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Université St Charles/St Gérôme Licence STU Mai 2003 Par : WEIL julien OFFANT y

Université St Charles/St Gérôme Licence STU Mai 2003 Par : WEIL julien OFFANT yohann RAPPORT DE STAGE SUR LE VOLCANISME DU VELAY SOMMAIRE INTRODUCTION : Comment expliquer la mise en place du volcanisme du massif central, ainsi que la forme des différentes édifices vue sur le terrain ? I- LE VOLCANISME PHREATO-MAGMATIQUE Présentation Description de l’édifice Analyse des produits et phénomènes volcaniques Conclusion II- LE VOLCANISME SURTSEYEN Description de l’affleurement Interprétation des produits volcaniques rencontrés Synthèse et comparaison III- L’ACTIVITE STROMBOLIENNE Présentation Explication des observations Synthèse et comparaison IV- LES SUCS DU MASSIF CENTRAL Les appareils trachytiques et phonolitiques Les necks V- LA PRISMATION BASALTIQUE Description Mécanisme de formation des prismes L’entablement et la colonnade. Exemple de reconstitution de paléozone de refroidissement. Synthèse CONCLUSION : Tableau de synthèse réunissant les différents types d’appareils volcaniques et les produits volcaniques qui leurs sont associés. INTRODUCTION : Histoire géologique de la région. Le Massif Central prend sa naissance dans la chaîne hercynienne européenne, vieille chaîne de montagne mise en place du Dévonien au Permien, et qui résulte de la collision de deux continents (correspondant approximativement à l’Afrique et l’Europe actuelles). Elle donnera le soubassement granitique du massif central. Ce socle sera ensuite soumis à l’érosion pendant toute la durée de l’ère secondaire. Au début de l’ère tertiaire, la collision entre les plaques Européennes et Africaines va créer la grande chaîne des Alpes. Cette orogenèse alpine provoque ainsi des mouvements de l’écorce terrestre . A mesure que la chaîne se crée, le socle hercynien se soulève à l’arrière et se fracture. On peut ainsi distinguer 3 phases de soulèvement auxquelles correspondent des épisodes volcaniques dans l’évolution du magmatisme du massif central : - Le volcanisme prérift (65→36 Ma). Ici, très peu de basalte a été émis (au nord de la région). - Le volcanisme synrift (36→14Ma). Ce volcanisme vient à la suite d’une phase de distension (Est-Ouest) et d’une phase de rifting créant des grabens (Nord-Sud). Ces fossés d’effondrements associés à une subsidence importante vont former des conditions favorables à une incursion marine et à une sédimentation oligocène/pliocène…On retrouve ces sédiments dans les grabens des Boutières, de l’Emblavès ou encore dans celui du Puy-en-Velay. - Le volcanisme majeur (14 Ma → actuel). Pendant cette phase, 90% des laves du massif central ont été émis (dans la région du Velay). Le volcanisme du Velay peut être subdivisé en 3 grands secteurs: d’Ouest en Est, on trouve le plateau du Devès, le bassin du Puy et la haute chaîne du Meygal-Mezenc (Velay oriental). C’est dans le Velay oriental que va débuter la « Phase Volcanique Majeure » (PVM). Il est composé de 3 grandes structures : 2 bassins (Emblavés et Boutières) séparés par un plateau (Champclause). C’est au sein des 2 grabens que l’on observera les premières manifestations volcaniques sous forme de sucs trachytiques et phonolitiques (146 Ma), alors que le paysage du plateau de Champclause est formé de coulées basaltiques émises de 118 Ma. Dès 8 Ma, l’activité volcanique diminue à l’est pour migrer vers l’ouest. Au niveau du bassin du puy, le magma rencontrera une zone occupé par des lacs ; créant ainsi un volcanisme de type surtseyen de 6 à 3 Ma. Juste après débutera la formation du plateau de Devès à partir de basaltes émis par des cônes stromboliens (50.5 Ma). Sur ce plateau on pourra aussi rencontrer des formations de type phréatomagmatique lors de la rencontre du magma avec une faible quantité d’eau (nappe phréatique abondante dans la région). Enfin, on peut noté une petite reprise dans le velay oriental. Celle-ci est très récente (<1 Ma), est se manifeste globalement sous forme d’édifices phréatomagmatiques ( St front, Chaudeyrolles…). Ces 3 phases volcaniques ont également eut lieu dans les autres régions péri-alpines, touchées elles aussi par ce rift ouest-européen. A chaque fois le même phénomène intervient. Parallèlement à la chaîne alpine, un bombement s’opère (en retrait de la zone de collision). Ce bombement va créer un vide qui va être remplis par l’asthénosphère. Lors de sa remontée, la pression va diminuer et il va rentrer en fusion partielle. Les fluides vont alors migrer vers la surface à des vitesses et sous des compositions différentes suivant l’épaisseur de la croûte traversées. A cela peut se rajouter d’autres paramètres comme la présence d’eau (ou pas) en surface, pour comprendre toute la diversité des édifices volcaniques que l’on rencontre dans cette magnifique région qu’est le massif central ! I LE VOLCANISME PHREATOMAGMATIQUE Présentation Le volcanisme de type phréatomagmatique a débuté après avoir migré vers la partie ouest du Velay, au niveau de la chaîne du Devès en parallèle avec le volcanisme surtseyen. Se sont alors formés de véritables édifices volcaniques entre 5 et 0,5 MA appelés maars. On en compte à ce jour environ 80. L’aspect de ces maars dans le paysage se présente sous forme d’une dépression circulaire à fond plat, comme en atteste la présence de tourbières (photo 1), de champs ou de marécages, ou encore de lac car rapidement imperméabilisés par des argiles d’altération, implantés ci et là. Description de l’édifice A l’encontre d’un magma avec des eaux superficielles (nappe phréatique, cours d’eau, ou lac, qui représentent des tranches d’eau peu épaisse au volume inférieur à celui des magmas), la zone de brassage et de chauffage du mélange magma + eau + encaissant, provoque une vaporisation explosive rythmique de l’eau. Une succession d’éruptions verticales très violentes découpe des cratères circulaires à l’emporte-pièce (schéma 2). La profondeur du point d’explosion conditionne la taille du maar superficiel. Les diamètres varient de moins de 100 m à plus de 1500 m et les profondeurs de quelques dizaines de mètres à 200 m. Les éjectas expulsés retombent en partie dans cette dépression et en partie tout au tour en un anneau pyroclastique, parfois réduit à un croissant selon la direction de l’explosion, de la topographie et des vent dominants. Les dépôts, de 10 à 40 m d’épaisseur, sont constitués de plusieurs centaines de bancs, de quelques millimètres à quelques décimètres mais le plus souvent centimétriques, ce qui implique de nombreuses éruptions , chacune libérant une faible quantité de produits. On observe une alternance de deux types de bancs, tour à tour cendreux et plus ou moins indurés correspondant aux projections verticales, puis plus grossiers (lapilli), non indurés, caractérisant les déferlantes horizontales. Chaque banc se caractérise par un granoclassement positif où la taille moyenne des éléments décroît de la base au sommet de la formation. Analyse des produits et phénomènes volcaniques Sur le terrain, les dépôts rencontrés notamment dans la carrière de Lapeyre et Molines ont été : - des bombes originaires d’épisodes stromboliens précédant ce phréatomagmatisme, - des bombes de basalte juvénile en « chou-fleur » à surface craquelée attestant du phénomène de trempe produit au contact avec les eaux phréatiques, - des enclaves de gneiss, de quartz, et de granite fondu arrachées au socle métamorphique, - des lherzolites du manteau, en enclave également, dans les basaltes. La stratification de ces dépôts présente par ailleurs des figures caractéristiques d’un appareil phréatomagmatique ; à savoir : - des figures de charges causées par la retombée d’une bombe volcanique basaltique qui déforme les couches mises en place lors de l’éruption (photo 2) - des figures antidunes provoquées par le souffle de l’explosion : les produits éjectés sont balayés puis redéposés un peu plus loin, offrant une forme ondulée aux couches (photo 3) - des failles dextres résultant d’un tassement à mesure que les dépôts s’accumulent. Conclusion Ce type d’appareil se retrouvent également dans le Velay Oriental lors de la reprise de l’activité volcanique, il y a moins d’1 MA. (lac de St Front). Dans tous les cas, on retrouvera une zone dépressionnaire occupée ou non par un lac avec à la périphérie des stratifications des produits phréatomagmatiques dont le pendage s’oriente vers le centre de la dépression. Afin de pouvoir dater la création de ce maar, des carottages ont été effectués dans les sédiments du lac. Le recours à la palynologie a permis de dater la toute première couche déposée à 100000 Ans. Donc l’épisode volcanique lui est antérieur de quelques milliers d’années. La palynologie permet aussi de reconstituer le paléoenvironnement de cette région à cette époque. Par corrélation avec les différentes colonnes sédimentaires de certains maars, on peut élargir cette reconstitution. Si dans ces strates il y a des retombées de cendres, on peut de surcroît affiner la datation des événements volcaniques situés à proximité. D’où l’importance attribués à ces maars. schéma 2 : Dynamisme de type maar Ce type d’appareil volcanique (le plus souvent "basaltique") dont au moins une partie de la mise en place relève d’une interaction entre le magma et un niveau phréatique. La rencontre de la lave et de l’eau, à faible profondeur, induit la vaporisation de cette dernière et une surpression qui va provoquer des cycles explosifs puis générer un "cratère de maar". Les dépressions ainsi façonnées sont parfois occupées par un lac (cas du lac de St Front) ; elles peuvent aussi être emplies de produits basaltiques (Borée) ou encore de uploads/Geographie/ rapport-de-stage-sur-le-volcanisme-d-x27-auvergne-pdf.pdf