.L. Bourdier et al. (1989) mettre en parallle les dpts de l'avalanche de dbris du Mont St-Helens avec les brches duCantal. Par la suite, J.M. Cantagrel (1995), G. Frour (1998) et N. Vidal (1998) proposent lespremiers schmas structuraux des avalanches de dbris du Cantal, et J.L. Schneider et R.Fisher (1998) et O. Reubi et J. Hernandez (2000) dtaillent les dpts d'avalanches de dbrisdu Nord-Ouest du Cantal.Un vaste programme de cartographie, de synthse et d'acquisition de nouvelles donnesgochronologiques et gophysiques (Nehlig et al., 2001a et b) fournit maintenant une visionrelativement claire de l'volution de ce stratovolcan dont nous prsentons ci-dessous lesprincipaux traits et leurs consquences.

    Rsum de l'histoire gologique du volcanLe strato-volcan du Cantal s'est difi pour l'essentiel entre 13 et 2 millions dannes sur lesubstratum granitique et mtamorphique du Massif central. On distingue plusieurs grandespriodes dans lactivit volcanique (figures 8 et 9).

    Les premires ruptions basaltiques (13 7 Ma)Un volcanisme basaltique et basanitique prcurseur est connu seulement au fond des vallespriphriques et aux marges du massif. Il s'agit d'difices disperss, trs rods, comportantquelques coules parfois associes des projections stromboliennes. Ils sont actuellement engrande partie masqus par les produits plus rcents.

    Le volcan trachyandsitique (10 6,5 Ma)Le strato-volcan trachyandsitique sest difi entre 10 et 6,5 Ma ; la phase paroxysmique dece volcanisme se situe entre 8,5 et 7,0 Ma et correspond la mise en place de laves, brches etformations cendro-ponceuses de composition principalement trachyandsitique et, dans unemoindre mesure, trachytique et rhyolitique. Ces formations naffleurent quau cur du strato-volcan (24 km de diamtre) et forment lentablement trachyandsitique des massifs delElancze et du Plomb-du-Cantal. A la fin de cette priode, des dmes phonolitiques semettent en place (entre 7,5 et 5,5 Ma) selon un axe SSE-NNW.

    Les avalanches de dbris et les remaniements associs vers 7 MaLdification du strato-volcan s'accompagne de plusieurs dstabilisations de flancs ayantvolu en avalanches de dbris. Les formations brchiques chaotiques qui en rsultentaffleurent largement en priphrie de ldifice ainsi que dans les valles qui lentaillent.

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    Figure 8 - Carte gologique simplifie du Cantal. 1 : basaltes supracantaliens ; 2 : dpts d'avalanches dedbris ; 3 : dpts de coules de dbris ; 4 coules et pyroclastites trachyandsitiques et trachytiques ; 5 :basaltes infracantaliens ; 6 : sdiments oligo-miocnes ; 7 : socle hercynien. Le dcoupage rectangulairecorrespond celui des cartes au 1/50000.

    L'ennoiement basaltique (7-2 Ma)Les vastes plateaux basaltiques (planzes) qui chapeautent plus de la moiti de la superficiedu massif (1400 km2) se sont mis en place entre 7 et 2 Ma. Cette activit n'est reprsentedans la zone centrale que par de nombreuses intrusions filoniennes. La carapace basaltique,presque absente dans le quart sud-ouest, peut atteindre localement 250 m d'paisseur dans lapartie nord. Les centres ruptifs, ponctuels ou linaires, sont trs nombreux et dissmins surtoute la surface des planzes.

    L'rosion glaciaire et post-glaciaire de l'difice volcaniqueA la fin de la dernire phase basaltique, les glaciers ont remodel l'difice volcanique enfaonnant un rseau hydrographique dont la forme radiale actuelle nat au cur de l'difice.

    Une composante essentielle du Cantal : les avalanches de dbris

    L'essentiel du massif du Cantal est constitu de volcanoclastites. Celles-ci, majoritairement denature trachyandsitique, affleurent dans le centre du massif sur une paisseur pouvantatteindre prs de 800 m et diminuent rgulirement vers la priphrie. Ces volcanoclastitesrvlent des modes de transport et de mise en place trs diffrents : coulementspyroclastiques, coules autobrchifies, lahars, avalanches de dbris. Schmatiquement, dansla partie centrale de l'difice (10 13 km de diamtre), il s'agit essentiellement de brches denues ardentes et de coules autobrchifies remanies longitudinalement (17 27 km ducentre gographique du volcan) en dpts de lahar. En revanche, dans les parties plus distales

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    du massif, il s'agit de dpts d'avalanches de dbris trouvs jusqu' prs de 40 km du cur del'difice (figure 8).Le volcan du Cantal est donc constitu de deux grandes formations, associes aux pisodes deconstruction et de destruction de l'difice volcanique : - en son centre, un empilement de coules et de volcanoclastites, dont la base fortementpropylitise renferme de nombreux dpts de coules pyroclastiques, des intrusionstrachyandsitiques, trachytiques et rhyolitiques. A ce complexe trachyandsitique succde uncomplexe laharique vers les marges du strato-cne ; - en priphrie, les dpts d'avalanches de dbris issus des dstabilisations de flancsuccessives des difices centraux et de leurs pimonts lahariques.

    Zone Centrale

    Zones Intermdiaires

    Zones Priphriques

    Phonolites

    Complexe trachyandsitique(brches, coules, lahars)

    Gabbros

    Basaltes supracantaliensTrachyandsitesCoules de dbris

    Avalanches de dbris

    Trachyandsites

    Basaltes infracantaliens

    Sdiments oligo-miocnes

    Socle hercynienSocle hercynien

    Sdiments oligo-miocnesBasaltes infracantaliens

    Avalanche de dbris

    Figure 9 - Stratigraphie simplifie des zones centrales, intermdiaires et priphriques du strato-volcan duCantal. Un complexe trachyandsitique (coules de laves, brches pyroclastiques, dpts de coules de dbris)occupe les zones centrales de l'difice. Dans les parties priphriques, celles-ci voluent vers des dptsd'avalanches de dbris souvent surmonts par des dpts de coule de dbris. Un volcanisme basaltique prcoceet tardif forme localement le soubassement et le toit de l'difice.

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    Le matriel source des dpts d'avalanches de dbris : un empilement de coules et debrches trachyandsitiques Localises dans la partie centrale du massif, les formations qui constituent les zones sourcesdes dpts d'avalanches de dbris se retrouvent dans la plupart des sommetstrachyandsitiques.Stratigraphiquement, ces formations forment lossature du strato-volcan, se situent au-dessusdes basaltes infracantaliens dans les parties proximales du volcan, ainsi que sous les dptsd'avalanches de dbris dans les parties mdianes du Cantal. Des effusions trachyandsitiquestardives recouvrent partiellement les dpts d'avalanches de dbris et tmoignent dusynchronisme de ces effusions et des avalanches de dbris (figure 9). Cette activit gnre surtout des coules laviques et des dpts de nues ardentesgnralement faiblement tendus dans un diamtre de moins de 24 km par rapport au centregomtrique du volcan actuel. Les coules pyroclastiques et laviques les plus lointaines vontjusqu' Dienne au Nord-Est (8,42 0,16 Ma), Blinay au Sud-Est (8,21 0,24 Ma) ou leClaux au Nord (8,16 0,12 Ma)(ges K/Ar obtenus sur minraux spars).

    Caractristiques des dpts d'avalanches de dbrisLidentification des dpts d'avalanches de dbris n'est pas toujours aise. En particulier, legigantisme du phnomne peut facilement induire en erreur, surtout dans la partie centrale deldifice, par les dimensions hectomtriques des mgaclastes transports. Leur rsistance laltration gnralement suprieure celle de la matrice qui les enrobe les fait souventaffleurer sans contacts latraux visibles, ce qui tend les faire considrer comme tant enplace. Leur reconnaissance suppose de les aborder avec un certain recul, afin de comprendreleur gomtrie et pouvoir ensuite les apprhender plus grande chelle.En rgle gnrale, la prsence de larges blocs mtriques pluri-mtriques de compositionhomogne, entours d'une cataclasite de composition similaire, et en contact tranch avec deslments et des matrices de composition diffrente, permet de reconnatre les dptsd'avalanches de dbris. Une autre caractristique sdimentologique est la prsence de dbrisfracturs en puzzle. Les dpts d'avalanches de dbris prsentent des facis similaires dans les diffrentes valleso on les rencontre (Cre, Goul, Siniq, Brezons, Epie, Alagnon, Santoire, Rhues, Vronne,Marilhou, Mars, Maronne, Bertrande, Aspre, Doire, Authre, Jordanne). Toutefois, plusieursfacis peuvent y tre distingus : 1) des mgapanneaux englobs dans 2) des facis blocs et3) des facis mixtes. Le facis bloc est compos 80% de blocs jointifs. C'est un facisintermdiaire entre les mgablocs et le facis mixte. Le facis mixte est compos de blocspouvant dpasser 1 m de diamtre, moins nombreux, non jointifs, et enrobs par une matriceabondante. En gnral, la matrice est le produit de la cataclase des blocs, auquel sajoutent deslments injects depuis le substratum sur lequel scoule et se met en place le dptdavalanche de dbris. A l'chelle de la lame mince, les minraux sont clats de la mmefaon que les blocs. La matrice est compose de minraux libres et de fragments de lave. Ellecontient parfois des lments sdimentaires (calcaires, marnes) ou cristallins (granites, gneiss)incorpors partir du substratum. Les proportions de ces lments fluctuent largement enfonction de la proximit des zones-sources et de lloignement de la semelle de lavalanche dedbris. Les mgapanneaux sont souvent composs de brches d'origine pyroclastique ou piclastique.Ce sont parfois des fragments de dmes ou de coules de lave majoritairementtrachyandsitique. La plupart du temps, ces "panneaux" de roche ont conserv leurs structuresinternes (bases de coules, prismations, stratifications de dpts de lahar, dykes), mais ontperdu leur orientation de mise en place d'origine. A l'affleurement, ils possdent gnralement

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    une base plane. Au contact avec "l'encaissant", la surface est clate (figures en puzzle), avecdes injections de matrice vers l'intrieur. Leur base est intensment cataclase sur plusieursdcimtres (Vidal, 1998 ; Jamet, 1999 ; Reubi et Hernandez, 2000).

    Evolution longitudinale des avalanches de dbrisDans l'ensemble du Cantal, le facis mixte se trouve essentiellement en position trs distale.Cette transformation entre un facis blocs proximal et un facis mixte est rencontre danstoutes les valles o on peut suivre les dpts d'avalanche de dbris : Cre, Goul, Siniq,Brezons, Epie, Alagnon, Santoire, Rhues, Vronne, Marilhou, Mars, Maronne, Bertrande,Aspre, Doire, Authre, Jordanne. Par ailleurs, la taille des blocs diminue vers l'aval. Cephnomne indique soit un dpt des gros blocs l'amont, soit une fragmentation plusimportante de ceux-ci pendant l'coulement. La fracturation des blocs est lie au passaged'ondes de compression et de dilatation dans l'avalanche de dbris au cours de sa progressionsur une topographie non-plane. Les lments ainsi fracturs demeurent sub-jointifs et formentune texture en puzzle . Il s'ajoute cela une abrasion mcanique lie aux chocs et auxfrottements inter-granulaires.Alors que l'essentiel des dpts d'avalanches de dbris du Cantal semble peu canalis, le dptde lavalanche de dbris de la Haute-Cre est enserr entre les massifs du Plomb-du-Cantal etl'Elancze, tous deux constitus d'un empilement de brches pyroclastiques (nues ardentes,coules cendro-ponceuses) interstratifies avec des lahars et des coules de lave (parfoisautobrchifies) trachyandsitique dats entre 9 et 8 Ma.

    Les semelles basales des dpts d'avalanches de dbrisLa base des dpts d'avalanches de dbris peut prendre plusieurs aspects : franche et rosiveou bien marque par une semelle polygnique importante. Les travaux de terrain ont montrque la nature de cette semelle est fonction de (1) l'loignement du cur du volcan, (2) lanature des substratums rencontrs par l'avalanche de dbris durant sa progression, et (3) lanature du relief expos, envelopp ou rod par l'avalanche.

    Les formations volcano-dtritiques, marqueurs du toit des dpts d'avalanches de dbrisDes dpts d'origine volcanique, remanis, puis dposs par des processus oliens, lacustresou fluviatiles apparaissent frquemment, dans le Cantal, au toit immdiat des dptsd'avalanches de dbris lorsque ces derniers ont t scells et prservs par des dptsultrieurs (coules de dbris, coules de lave). Ils ont gnralement des gomtrieslenticulaires discontinues et marquent la prsence de petits bassins combls par des matriauxd'origine et de nature diverses.Ces sdiments ont t cartographis sur les cartes gologiques 1/50 000 de Riom-s-Montagnes (Brousse et al., 1972), Mauriac (Brousse et al., 1989), Pleaux (Brousse et al.,1977), Aurillac (Brousse et al., 1980) et Vic-sur-Cre (Brousse et al., 1975) comme desniveaux peu prs continus et corrls l'chelle de lensemble du Cantal. Toutefois, lanature polychrone des dpts d'avalanches de dbris ne permet pas une telle corrlation. Parailleurs, leurs dcalages gomtriques ne peuvent tre utiliss pour mettre en vidence desfailles comme cela a t fait sur ces cartes gologiques. En effet, il s'agit, pour l'essentiel, deremplissages de cuvettes sdimentaires de petite taille combls par des dpts de coules dedbris qui viennent niveler la topographie post-avalanche de dbris. De tels bassins se sontaussi forms aprs la mise en place des dpts de l'avalanche de dbris du Mont Saint-Helensdu 10 Mai 1980 (Lipman et Mullineaux, 1981).

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    Signification des lahars au toit des dpts d'avalanches de dbrisA l'exception du Sud-Ouest, les dpts d'avalanches de dbris sont gnralement surmontsde dpts de lahar. Ceux-ci sont observables dans un rayon de 20 km autour du centregographique du Cantal, le Puy Griou, et leur rpartition gographique est dissymtrique. Prsdes 2/3 des dpts se trouvent au Nord du volcan o ils affleurent jusqu' Apchon (valle dela Petite Rhue, 20 km) et St-Vincent (valle du Mars, 20 km). Vers l'Ouest et l'Est, les dptsde lahar s'tendent jusqu' une distance de 18 km (valle de la Maronne, Salers). La superficieactuellement recouverte par des dpts de lahar est d'environ 280 km2, pour un volume del'ordre de plusieurs dizaines de km3. Les plus grandes paisseurs de dpts de lahar setrouvent galement sur la partie nord du volcan o ils atteignent 140 180 mtres. Bien que surmontant gnralement les dpts d'avalanches de dbris, ils ne leur sont pasgntiquement associs mais correspondent pour l'essentiel, des remaniements de brchestrachyandsitiques de type nues ardentes, localises au cur de ldifice trachyandsitique.En tant que tels, ils traduisent des phases ruptives du Cantal et peuvent tre utiliss dans lesreconstitutions chronologiques des phases de construction et de destruction du strato-volcan.

    Combien d'avalanches de dbris ?Le gigantisme des vnements de type avalanche de dbris complique la distinction et lacartographie de plusieurs dpts d'avalanches de dbris. Cependant, les ges de mise en placedes dpts d'avalanches de dbris sont relativement bien encadrs par un grand nombre dedatations des formations infra-, intra- et supra-avalanches de dbris. Il sagit, dans lordre chronologique :- de lavalanche (des avalanches ?) de dbris du Nord et de lEst (valles des Rhues, de laVronne, de lImpradine, de la Santoire, de lAlagnon et de la Chevade) antrieure 7,4 Ma ;les dpts trs rods de cette avalanche, souvent pelliculaires et discontinus, sont recouvertsdune paisse srie laharique tmoignant des pisodes de reconstruction postrieurs ;- de lavalanche (des avalanches ?) de dbris de louest (valles du Marilhou, du Mars, de laMaronne, de lAspre, de la Bertrande) entre 7,2 et 7,4 Ma ; - de l'avalanche (des avalanches ?) de dbris du sud : valles du Goul et du Brezons. Cette (ouces ?) avalanche(s) vient reposer au Sud de la Truyre sur des basaltes de la gnrationAubrac, dont le plus jeune (plateau d'Espinasse, feuille de Chaudes-Aigues) est dat 7,1 +/-0,1 Ma ; elle est recouverte prs de Pailherols par une nappe d'ordanchite et contient dans lavalle du Goul des mgablocs de phonolite ;- de l'avalanche (des avalanches ?) de dbris de la Doire et de lAuthre (entre 7,2 et 7,4 Ma),de la Jordanne (entre 6,9 et 7,2 Ma), de la Cre (entre 6,8 et 7,4 Ma) et de lEpie (entre 6,8 et7,2 Ma). On remarquera que tous ces vnements se concentrent dans une fourchette de temps trstroite et que le pouvoir de discrimination de la gochronologie ne permet pas lui seul de lesdiscerner de faon plus prcise.Ces intervalles chronologiques obtenus par datations des formations supra- intra- et infra-avalanches de dbris, vrifis par les donnes gologiques (superpositions, embotements,cohrences globales) indiquent l'existence d'un minimum de 4 avalanches de dbris,respectivement plus de 7,4 Ma (vers le Nord et l'Est), entre 7,4 et 7,2 Ma ( l'Ouest), et moins de 7,2 Ma (vers le Sud et vers le SW).Labsence de dpts de coules de dbris surmontant les dpts d'avalanches de dbris dans lesecteur compris entre les valles de la Bertrande et de la Cre nous parat indiquer quaucunpisode de reconstruction dun grand difice volcanique na eu lieu aprs cette dstabilisationmajeure. En effet, presque tous les autres dpts davalanches de dbris sont surmonts pardpais complexes lahariques tmoignant dpisodes de reconstruction de ldificevolcanique.

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    Dans l'hypothse o plusieurs avalanches de dbris auraient affect le flanc ouest du Cantalcompris entre la valle du Marilhou au Nord et la valle de la Bertrande au Sud, ceciimpliquerait la prsence locale de recouvrements et dembotements, marqus par despalosols, des coules laviques, des dpts de nues ardentes ou de lahars. Or, bien que detelles interfaces aient t activement recherches (Schneider et Fisher, 1998; Reubi etHernandez, 2000), aucune discontinuit de ce type n'a, pour l'instant, pu tre mise en videnceavec certitude.Enfin, sans pouvoir exclure compltement l'existence de successions trs rapproches dedstabilisations, comme cela a t observ sur certains difices volcaniques (Augustine enAlaska : Beget et Kienle, 1992), l'absence de discontinuits au sein des dpts indique pluttde grands vnements de dstabilisations qui auraient affect des flancs entiers du Cantal.Cependant, certaines avalanches sont clairement canalises dans des valles en zoneproximale et pourraient correspondre de "petits" vnements. Il en est ainsi de celle de laHaute-Cre, mise en place entre 7,2 et 6,8 Ma, et qui est enchsse entre les massifs del'Elancze et du Plomb du Cantal dont les assises datent de 10 8 Ma.

    Quelles palo-altitudes atteignait le Cantal ?Le Cantal a actuellement la forme d'un stratocne surbaiss qui culmine 1855 m au Plombdu Cantal. L'observation de coules et de brches avec des pentes trs fortes, ainsi que la miseen vidence d'importants volumes de formations remanies autour de l'difice volcanique, ontconduit ds la fin du 19me sicle des modles de palo-volcans bien plus levs. Le pouvoirrosif des glaces et de l'eau tait tenu pour responsable de l'aspect surbaiss et surcreus de cegrand strato-volcan. Jusqu' la fin des annes 1980 ce modle a eu ses partisans et sesdtracteurs et les reprsentations images du Cantal originel montraient des profils plus oumoins levs et raides. La mise en vidence de l'importance volumtrique des dpts d'avalanches de dbris permetaujourd'hui de conforter ce modle de grand strato-volcan (tout en minimisant le rle del'rosion), mais acquis avant la phase basaltique supracantalienne, qui a scell les formesissues de son dmantlement.Ui et al. (1986), dans une synthse consacre 283 volcans japonais, ont identifi 71avalanches de dbris sur 52 volcans, dont 41 sont des strato-volcans. Les distances maximalesparcourues par ces avalanches de dbris vont de 1,6 32 km et les hauteurs d'effondrement de0,2 2,4 km. Le rapport hauteur de chute sur distance dcoulement est compris entre 0,2 et0,07. Ceci signifie que la distance maximale parcourue par lavalanche de dbris est 5 17fois plus importante que la hauteur de chute. Le rapport H/L dcrot faiblement avec levolume de l'avalanche. La prise en compte de cette corrlation entre hauteurs de chute et distances parcourues par lesavalanches de dbris permet d'estimer les palo-altitudes du Cantal trachyandsitique. Ainsi,pour les dpts d'avalanches trouvs 35 km du cur de l'difice volcanique, la hauteur dechute ne pouvait tre infrieure 2400 m ; la prise en compte de l'altitude des dpts distauxd'avalanches de dbris conduit donc une altitude absolue initiale de l'difice qui ne sauraittre infrieure 3000 m. Bien sr, la prise en compte du rapport H/L moyen voisin de 0,1conduit des palo-altitudes absolues suprieures 4000 m. La pente gnrale des planzes excde rarement 5% dans les rgions centrales et diminuejusqu' moins de 1% dans les zones priphriques. Leur gomtrie gnrale indique quel'altitude de l'difice volcanique n'tait alors gure diffrente de l'altitude actuelle. La formed'ensemble actuelle du massif tait donc acquise avant l'effusion de cette chape basaltique etdoit peu l'rosion ultrieure : ce sont les grandes phases de dstabilisations sectorielles quisont la cause essentielle de la morphologie surbaisse de ce strato-volcan.

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    Pourquoi tant de dpts d'avalanches de dbris dans le Cantal ?Les dstabilisations gravitaires l'origine des dpts d'avalanches de dbris du Cantal peuventavoir t induites directement ou facilites par plusieurs facteurs ayant agi ou non de faonconcomitante : mise disposition en un temps court d'une grande quantit de matriel,basculement de l'ensemble du bti du substratum, fragilisation de l'difice volcanique par lesintrusions phonolitiques et par altration hydrothermale, glissement sur une couche savonconstitue de sdiments marno-carbonats.

    Conclusions

    Au terme d'un sicle de travaux gologiques et de dbats quelquefois anims, qui ont conduit accumuler une somme impressionnante de donnes, ce travail de synthse et de rvaluationdes donnes permet d'avoir une vision plus claire de la formation du strato-volcan du Cantal.La cartographie des dpts volcaniques montre que lors de la priode d'activit principale, lesmatriaux laviques et volcanoclastiques primaires se sont accumuls proximit des points desortie. Les matriaux meubles ont t re-sdiments par les processus fluviatiles et lahariqueset ont construit le pimont volcanoclastique en priphrie de l'difice. Cependant, ceremaniement n'tait pas trs efficace et les flancs de l'difice volcanique ont subi plusieursdstabilisations gravitaires de grande ampleur contribuant taler un peu plus les matriauxvolcaniques. Par consquent, alors que la zone centrale du Cantal ne montre qu'unempilement de laves et de brches pyroclastiques, les zones intermdiaires voient uneaugmentation de la quantit de dpts de lahars et d'avalanches de dbris. Ces derniersdeviennent prpondrants dans les rgions distales (figure 10). Ce mode de formation conduit rinterprter les stratigraphies antrieurement tablies et reconsidrer leur implicationvolcanologique.

    Substratum

    Dpt davalanche de dbris

    Dpts lahariques indiffrencis

    Palovolcan

    Novolcan

    Dpts pyroclastiques

    Coules de dbris

    Chenal actif facis fluviatilesgraveleux et sableux

    15001000500

    0

    30 km

    20 km

    10 km

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    Figure 10 - Modle conceptuel explicitant la formation du stratovolcan du Cantal avec un appareil volcaniquecentral alimentant un important pimont volcanoclastique. La destabilisation gravitaire de cet dificealimente un important dpt d'avalanche de dbris. La succession de tels pisodes de reconstructions et dedestructions est l'originee su stratovolcan du Cantal. Les importantes formations basaltiques infra etsupracantaliennes n'ont pas t reprsentes. Modifi d'aprs un schma de Jamet (1999)

    La prise en compte des avalanches de dbris conduit rinterprter l'ensemble des formationsbrchiques antrieurement dfinies et utilises dans de nombreuses publications. Celaconcerne en particulier la "brche infrieure", le "volcano-sdimentaire" et le "complexeconglomratique". Sans entrer dans les dtails des nombreuses nomenclatures et dfinitionsutilises par ailleurs, ces trois termes ont t renomms et rinterprts comme suit. La"brche infrieure" interprte antrieurement comme un dpt pyroclastique mis en place enplusieurs venues, et partiellement remani, correspond pour l'essentiel aux dpts desavalanches de dbris. Le "volcano-sdimentaire" correspond pour l'essentiel des matriauxd'origine volcanique remanis puis dposs par des processus oliens, lacustres ou fluviatiles. Le "complexe conglomratique" est interprt comme un empilement de dpts de lahars.Par ailleurs ces travaux conduisent remettre en question l'existence d'une"calderad'effondrement", d'une "fosse volcano-tectonique" et d'une "grande nappe de ponces"antrieurement dfinies et rinterprter les dcouypages stratigraphiques antrieurs et leursimplications volcanologiques (Nehlig et al., 2001).

    UNE ENCYCLOPDIE DES VOLCANS : LA CHANE DES PUYSPeu de rgions au monde peuvent se flatter de possder un ensemble volcanique aussi completet pdagogique que la Chane des Puys. La diversit des difices, leur nombre important surune surface trs limite et accessible, la fracheur des morphologies, la linarit de la chane etla variabilit chimique qui va des basaltes aux trachytes font de cet ensemble une formidableencyclopdie du volcanisme. La chane s'est difie sur le horst cristallin du plateau des Dmes - vers 900 m d'altitude -spar de la Limagne sdimentaire l'Est (altitude moyenne 450 m), par une grande faille-limite. Elle est la dernire manifestation d'une longue histoire volcanique du Massif Central.Les priodes d'activit de la chane s'chelonnent dans le temps entre 156 000 et 7000 anscalBP (BP = Before Present, c'est dire avant l'actuel, les ges obtenus par le 14C tantsystmatiquement "recalibrs") ce qui en fait l'ensemble volcanique le plus jeune de Francemtropolitaine. A la Chane des Puys au sens strict, comprenant les difices situs entre le puy de l'Enfer ausud et la zone de Beaunit au nord, sur une trentaine de kilomtres, et disposs sur un axe nord-sud, on doit rattacher les prolongements et satellites contemporains septentrionaux (Chalard,Gour de Tazenat...), occidentaux (valle de la Sioule et retombe nord des Monts Dore),orientaux (rgion de Clermont) et les 4 volcans mridionaux (Pavin, Montchal, Montcineyreet Estivadoux) prs de Besse en Chandesse, 30 km plus au sud. Ceux-ci, vieux de 7000 ansseulement, reposent sur des laves plus anciennes la jonction entre le Sancy et le Czalier etsont donc les plus rcents de la chane.En comptant ses prolongements et satellites contemporains, la Chane des Puys comporteenviron cent dix appareils ruptifs reconnus, disposs sur un axe nord-sud. Aux cnes descories qui constituent les plus nombreux des difices, sont associes une centaine de coulesaffleurantes ainsi qu'une grande varit de structures ruptives : maars, dmes, protrusions...La particularit de la Chane des Puys par rapport aux stratovolcans Cantal et Monts Dore, estde montrer une juxtaposition d'difices dits "monogniques", de petites tailles, rsultantchacun d'une ruption brve l'chelle des temps gologiques (de quelques jours quelquesmois). Ils permettent donc une comprhension aise des mcanismes volcanologiques mis en

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    jeu. Parmi ces mcanismes, des travaux rcents (Vidal, 1994) ont mis en vidence lafrquence d'un phnomne jusque-l rarement signal l'chelle mondiale : des difices defaible volume, pour des causes varies, peuvent connaitre des dstabilisations sectorielles, dela mme faon que les grands stratovolcans, pouvant aller jusqu' la destruction complte ducne, et dans un cas extrme engendrer une avalanche de dbris meurtrire, comme ce fut lecas Gravenoire aux portes de Clermont (Gor et al, 1993). Par ailleurs, l'approfondissementde la carrire du puy de Lemptgy en dcembre 1999 a mis en vidence que lefonctionnement profond de la chane doit tre attribu au jeu d'un grand dcrochement dextresubmridien affectant le socle, ainsi que le laissait supposer la disposition des alignementsd'difices en une srie de fentes de tension en chelons (Gor, 2000). A l'inverse, le granddcrochement snestre observ dans le chantier de Vulcania (faille dite "de Tauves-Aigueperse", l'une des branches du Sillon Houiller), qui prend toute la chane en charpe, etdont le dernier jeu attest n'excde pas 9 000 ans, ne fait probablement qu'interfrer avec levolcanisme.

    Pourtant, en dpit de la remarquable synthse volcanologique de la Chane des Puys (Gor etal., 1991), la Chane des Puys ne bnficiait pas jusqu' ces dernires annes d'unchantillonnage exhaustif permettant de contraindre correctement son volution ptrologiqueet gochimique. Plusieurs campagnes de prlvement ont t menes rcemment afin decombler cette lacune (Rosseel, 1996) et font l'objet d'une exploitation des rsultats quicontinue ce jour. Ces travaux ont permis d'affiner la cartographie et de relier de nombreusescoules orphelines aux cnes de scories qui leur ont donn naissance. Ils ont aussi permis decerner plus prcisment les mcanismes d'volution gochimiques des produits magmatiqueset de confirmer le rle majeur du fractionnement de l'amphibole dans ces processus. Enfin,l'intgration des donnes gochimiques et gochronologiques a permis de montrer unevolution globale de la srie avec le temps, en quatre poques ruptives caractrises par deslaves de plus en plus diffrencies et spares par des priodes de repos (figure 11). La miseen vidence de cette volution chimique des produits mis avec le temps n'a pas que desincidences scientifiques de nature acadmique. Les dernires ruptions de la Chane des Puysproprement dite (8600 ans cal BP), qui ont difi les cnes trachybasaltiques jumeaux de laVache et de Lassolas, impliquent logiquement que nous sommes entrs dans un nouveaucycle magmatique qui pourra se traduire dans l'avenir par des ruptions de laves de plus enplus diffrenciesdonc potentiellement de plus en plus dangereuses. Dans "Volcansd'Auvergne : la menace d'une ruption ?" Alain de Gor argumente les rponses cettequestion et rpond sans quivoque "il se produira un jour une nouvelle ruption". Auxquestions quand ? o ? comment ? et pour quels risques ? les connaissances actuelles nepermettent pas de rpondre avec prcision. Il ne s'agit pas l d'un manque de connaissancesmais d'une limite de la mthode comme peuvent l'tre les prvisions mtorologiques longterme. Il n'empche que le risque est rel; la prsence de trois maars dans l'agglomrationclermontoise nous rappelle l'importance du risque encouru.

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    100000 80000 60000 40000 20000 0 Ans

    Trachyte

    Trachyandsite

    Trachyandsite basaltique

    Trachybasalte

    Basalte

    Basanite

    Extrapolles:

    Certitudes:

    Une seule mesure:

    Douteuses:

    Daprs ROSSEEL (1995)

    Figure 11 Diagramme montrant lensemble des ges des produits volcaniques de la Chane des Puys enrelation avec leur chimisme (daprs Rosseel, 1996 et de Gor, 1997). Un examen attentif des priodesdactivit montre clairement l'alternance de priodes d'activit et de priodes d'arrt du volcanisme.Certaines de ces priodes de repos sont plus longues que celle qui nous spare des dernires ruptionsvolcaniques (7000 ans). Ceci suggre qu'une reprise de l'activit volcanique est possible. Il est cependantimpossible de savoir quand : dans 2 mois ou dans 2000 ans. Par contre l'volution chimique etvolcanologique passe des ruptions de la Chane des Puys indiquent une volution marque vers desproduits de plus en plus riches en silice et par consquent un dynamisme de plus en plus explosif.

    LE VOLCANISME DU VELAY-COIRONS-VIVARAISLes volcans qui composent cette province volcanique du sud-est du Massif-Central franais,sont associs dans l'espace et se groupent en entits bien individualises : l'est, une chanede volcans basaltiques phonolitiques (mio-pliocnes), articule en deux sous-ensembles

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    distincts o la succession des vnements magmatologiques et ruptifs est diffrente voireinverse; l'ouest, un plateau basaltique (plio-quaternaire) de composition et de significationuniformes. Lensemble vellave oriental prsente un grand axe dalignement principal orientN. 135, ce linament parat jouer un grand rle dans toute la distribution de ce volcanisme et son extrmit orientale une rcurrence dactivit magmatique, dge plistocne rcent, estmarque par les volcans du Bas-Vivarais. Tous les arguments gologiques : la cartographiedes formations, la chronostratigraphie, le contexte structural (profond et superficiel), lamagmatologie, la volcanologie, concourent confirmer la distinction de ces entits.

    Les ensemblesA l'est, la chane phonolitique tale sur 55 kilomtres plus de 180 points de sortie de lavesphonolitiques dont une centaine d'extrusions (dmes) responsables de paysagesspectaculaires. La succession des missions de laves, lvolution gochimique des magmas,les rapports volumiques des diffrentes laves mises sont diffrents dans deux zoneseffondres qui contiennent l'essentiel de ces volcans : l'Emblavs au nord-ouest et lesBoutires au sud-est, la chronologie des activits ruptives ( 15 10 m.a, au nord-ouest et 8 6 m.a, au sud-est), les types de laves, y sont diffrents et caractrisent bien ces deux sous-ensembles. Le graben nord-ouest s'est individualis au Palogne avec un comblementsdimentaire laguno-lacustre, la zone effondre au sud-est (dpourvue de comblementsdimentaire) n'a d apparatre que postrieurement, conscutivement aux principalesruptions phonolitiques vers 7 Ma. Dans ce secteur est les lambeaux du plateau de coulesbasaltiques trachy-andsitiques offrent des laves qui tmoignent d'une forte diffrenciationmagmatique plus ou moins perturbe par une contamination crustale. Ce plateau basaltiqueoriental dborde, vers le sud-est, la marge du socle cristallin et, sur la couverture msozoqueardchoise, linversion de relief individualise alors fortement le plateau du Coiron ( Pliocne).D'une dimension de 22 km sur 16 le plateau basaltique correspond un empilement decoules basaltiques parsemes de reliques de cnes de scories (Montredon, Montbrun) et dechemines et dpts brchiques tmoins d'ruptions phratomagmatiques (Goulet de laSourlire, Rochessauve).Les laves phonolitiques, aboutissement de la diffrenciation, possdent souvent un caractrehyperalcalin sodique expliqu par des transferts gazeux. Les vidences du rle important desgaz, CO2 en particulier, sont nombreuses., A l'ouest, le plateau basaltique, le Devs, couvre 600 kilomtres carrs entre la Loire etl'Allier. Le volcanisme y est fondamentalement de type fissural et strombolien, on a pu ydnombrer plus de 230 cnes de scories. Les laves y sont des basaltes trs faiblement volusgochimiquement. La marge nord-est de ce plateau couvre le comblement sdimentaire dugraben du Puy-en-Velay; comblement qui est compos de deux squences bien diffrentes :une squence infrieure, grseuse puis marno-calcaire, palogne et une squence suprieure,fluvio-lacustre, villafranchienne. Cette dernire a enregistr le dbut des ruptions basaltiquesdu Devs.Ltalement des coules formant le plateau masque la structuration du substratum; nanmoins,les alignements constitus par les cnes de scories, les orientations des dykes (N140 N160)et les vidences de fissures ruptives, tmoignent de la distension et de la fracturationsynchrones du volcanisme. Les nombreuses datations gochronologiques sur l'ensemble duplateau montrent statistiquement deux paroxysmes ruptifs nets 1 et 2 Ma; la dure desvnements ruptifs dans cet ensemble ne dpasse pas 3 Ma.

    Nature des lavesGochimiquement, elles constituent une srie alcaline sodique.

  • Les volcans du Massif Central

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    Le plateau occidental est exclusivement basaltique, une faible diffrenciation a pu produiretout au plus des hawates au terme d'une cristallisation fractionne (cumulats pyroxneset/ou amphiboles) situe deux tages au sein du manteau suprieur (voir ci-dessus). Le lieude gense de ces magmas serait situ dans le manteau suprieur entre 80 et 100 km. Lesrapports isotopiques 87Sr/86Sr de ces laves basiques restent groups autour de la valeur 0,7031,typiquement mantellique.A l'Est, o l'essentiel des volcans et intrusions phonolitiques sont rassembls dans deux zonestectoniquement effondres, la srie alcaline a subi une trs forte diffrenciation. Le plateau decoules basaltiques trachy-andsitiques montre une volution gochimique progressivejusqu' des compositions de benmoretes. L encore, des cumulats pyroxnes et/ou amphibole tmoignent du fractionnement. Les volumes relatifs des laves basiques aux lavesalcalines diffrencies, pour cette seule chane phonolitique, est faible. Une sous-sriesubordonne, cantonne surtout dans le graben nord-ouest (Emblavs), est marque par unenrichissement en potassium et un fort fractionnement d'amphibole; elle s'achve par deslaves rhyolitiques biotite dont le volume est tout fait ngligeable (trois intrusionsmineures) mais dont la situation sur le linament principal est intressante noter. Le volcanisme du Devs est trs riche en enclaves de lherzolites spinelle, certaines"appauvries" (fusion partielle), d'autres "enrichies" (mtasomatisme). Le cortge des enclavesbasiques prsente deux types de cumulats remonts de deux niveaux diffrents (20-30 km et30-60 km). Contrairement certaines lherzolites du manteau suprieur, celles-ci ne sont pasdformes. Ceci fait penser un manteau zon o l'on aurait : en haut, sous la crote, unmanteau non dform, rigide, chauff par des essaims de filons et sills basiques, au dessous,du matriel plastique chaud montant de faon diapirique depuis les zones plus profondes.

    Pyroclastites et volcanologieLes morphologies et structures illustrent bien le contrle magmatique essentiel. Dans cetenvironnement continental, le volcanisme basaltique est du type strombolien classique et levolcanisme trachytique phonolitique, qui nous a laiss presque uniquement des structuresmarques par des accumulations laviques (rapport laves/ pyroclastites lev) plus ou moinsriges, parat donc plutt avoir t du type plen vulcanien. La raret des pyroclastites nepeut tre justifie par une ablation due lrosion. En effet, elles n'existent qu'en volumesmineurs mme dans les sites o elles auraient pu tre protges par une couverture de coulesbasaltiques (secteurs o des effusions basaltiques ont succd aux extrusions phonolitiques :cas du graben nord-ouest en particulier). La plus grande densit des extrusions et intrusionsdans les zones effondres, la corrlation entre fracturation du substratum et directions desdykes, l'existence d'intrusions sub-volcaniques plus ou moins dchausses par l'rosion,soulignent le contrle structural qui rgle ici les conditions finales de monte des magmas.L'absence de formations pyroclastiques ponceuses en grands volumes s'oppose l'ventualitd'ruptions cataclysmiques lies la vidange de grandes chambres magmatiquessuperficielles. Elle conforte, l'appui d'tudes ptrologiques, plutt l'interprtation en faveurde multiples chambres tages et petites apophyses terminales superficielles. Ces derniresayant pu tre les lieux d'volution de volumes restreints de magmas diffrencis (conditionoptimale d'efficacit des transferts gazeux) et de production des phonolites agpatiques quimarquent cette province. Ce modle d'apophyses superficielles gomtrie plutt verticales eten lames insres entre des blocs de crote superficielle, permet d'ajouter aux moteursclassiques de la monte des magmas (dgazage instantan, diffrences de densit, etc...) descompressions latrales dues aux mouvements relatifs des blocs du substratum fortementfracturs et plus ou moins basculs. La somme de ces agents moteurs pouvant expliquer ce

  • Les volcans du Massif Central

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    volcanisme o les laves paraissent bien avoir t "forces l'extrusion" plutt que d'avoir tspcifiquement ruptives.

    Volcanisme et eaux superficielles Enfin, un contrle environnemental (palotopographie, palorseau hydrographique et nappesphratiques) a permis les modif