LHistoire des volcans du Massif Central Par Claire

L'Histoire des volcans du Massif Central Par : Claire Staincq Morgane Durand

Petite introduction On distingue d’importantes différences entre le nord et le Sud du Massif Central. Alors que la partie Nord présente des alignements volcaniques et sédimentaires essentiellement nord-sud (chaîne des Puys, Cézalier…), la partie méridionale révèle des alignements orientés nord-ouest/ sud-est (Aubrac, Velay oriental…). Cette hétérogénéité nord-sud se retrouve aussi dans le diachronisme du volcanisme (Michon et Merle).

Le Massif Central est une région montagneuse du centre de la France. Elle est bordée au nord par le bassin parisien, à l’ouest par le bassin Aquitain et à l’est par la vallée du Rhône. Elle est formée de volcans éteints boisés. Son point culminant est le puy de Sancy (1886 mètres). Au centre, l’Auvergne est entourée par les plateaux du Limousin, à l’ouest, et par les Causses et les Cévennes, au sud. Le Massif s’étend au nord jusqu’au Morvan. La Loire et de nombreuses rivières (Allier, Cher, Creuse, Vienne, Vézère, Corrèze, Dordogne, Lot, Aveyron) le traverse. Vue d'un volcan éteint du massif central

Cet ensemble de hautes terres constitué de plusieurs parties assez bien individualisées n’a pas d’unité propre et se défini plutôt par rapport aux plaines qui l’entourent. Le Massif Central date de l’ère primaire et fait partie, avec la Bretagne et les Vosges, de l’ensemble hercynien. L’érosion a peu à peu aplani ce qui était à l’origine de hautes montagnes. Au mésozoïque (ère secondaire), de grandes quantités de sédiments se sont déposées dans les parties basses, notamment dans les Causses. Le Tertiaire a vu le Massif Central subir le contre coup du soulèvement des Alpes et se disloquer par endroits, surtout dans l’est et le sud-est. En même temps se sont déroulés d’importants phénomènes volcaniques, qui ont composé les paysages spécifiques de l’Auvergne, dans les Monts Dore, les Monts du Cantal et du Cézalier, de l’Aubrac, des Monts Velay et du Vivarais, avec le massif du Mézenc et la coulée de basalte du Coiron, qui domine la vallée du Rhône. Si aucun volcan n’est aujourd’hui en activité, les dernières éruptions sont récentes et ne remontent qu’à quelques milliers d’années. Les volcans forment les plus hauts sommets du Massif Central, avec le puy de Sancy (1886 mètres), le plomb du Cantal (1855 mètres), le puy Mary (1787 mètres).

Le Massif Central comprend l’essentiel des volcans français. Il est le 4ème Massif le plus élevé de France métropolitaine, après les Alpes, les Pyrénées et la Corse et devant le Jura, les Vosges et les Ardennes

Les sous-ensembles topographiques L’Auvergne, avec les Monts du Cantal (1855 mètres), Monts Dore, Monts, du Forez, Monts de la Madeleine, Velay, Bourbonnais, le Cézallier, la chaîne des Puys, Combraille, Limagne et Livradois ; Le Limousin, avec les Monts d’Ambazac, les Monts de Blond, le Plateau de Millevaches, les Monts de Châlus et Monédières ; Les Midi Pyrénées, avec les Causses, le Lévézou, les Monts de Lacaune, Quercy, Rouergue et Ségala, Sidobre ; Le Languedoc Roussillon avec l’Aubrac, les Cévennes, Espinouse, Larzac, la Montagne noire et Séranne ; Le Rhône-Alpes et Bourgogne, avec le Beaujolais, le Charolais, Coiron, Mâconnais, les Monts du Lyonnais, Pilat et le Vivarais.

Les différents ensembles volcaniques Le volcanisme du Massif Central est globalement centré sur le nord du Cantal. Trois axes en divergent, l’axe le plus important vers le Nord le Cézalier, les Monts Dore et la chaîne des Puys. Les deux autres sont d’importance plus modeste. Il s’agit, vers le sud, du volcanisme de l’Aubrac et des Causses qui se prolonge jusqu’au Cap d’Agde. Vers le sud-est se succèdent les volcans de Devès, du Velay oriental et du Vivarais. Le volcanisme est essentiellement de type fissural : chaîne des puys, Aubrac, Coirons et Devès. Cependant deux importantes constructions volcaniques centrées- des stratovolcans- sont aussi présentes : le Cantal et les Monts Dore

1) La chaine des Puys La chaîne des puys est un des ensembles volcaniques les plus complets et pédagogiques du monde. La diversité des édifices, leur nombre très important sur une surface très limitée et accessible, la ‘‘fraîcheur’’ des morphologies, la linéarité de la chaîne et la variabilité chimique qui va des basaltes aux trachytes font de cet ensemble une formidable encyclopédie des volcans. La chaîne des puys s’est édifiée sur le horst cristallin du plateau de Dômes (vers 900 mètres d’altitude) séparé de la Limage sédimentaire à l’est par une grande faille limite. Elle est la dernière manifestation d’une longue faille volcanique du Massif Central. Les périodes d’activité de la chaîne s’échelonnent dans le temps entre 90 000 et 7 000 ans avant l’actuel.

La chaîne des Puys proprement dite compte près d’une centaine de volcans, alignés sur 45 kilomètres du sud au nord, du puy de Tartaret au gour de Tazenat, mais pour l’essentiel resserrés sur 30 kilomètres entre le Monténard et Beaunit.

La chaîne des Puys proprement dite compte près d’une centaine de volcans, alignés sur 45 kilomètres du sud au nord, du puy de Tartaret au gour de Tazenat, mais pour l’essentiel resserrés sur 30 kilomètres entre le Monténard et Beaunit. Les plus anciens sont âgés de 90 000 ans environ (Chanat, st Hippolyte), les plus récents de 8 500 ans (la Vache et Lassolas). Toutefois c’est 10 à 15 kilomètres plus au sud, aux confins des Monts Dore et du Cézalier, que l’on rencontre les quatre volcans les plus jeunes de France métropolitaine, formant le « groupe Pavin » , âgés de 7 000 ans seulement. Mais on ne doit pas imaginer une activité continue durant toute cette période : la durée de vie de chaque volcan n’ayant dans la plupart des cas pas excédé quelques semaines à quelques mois, le temps total d’activité cumulée n’atteint probablement pas 20 ans ! Encore cette activité a -t-elle été très inégalement répartie selon quatre périodes majeures : entre 95 000 et 90 000 ans, entre 75 000 et 60 000 ans, entre 45 000 et 30 000 ans, enfin entre 6 000 et 8 500 ans.

La faille des Cévennes-les Causses La région des Cévennes constitue le Sud-est du Massif Central. C’est une zone de « transition » entre les garrigues du bas Languedoc et le Plateau Central. C’est une région de vallées profondes, séparées par des crêtes aiguës, pratiquement sans replat. Des terrains analogues prolongent les Cévennes au Nord-est par le Vivarais. A l’ouest, se trouve l’immense plateau des Grands Causses, découpé de Gorges profonds, comme celles du Tarn. La faille des Cévennes, de direction nord-est/ Sud-ouest, sépare sur près de 100 kilomètres, les terrains anciens du Sud du Massif Central français et la zone plissée méso cénozoïque du Languedoc. Elle est apparue il y a environ 40 millions d’années en même temps que la chaîne pyrénéenne. Cette faille fut un décrochement sénestre lors de la phase tectonique compressive du Midi de la France métropolitaine. Elle a cessé de fonctionner à partir du moment où la chaîne s’est « effondrée » dans le Golf du Lion, il y a près de 30 millions d’années, en faisant naître des failles « normales » d’extension.

Histoire géologique des volcans des Causses et des Cévennes Au Précambrien, au milieu de l’ère primaire (entre moins 500 et moins 300 millions d’années) il y avait partout un vaste océan. D’énormes épaisseurs de vases argileuses, des marnes, quelques boues calcaires et des sables se déposent au fond de l’eau. La durée de ce dépôt de couches doit se mesurer en centaines de millions d’années, son épaisseur actuelle est encore de plusieurs milliers de mètres. Ces couches sédimentaires proviennent de l’érosion de montagnes Ce mouvement s’étale sur des dizaines de millions d’années, avec des phases actives, mais aussi des périodes de calme, parfois très longues et pendant lesquelles l’érosion attaque les sommets nouvellement formés pour en déposer les matériaux dans les zones les plus creuses. Ainsi se sont formés les bassins houillers du Massif Central.

Maintenant la structure est en place : les massifs granitiques du mont Lozère, de la Margeride et de Saint Guiral (Aigoual), les zones de dépression des Cévennes et surtout les Causses. De longs chaînons granitiques remontent à travers l’écorce terrestre, sans toutefois parvenir à la surface. Ces magmas granitiques s’élaborent lentement de leur profondeur de 5 à 6 kilomètres vers la surface au travers de roches plus lourdes. Ainsi la naissance du Mont Lozère et du Mont Aigoual transforment les roches sédimentaires en roches métamorphiques.

Cet ensemble est rigide, le granite ne se plisse pas car il est d’une seule masse et les mouvements ultérieurs n’y apportent que des modifications de détails qui se traduisent par des failles (cassures) et non par des plis (déformations). Vers la fin de l’air primaire, tout se calme, l’érosion reprend son activité, usant les sommets schisteux et mettant au jour les granites sous-jacents, comblant les dépressions voisines comme Lodève ou Saint-Affrique. Les hautes températures des roches magmatiques et l’énorme pression soulèvent, tordent, plissent, écrasent, cassent, réchauffent et même cuisent les roches dont les structures minérales elles-mêmes se modifient. Elles deviennent gneiss et micaschiste, les micaschistes du cœur des Cévennes et les calcaires cristallins du Viganais.

Puis, un nouveau phénomène se produit : la mer que l’on aurait pu croire définitivement écartée se remet à gagner du terrain, submergeant progressivement la région, il y a un peu plus de 250 millions d’années. Elle va déposer de nouveaux sédiments ; d’abord des sables et des grés qui jalonnent les anciennes côtes, ensuite des marnes avec de nombreuses palettes de mica qui montrent que l’érosion de poursuit dans les vieux massif granitiques et schisteux. Enfin, une grande épaisseur de calcaire est déposée, qui à l’origine débordait sans doute assez loin de sa limite actuelle ; peut-être même recouvrait-elle en totalité les Cévennes, où quelques rares formations récifales (coraux) indiquent la proximité d’anciens hauts fonds. Il y a environ 20 millions d’années, un léger soulèvement se produit et la mer quitte la région. Elle en occupe seulement le pied : les garrigues du Languedoc et la vallée du Rhône pour s’en retirer peu à peu… Ensuite, une nouvelle chaîne de montagnes se forme : les Pyrénées. Ce mouvement cause aussi la surrection des Alpes. Un contrecoup de ce mouvement relève la région des Cévennes et, en même temps, des poussées venues du Sud écrasent les couches sédimentaires secondaires contre les vieux chaînons granitiques. Ceci crée une multitude de plis et de failles par une tectonique de « compression » .

Des failles apparaissent. Au Nord et à l’ouest vont surgir les premiers volcans. A partir de là, c’est seulement l’érosion qui va déterminer l’aspect actuel de la région. Elle va découper en milliers de vallons et de crêts déchiquetées les Cévennes schisteuses, et creuser des Gorges profondes qui découperont le plateau calcaire en plusieurs Grands Causses.

Le Morvan Le Morvan constitue le promontoire Nordest du Massif Central français. Il est partagé entre les 4 départements de la Bourgogne : l’Yonne, la côte d’Or, la Saône-et-Loire, et la Nièvre. C’est une zone montagneuse constituée de roches cristallines primaires. Ses plus hauts sommets se trouvent au nord de la Saône-et-Loire. Le Morvan se prolonge au Sud-ouest par l’Autunois, série de collines d’altitude moyenne. Il se rattache au climat du Massif Central et connaît donc un enneigement important. Au cours du Paléozoïque (ère primaire), l’histoire géologique du Morvan s’inscrit dans celle du Massif Central français auquel il appartient. La présence des terrains volcano-sédimentaires dévoniens et carbonifères et l’abondance des intrusions de granites carbonifères font du Morvan un domaine particulier de la chaîne varisque.

Le Massif du Morvan domine la région de ses reliefs élevés. Massif primaire usé par l’érosion puis soulevé à nouveau à l’ère tertiaire, le Morvan s’abaisse doucement vers le Nord. Les principaux points culminants se situent donc au Sud, avec le Bois du Roi à 901 mètres, le mont Beuvray (821 mètres) et le mont Préneley (855 mètres). Le relief est découpé par les rivières qui y prennent leur source (Yonne, Cure, Cousin) et ponctué de lacs dont le principal est le lac des Settons (359 ha, à 573 mètres d’altitude) sur lequel un barrage permet de constituer un réservoir de 21 millions de mètres cubes. Le barrage de Pannecière /Chaumard forme également une importante retenue (82, 5 millions de mètres

Velay oriental Le Velay oriental comporte de multitudes formes volcaniques : coulées de basalte, dômes et de nombreuse protusions caractéristiques Ces protusions sont appelées sucs. Il comporte aussi les massifs du Meyzenc, du Megal et du Lizieux La dernière éruption date de 13 millions d’années Il se situe a une altitude de 1753 mètres.

Qu'est-ce qu'un massif montagneux ? Dans la France, on distingue les hautes montagnes, comme les Alpes, les Pyrénées ou le Jura, et les moyennes montagnes. On y reconnaît les massifs, qui sont plus ou moins étendus : Ardenne, Vosges, Corse cristalline, Maures et Esterel, Massif Armoricain et Massif Central. Ces massifs sont formés de terrains cristallins et de roches sédimentaires anciennes, d’âge primaire. Parmi eux, la Corse, le Massif Central et les Vosges sont de véritables montagnes, mais l’Ardenne en donne plus ou moins l’impression, et le Massif Armoricain est trop bas pour être considéré comme une vraie montagne. Le relief des massifs est moins varié que celui des chaînes. La continuité des lignes de crêtes y devient exceptionnelle, et les sommets sont généralement arrondis et morcelés. Les hauteurs apparaissent le plus souvent comme des plateaux ondulés. Aux plateaux s’opposent les vallées encaissées, souvent resserrées en gorges dans les versants raides : c’est surtout au fond des vallées qu’on a l’impression d’être en montagne. Ce modelé en creux est le trait le plus caractéristique des massifs.

Comment se forment les volcans ? Un volcan se forme à la suite d’une fracture dans l’écorce terrestre, par laquelle s’échappe de la roche fondue et des gaz, une émulsion appelée magma. La Terre est formée de plusieurs couches concentriques, un peu comme un oignon. La couche extérieure, la lithosphère, mesure entre 70 et 150 kilomètres d’épaisseur. Elle comprend la croûte continentale, la croûte océanique, plus mince et le manteau supérieur. Sous la lithosphère se trouve l’asthénosphère, dont l’épaisseur avoisine les 100 kilomètres et qui est constituée de roches à demi fondues. La lithosphère est découpée en grandes plaques de plusieurs millions ou dizaines de millions de kilomètres carrés. Ces plaques se déplacent les unes par rapport aux autres sur l’asthénosphère plus fluide, entraînant la dérive des continents. Le long des limites des plaques dites divergentes, la croûte se fracture et laisse passer le magma qui débouche en surface. Inversement, le long des frontières convergentes, les plaques sont en état de compression et donnent naissance à des plissements montagneux quand elles s’écrasent l’une contre l’autre. Ce sont les volcans.

Les différentes sortes de volcans, Par leur morphologie et leur structure, les volcans du Massif Central peuvent être classés en trois catégories, répondant à trois types d’éruptions : -les cônes de scories, pourvus d’un ou plusieurs cratères -les dômes (et aiguilles) de lave massive, dépourvus de cratère -les cratères d’explosion, ou « maars »

1) les cônes de scories (ou volcans de type effusif) Les cônes de scories, et les coulées de lave qui les accompagnent, sont engendrés par des magmas de composition basaltique à trachyandésique. Emis à des températures de l’ordre de 1000 à 1500 °C, ils sont fluides. Ce sont les plus commun, et les cônes sont donc les édifices les plus abondants. son activité peut exceptionnellement se prolonger quelques années. Les gaz se séparent du magma en formant des bulles qui augmentent de taille avec la baisse de pression. A leur arrivée au conduit éruptif, ces bulles éclatent, projetant rythmiquement des paquets de lave incandescente dans les airs. L’accumulation de ces projections autour du point de sortie édifie peu à peu un cône circulaire à cratère central, dont les pentes n’excèdent pas 30 à 35°C (pente limite d’un talus d’éboulis). L’édification d’un cône de 200 à 300 mètres de hauteur et 1 kilomètre de diamètre s’effectue en quelques semaines à quelques mois, mais Lors d’une éruption, la majorité des fragments projetés sont contournés, hérissés d’aspérités, sans forme définie. Tous ces éléments sont bulleux, mais leur densité est supérieure à 1 ; on les qualifie de scories, par analogie avec les déchets de la métallurgie. (du grec skôria : écume de fer).

La teinte normale des scories est noire ou gris sombre, mais par oxydation du pigment ferreux au contact de l’oxygène de l’air, alors ils sont encore à haute température (plus de 600°C). Les matériaux du cœur du cône acquièrent une teinte rouge caractéristique. Sur la périphérie, trop froids pour s’oxyder, ils conservent leur teinte originelle. Vers la fin de l’éruption, alors que le magma s’est séparé de l’essentiel de ses gaz, la lave sort de façon passive, ‘‘effusive’’, sous forme d’une coulée qui s’insinue à la base du cône et s’épanche plus ou moins loin. En se refroidissant et se solidifiant, la roche incandescente devient une roche noire à grise : basalte, trachybasalte ou trachyandésite. Ainsi les scories, rouges ou noires, et les laves massives d’aspect basaltique ne sont que des formes différentes du même matériau, qui reflètent ses divers modes de mise en place. Il arrive fréquemment qu’une coulée, en sortant de dessous le cône, le déstabilise et entraîne une partie sur son dos (ce fut le cas deux volcans successifs de Lemptégy). Plus rarement, l’émission de la coulée s’effectue dès le début de l’éruption, empêchant la construction du cône d’un côté (cas des puys de la Vache et de Lassolas). Dans ces deux cas, on obtient un cratère dissymétrique, ébréché ou ouvert d’un côté, dit ‘‘égueulé’’.

2) Les dômes ou volcans de type explosifs Les dômes et les aiguilles sont engendrés par des magmas trachytiques émis à des températures de 800 à 900°C et très visqueux. Ces magmas montent très lentement dans les conduits, du fait de cette viscosité. Ils sont riches en gaz, et ces gaz ont de grandes difficultés à s’échapper. En général, l’éruption débute par une phase explosive très violente, qui peut correspondre à la libération des gaz magmatiques sous haute pression. Cette phase initiale, souvent brève, élargit la partie haute du conduit puis suit une phase d’extrusion de la lave visqueuse. Celle-ci ne peut s’écouler, elle s’accumule donc sur place sous forme d’un dôme. Parfois, la carapace solide du dôme ne peut contenir la pression interne ; elle cède alors, libérant une nuage de gaz magmatique qui contient en suspension blocs, lapilli et cendres de roche encore chaude (600 à 800°C) : c’est une « nuée ardente » . Un tel mélange de gaz et de particules de lave est plus dense que l’air ; il roule alors sur le sol à une vitesse pouvant atteindre 200 Km/h si la dénivellation est importante. Si la pente est très faible, comme c’est le cas au pied du puy de Dôme, l’écoulement est rapidement freiné, et l’avalanche ardente ne s’éloigne guère du volcan.

Mais ce schéma simple peut présenter des variantes. Dans certains cas, une grande partie du dôme en cours de croissance s’écroule sous l’effet de la gravité, et se reconstruit par la suite : c’est ce qui est arrivé à Sarcoui, et au Puy de Dôme. Ou encore, le dôme peut être décapité par de violentes explosions verticales, qui y creusent un profond cratère : c’est le cas du cratère Kilian. Enfin, dans certains cas de viscosité extrême de la lave, celle-ci monte lentement à l’état quasi-solide sous la forme d’un piston cylindrique appelé « aiguille de protusion » .

Les cratères d'explosion (ou maars) Un maar est un cratère circulaire entaillé dans le sol. Son diamètre varie de 100 à 1, 5 kilomètres, pour une profondeur de 10 à 200 mètres. A la différence des cônes de scories et des dômes, les maars résultent de phénomènes explosifs qui ne doivent rien à la nature du magma émis. L’arrivée d’un magma en surface peut être perturbée par un facteur externe : l’eau d’une nappe souterraine, d’un lac ou d’une rivière. La chaleur du magma transférée à l’eau du milieu ambiant, entraîne la vaporisation explosive de cette eau : on parle d’éruption phréatomagmatique. Le gaz moteur est alors la chaleur. Dans ces conditions, les magmas basaltiques acquièrent une explosivité équivalente à celle des magmas riches en silice. Le maar-type suppose un régime phréatomagmatique constant pendant toute la durée d’une éruption. Les maars les plus connus sont ceux qui contiennent un lac (lac Pavin, Gour de Tazenat). Mais il existe de multiples variantes à cette modalité. Ainsi, l’eau peut se tarir au cours de l’éruption, qui va reprendre son régime « normale » : le maar est alors comblé par un lac de lave, ou un cône de scories plus ou moins volumineux (c’est ce qui s’est produit au Pariou), ou éventuellement par un dôme (comme ce fut le cas de Sarcoui).

Quand s'est formé le Massif Central? Il y a entre 540 et 360 millions d'années, à l'ère primaire, une chaîne montagneuse en forme de "V" se forme: elle va de la Bretagne à l'Auvergne et aux Vosges. A cette époque, le territoire correspondant au futur territoire français se trouve proche de l'équateur. Le climat est chaud et humide: une végétation tropicale luxuriante se développe.

La tectonique des plaques (c'est-à-dire le déplacement des palques formant la surface de la Terre) fait que, localement, 2 d'entre elles sont amenées à se superposer: c'est la subduction. Ces plantes tropicales vont, peu à peu, se décomposer dans une lagune.

Recouvertes, entérées, compressées, échauffées (par la décomposition, l'enfouissement puis le métamorphisme local), elles se transforment en carbone (du charbon !): cette période est appelée "Carbonifère" (entre 360 et 290 millions d'années). Le témoignage de cette époque a constitué le sillon houiler (voir en bas de page). Puis, cette chaîne de montagnes se sépara en trois parties: le Massif armoricain (qui forme la Bretagne), le Massif central et les Vosges.

L'érosion, qui suivit à l'ère secondaire (245 à 65 millions d'années), les transforma en reliefs aux contours très doux et aux pentes faibles : la pénéplaine (le Limousin en est une).

Age de formation des différents volcans du massif central

FIN