12
Université St Charles/St Gérôme Licence STU Mai 2003 Par : WEIL julien OFFANT yohann RAPPORT DE STAGE SUR LE VOLCANISME DU VELAY

rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

Embed Size (px)

Citation preview

Page 1: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

Université St Charles/St Gérôme Licence STU

Mai 2003

Par :

WEIL julien

OFFANT yohann

RAPPORT DE STAGE

SUR

LE VOLCANISME DU VELAY

Page 2: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

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.

Page 3: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

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 (146 Ma), alors que le paysage du plateau

de Champclause est formé de coulées basaltiques émises de 118 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 (50.5 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 !

Page 4: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

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.

Page 5: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

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 tourbière.

Page 6: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

II LE VOLCANISME SURTSEYEN

Description de l’affleurement.

La carrière de Beyssac, situé sur le plateau du Devès, a été autrefois en activité pour

extraire les roches volcaniques afin d’en faire des briques de construction. On y observe une

roche très dure constituée d’une série de couche régulière où alternent des niveaux grossiers

(à la base) et des niveaux plus fins riches en cendre (au sommet). Il y a donc eut un

granoclassement. La roche a une couleur ocre-jaune avec des fragments de basalte noir

vitrifiés. Les gros blocs de basalte restent très rares. Dans les couches on peut relever : du

gneiss (venant du socle), des péridotites (venant du manteau supérieur), des fragments de

basalte, quelques restes de ponces, des minéraux altérés et des cristaux de type sédimentaire

(calcite, zéolite,…).

Interprétation des produits volcaniques rencontrés.

Plusieurs indices nous prouvent qu’au moment du dépôt, ces couches étaient gorgées

d’eau. Tout d’abord les hyaloclastites (cendre typique de ces dépôts) sont riches en un verre

rapidement altéré « la palagonite » de couleur jaune et fortement hydraté (contenant jusqu'à

20 % d’eau). Ensuite les fragments de basalte sont vitrifiés ; ce qui signifie qu’ils ont subit un

refroidissement instantané (comme au contact de l’eau). Enfin, toutes les ponces sont

comblées par de la calcite et d’autres dépôts sédimentaires. En baignant dans l’eau, la roche

perd sa porosité et devient donc très dure.

L’alternance de couches régulières et triées, témoigne du fait que la roche s’est mise

en place après une série d’éruptions successives. A chaque éruption correspond une séquence

(de quelques centimètres) constituée tout d’abord par des niveaux grossiers de pyroclastites

(magma figé au contact), puis par des niveaux plus fins de retombés cendreuses (emportés par

une nuée lors de la vaporisation). On estime que les jets de projection ne dépassent pas les

300 mètres de hauteur . Il est vrai que ce type d’éruption n’est pas très explosif et les éléments

projetés dépassent rarement 1 mètre de diamètre (voir photo 4) car normalement ils sont

fragmentés au contact de l’eau.

Synthèse et comparaison

- Le volcanisme de type surtseyen émet donc une quantité de magma inférieur à la

quantité d’eau en présence (différence principale avec le volcanisme de type

phréatomagmatique). Ainsi on aura des roches consolidées (avec un verre palagonitisé) chez

l’un et meuble chez l’autre.

- Les éruptions sont de faible énergie chez le surtseyen et très énergétique chez le

phréatomagmatique. C’est pour cela que l’on a une plus grande hétérogénéité des grains pour

le volcanisme de type phréatomagmatique.

- L’édification du cône sous-marin (schéma 3) se fait par série d’éruption successive

avec une évolution du granoclassement pour chaque séquence. On a tout d’abord une coulée

de matériaux lourds, suivi d’une retombée aérienne de grains plus légers. C’est également le

cas chez le phréatomagmatisme.

Ce volcanisme nous renseigne donc sur l’environnement qui régnait à l’époque à cet

endroit. Tantôt sur le plateau de Devès devait se trouver quelques lacs profonds, tantôt au

village de Cheyrac et de ses alentours (comme en témoigne le rocher de Polignac) devait

régner un grand bassin marin à la suite du fossé d’effondrement créé pendant la phase du

volcanisme synrift.

Page 7: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

III LE VOLCANISME TYPE STROMBOLIEN

Présentation

Le plateau de Devès est parsemé de plus de 300 appareils volcaniques de ce type. La

carrière Garnier exploite un de ces cônes stromboliens appelé « le Lanthenas ». Au sein même

de cette carrière on distingue 3 zones (photo 5).

- Une première constituée d’un empilement de strates non consolidé avec un pendage de 30°

vers le centre de la carrière.

- Une seconde, au centre, stratifiée (subhorizontal) contenant plus de grosses bombes

volcaniques et d’aspect beaucoup plus rouge.

- Une troisième pareillement constitué que la première sauf que le pendage est symétrique par

rapport à la deuxième zone.

Chaque segment mesure environ 1 mètre d’épaisseur et on y observe un classement

normal des grains (plus gros à la base) et inverse. Les produits d’éjection en présence sont des

bombes volcaniques (paquets de lave soudés) de diverses tailles, des retombées aériennes sous

forme de cendre et des débris de granite fondu (arrachés du socle). A noté une grande faille

qui affecte le flan Est de ce volcan (photo 5).

Explication des observations

D’après la description de chaque zone, on voit bien se dessiner les 2 flancs du volcan

(en coupe) avec les zones 1 et 3, ainsi que la cheminé en son centre au niveau de la zone 2. Là

où le pendage s’inverse brusquement cela signifie que l’on se situe en bordure de cheminée.

Au travers de cette cheminée circulent tous les gaz qui vont atteindre la surface. Ces gaz vont

alors fortement oxyder le conduit central et c’est pour cette raison qu’il apparaîtra beaucoup

plus rouge que sur les flancs du volcan (photo 6). Le matériel léger emporté avec le panache

gazeux montera très haut et retombera froid. A cette température, le matériel ne pourra plus se

souder et la pente d’équilibre du volcan strombolien ne dépassera pas 45°. Tout dépendra de

la granulométrie des grains. Plus ils sont gros, plus la pente d’équilibre est élevée. Dans tous

les cas les plus gros seront déposés en premier car ils monteront moins haut (stratification

normale). A mesure que les éruptions se succèdent, les flancs du volcan se verticalisent

jusqu’à atteindre un angle critique qui déclenchera une avalanche. C’est cette avalanche qui

crée un granoclassement inverse (photo 7). Dès que le glissement du flanc est terminé, la

pente se réhorizontalise et on peut de nouveau avoir une stratification normale.

Une fois les gaz évacués, une phase liquide sort de la cheminée et ainsi forme toutes

les bombes lors de leur solidification. Ces amas de lave assez lourd restent prés de la

cheminée. C’est pour cela qu’il y en a une très forte concentration à cet endroit et que

lorsqu’ils retombent verticalement, ils se stratifient plutôt horizontalement. Les plus petites

peuvent néanmoins parvenir au pied du volcan. Parallèlement à cela, des fissures au sein du

volcan peuvent émettre des quantités importantes de lave de basalte dont la carrière de

Garnier renferme quelques vestiges en son sommet.

Synthèse et comparaison :

A l’inverse des deux types de volcanismes précédents, le volcanisme strombolien

n’entre pas en interaction avec l’eau. Il n’y a pas de traces de palagonitisation, ni de bombes

en choux fleur, seulement des dépôts plus ou moins soudés riches en bombes volcaniques.

L’édification de ces cônes stromboliens est très rapide (quelques mois à quelques années).

Leurs formes dépendront de la taille des grains qui se déposent lors des retombées aériennes.

Page 8: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

En effet, plus ils seront gros, plus les pentes du volcan seront grandes et plus il gagnera en

hauteur. Une fois construit, il subira l’érosion et l’angle entre les pentes du volcans et le

conduit central (qui lui ne bouge pas) va varier. Plus cette différence d’angle est grande, plus

l’érosion attaque l’édifice et plus le volcan est vieux. Ainsi, grâce au pendage des flancs des

volcans stromboliens, on peut estimer l’age de ces derniers !

photo 7 : granoclassement inverse sur un des flancs du volcan strombolien

Page 9: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

VI- LES SUCS DU MASSIF CENTRAL

C’est pendant la période 14-6 Ma que se sont formés ces appareils volcaniques dans le

Velay Oriental. Ces sucs se présentent sous la forme de dôme, de pitons coniques dégagés par

l’érosion, ou parfois de coulées. Ce terme de suc a une connotation morphologique et est

utilisé localement.

Les roches observées sur le terrain appartiennent à la série alcaline. Elle évolue par

différenciation vers deux pôles possibles ; saturé (rhyolites rares dans le Velay) ou sous-saturé

(phonolites et trachytes, majoritaires).

Les appareils trachytiques et phonolitiques

Les trachytes du Suc de Monac d’âge 9 Ma ont une composition riches en sanidine,

fedspath, hornblende brune sombre et aciculaire, et pyroxène qui constituent la mésostase.

Trois types d’enclaves sont à relever ; celle appartenant au socle, des agglomérats de cristaux

d’amphibole accompagnés ou non de fedspath, et des agglomérats de cristaux de sanidine. La

calcite xénomorphe est parfois présente mais facilement altérable par oxydation d’où la

présence de vacuoles au contour brunâtre ci et là. Ce genre d’enclaves retrouvées dans les

trachytes sont des enclaves homogènes du dôme. Ces cristaux du magma se sont en fait

formés sur les parois de la chambre magmatique par cristallisation fractionnée.

Les phonolites du Mt Testavoyre, du pic du Gouleïou (photo 8), du Mt Gerbier de Jonc

(photo 9) ou encore de la Lauzière du lac bleu, sont elles composées de sanidine,

d’amphibole, d’augite sodique en phénocristaux et d’une mésostase regroupant ces mêmes

éléments auxquels s’ajoute de la néphéline normative. L’appareil a une forme en aiguille et

les laves qui ont données ces roches étaient très visqueuses dont l’étalement aérien était quasi

nul : on parle de protusion en aiguilles. Des cas de cumulo-dômes sont par ailleurs connus (Mt

Lisieux). Ils présentent un pic d’émission et une galette correspondant à un écoulement léger

de la lave.

Tous ces édifices volcaniques reposent sur un horst, celui de Chaspinhac ; il se caractérise

par un panache varié de roches volcaniques. Ainsi l’on pourra rencontrer toute la série

alcaline, depuis les basaltes jusqu’aux rhyolites en passant par les benmoréites et les

phonolites. C’est par un processus de différenciation que le magma présent « à l’époque »

dans la lithosphère se scinde en portions chimiquement et minéralogiquement différentes,

chacune évoluant indépendamment. Les roches observées donc sur le terrain sont d’un type

particulier à un degré de différenciation. Notons par ailleurs que le temps de résidence du

magma dans les chambres a été bien plus court au niveau du horst du Devès, ou l’on ne

rencontre que des basaltes.

Les necks

Il arrive aussi que la lave n’est aucun contact avec l’air libre, d’où la différence entre un

suc et un neck. La lave, en remontant vers la surface, s’insinue dans l’édifice volcanique à la

faveur de zones de faiblesses (limites de coulées, failles…) et se met en place à l’intérieur de

celui-ci sous forme d’intrusions. Celles-ci augmentent donc le volume du volcan. Quand le

mouvement cesse, soit parce que la lave n’atteint pas le sommet, soit parce ce que

l’alimentation s’arrête, la lave fige sur place et comble ces vides. En se refroidissant, elle

acquiert une prismation (chapitre V) toujours perpendiculaire aux épontes. Ultérieurement,

l’érosion met ces structures internes à l’affleurement ; apparaît ainsi le réseau de filons

d’alimentation principaux ou secondaires. Le roché de Polignac et le village de Queyrières

sont un exemple de reste érodé de neck.

Page 10: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

V LA PRISMATION BASALTIQUE

Description

Le mont Peylenc fait partie de la chaîne du Velay oriental. C’est une basanite datée de

1,2 Ma émise pendant la reprise de l’activité volcanique à l’Est du massif central. Avant cette

coulée se trouvait un maar. Il y avait donc ici un volcanisme de type phréatomagmatique. Une

fois toute l’eau vaporisée, le volcanisme a changé de dynamisme pour passer à un type plus

strombolien. Les coulées se sont alors ensuite accumulées dans le cratère phréatomagmatique

pour former un véritable lac de lave qui s’est progressivement solidifié. C’est à ce moment là

que sont apparut les orgues basaltiques (ou prisme) du mont Peylenc. Mais comment

expliquer leur formation ?

Mécanisme de formation des prismes.

C’est donc au cours du refroidissement de la lave que le phénomène s’opère (environ

900°C). Une fois immobilisée, la lave peut se refroidir soit par l’air (sommet de la coulée),

soit par contact avec l’encaissant qui est froid. Dans tous les cas, la progression décroissante

de la température de la lave, se fera perpendiculairement à la surface de refroidissement.

Lors du passage liquide à l’état solide, il y a une perte de volume et la lave se

contracte. Cette contraction étant isotrope, il va y avoir formation de polygône à 3,4,5 ou 6

côtés (photo 11), par l’intermédiaire d’une fracturation (de la base et du sommet) et d’une

segmentation parallèle à la croissance du prisme. La fracturation se produit alors par saut

successif. Dès que la fine couche de lave au contact de celle déjà durcit est assez refroidit,

cette épaisseur de quelques millimètres va se solidifier presque instantanément. Si l’on devait

estimer une vitesse de refroidissement pour une couche de 40 mètres d’épaisseur, on pourrait

parler de 14°C/ mois.

On peut également observer ce phénomène dans des filons, pillow-lavas, argiles

cuites, cheminés volcaniques ou encore lors d’assèchement de flaque de boue. Mais ce

phénomène bien particulier reste propre aux coulées volcaniques…

L’entablement et la colonnade.

En effet, lorsque l’on rencontre une coulée refroidit , on remarque souvent que seul le

tiers inférieur de la coulée contient des prismations. On interprète cela par le fait qu’après une

éruption, la coulée va circuler dans une vallée (schéma 4). Au milieu de cette vallée coule

sûrement une rivière qui devra alors passer au dessus de la lave pour continuer son

cheminement. Si on rajoute à cela les eaux de pluies, tous ces fluides vont s’infiltrer par

gravité au travers de la coulée. Le refroidissement de la lave sera ainsi brusque et irrégulier.

Les fractures créées n’auront aucune symétrie et il n’en sortira que des pseudo-prismes mal

formés. Cette partie de la coulée que l’on appelle l’entablement, recouvre les 2/3 supérieurs.

L’autre partie que l’on appelle la colonnade, est principalement occupée par des prismes. La

frontière qui sépare les deux parties est pratiquement droite ; elle délimite la zone que peut

encore atteindre les eaux, lors de la solidification du magma.

Exemple de reconstitution de « paléozone » de refroidissement.

Nous avons vu précédemment que les prismes croissent perpendiculairement à leur surface de

refroidissement.

Page 11: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

- Dans le cas de la photo 10, on peut envisager une sorte de dépression en forme d’assiette, où

a pu s’immobiliser la lave. En effet on peut remarquer que les courbes définies par les

prismes, bifurquent sur les cotés et vers la base de la coulée. On aperçoit aussi une zone

centrale où les lignes prismatiques décrivent des mouvements circulaires voire assez

aléatoires. Ce secteur de la coulée (région la plus chaude) et ces trajectoires, correspondent à

des mouvements de convection.

- Sur la photo 11, qui représente la petite surrection basaltique(vieille de 11,2 Ma) du village

de Queyriere, on peut imager un encaissant (granitique) de forme cylindrique, avec une légère

extension sur un des côtés. Cette forme typique est celle d’un conduit volcanique (neck) qui a

été dégagé par l’érosion. Ici les prismes ont une toute autre taille. Cela est du à un gradient de

température plus fort car dans un neck, l’épaisseur du magma est moins importante que dans

une coulée.

Synthèse

Toute les coulées volcaniques ne sont pas prismées. Pour cela il faut que certaines conditions

soient remplis : - La coulée doit avoir une certaine épaisseur (au moins 10 mètres).

- Pendant le refroidissement de la lave, la coulée doit être immobile.

- Il faut des conditions de refroidissement idéale, c’est à dire progressives et

lentes. Les prismes se formeront plus au contact d’un encaissant ou de l’air

atmosphérique, plutôt qu’avec de l’eau.

Schéma 4 : Coupe d’une coulée basaltique déposée dans une vallée

Page 12: rapport de stage sur le volcanisme d'auvergne.pdf

CONCLUSION

Pour conclure, l'activité volcanique dans le Velay est classiquement touchée par une

évolution dans le temps et dans l’espace. Débutant dans le Mézenc vers 15 millions d'années,

elle y prend fin aux alentours de 6 Ma. Le bassin du Puy et Emblavès fait la transition avec le

massif du Devés (photo de 1ère

page de couverture) dont l'activité éruptive débute il y a 5,7

Ma et se poursuit jusqu’il y a 0,7 Ma. Que faire alors des maars du Mézenc ? Ils sont eux

aussi les représentants d'une étape de l'activité volcanique comme l’atteste le lac de St front

daté de 0,5 Ma. Ce qui indique que des phénomènes volcaniques très ponctuels mais violents

peuvent se produire plusieurs millions d'années après la fin des grandes phases volcaniques

connues.

Exceptés les épisodes trachytiques, l’on peut retrouver les trois types d’éruption plus

ou moins liés à la présence d’eau, réunis sous la forme d’un seul édifice (Mt Denise). La

diminution progressive de la tranche d’eau, fait que l’on observera respectivement, l’épisode

surtseyen, le phréatomagmatique, et l’édification d’un cône strombolien.

Type d’éruption Magma/Lave Relief Produits Caractéristiques

Phréatomagmatique

Rencontre entre un

magma et de l’eau

superficielle

Maar, dépression

circulaire à parois

raides

Bombes en choux-

fleur, cendres,

enclaves

Eruption explosive

Surtseyen

Intéraction magma

et tranche d’eau

importante

Palagonitisation du

basalte

Coulées épaisses

et compactes

Pyroclastites et

hyaloclastites

Explosions

superficielles et

d’intensité

modérée

Strombolien

Alternance de

coulées de lave et

d’accumulations

de scories

Strato-volcan Cendres, bombes,

enclaves

Alternance de

phases explosives

et effusives.

Eruptions

périodiques

Suc

Laves visqueuses

dont l’étalement

est quasi nul

Dômes et aiguilles

de protrusion,

parfois coulées

Laves très

différenciées

trachytiques ou

phonolitiques

Eruption de faible

énergie

Si rôle de

l’érosion : neck

Tableau de synthèse réunissant les différents types d’appareils volcaniques et les produits

volcaniques qui leurs sont associés.