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Le volcanisme cantalien : ses nouveautés géologiques
par Philppe Mossand, géologue
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LOCALISATION DES ARRETS REALISES AU COURS DE LA SORTIE Arrêt 1 : Sortie ouest du Tunnel du Lioran, affleurement le long de la
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Mais est-il bien vrai que le Titan ait réellement expiré ? son immense respiration haletante est-elle à tout jamais éteinte dans sa vaste poitrine ? J.B. Rames, 1873
Histoire volcano-structurale du Cantal
Le massif volcanique du Cantal est le plus vaste strato-volcan (ou volcan composite) de l'Europe de l'ouest (~ 2700 km2 pour 60 à 70 km de diamètre de base - voir carte et coupe en couleurs CRDP). Sa forme est celle d'un tronc de cône aplati, entaillé par des vallées glaciaires radiales, où s'opposent deux zones morphologiques :
* une petite zone centrale (8 à 10 km de diamètre), au relief accidenté de moyenne montagne (de 1300 à 1854 mètres d'altitude au Plomb du Cantal), où dominent brèches, intrusions et complexes filoniens ; * de vastes zones périphériques (ou de plateaux, à partir de 700 mètres d'altitude), au relief tabulaire à faible pente externe (brèches et planèzes).
Son soubassement est composé d’un socle métamorphique et granitique hercynien, accidenté de petits bassins sédimentaires oligocènes (Aurillac, Salins/Mauriac) ou oligo-miocènes (Saint-Flour/Neussargues). Un tel bassin, de géométrie mal connue, constitue probablement l'essentiel d'une structure d’effondrement souvent qualifiée de "fosse volcano-tectonique" dans la littérature.
La partie centrée de l'édifice, qui rassemble la majorité des laves différenciées, constitue une entité géographique bien délimitée (8 à 10 km de diamètre). En revanche, ses produits basaltiques périphériques ne se distinguent pas des laves similaires issues des districts volcaniques voisins : l'Aubrac au sud et le Cézallier au nord-est. Environ 80 % de son volume initial (~ 1000 km3) est constitué de pyroclastites principalement mises en place par écoulement.
La synthèse stratigraphique adoptée ici est la plus récente disponible. Il s’agit d’un résumé des travaux présentés lors du Colloque SGF-BRGM de septembre 1999 à Aurillac (Nehlig et Leyrit, 1999). Elle modifie plus ou moins complètement celles qui ont été successivement développées par De Goer en 1980 (26ème Congrès Géologique International) puis par Mossand et De Goer (1992) et De Goer (1995).
L'histoire se déroule essentiellement entre 13 et 2 M.a., c'est à dire du Miocène supérieur au Pliocène supérieur : elle se subdivise schématiquement en quatre grandes périodes.
I. Les basaltes infracantaliens - de 13 à 7 M.a.
Du fait de son recouvrement par les produits postérieurs, ce volcanisme précurseur est seulement connu au fond des vallées et sur les marges du massif. Il s'agit le plus souvent d'édifices volcaniques dispersés, très érodés, comportant quelques coulées (Salins) parfois associées à des pyroclastites variées : projections stromboliennes, scories soudées, tufs phréatomagmatiques. Cette phase semble pour l'essentiel située entre 11 et 9 M.a. Mais elle a pu débuter avant, autour de 13 M.a. Les âges beaucoup plus anciens précédemment publiés (20 à 22 M.a. au nord dans la région de Condat, 29 M.a. Au sud de la vallée de la Truyère) sont actuellement récusés. En fait seuls les basaltes anciens les plus centraux peuvent être qualifiés de précantaliens. Dans les régions périphériques, extérieures à l'aire d'influence des réservoirs superficiels et non atteintes par l'extension du premier Cantal (Aurillac, Saint-Flour, Salins), les émissions basaltiques se poursuivent au cours de l'édification du strato-volcan, entre 9 et 7 M.a., et ne seront recouvertes que par des produits dits néocantaliens. Ces basaltes péri-cantaliens sont pour partie contemporains de ceux de l'Aubrac, édifié plus au sud autour de 7,5 M.a.
Localement (Aurillac, Belbex), ces produits sont affectés par une altération tropicale fersralitique. Les laves sont des basaltes alcalins et basanites, dont les termes les plus différenciés sont représentés par des hawaïtes (Saint-Flour).
II. Le premier édifice trachy-andésitique (paléo-Cantal) - de 8,8 à 8,3 M.a.
Ce premier strato-volcan s'édifie au Miocène terminal et va constituer l'ossature du Cantal. Les magmas à l'origine de sa construction sont essentiellement des trachy-andésites acides (benmoréites et latites quartzifères) évoluant ponctuellement vers des trachytes ou des rhyolites. Les produits s'expriment surtout sous forme de coulées pyroclastiques : écoulements de cendres et ponces (ignimbrites), meubles ou soudés, associés à des faciès de retombées aériennes (tufs lités). A l'extérieur de la zone centrale, ces épisodes sont uniquement représentés par des pluies de cendres et ponces associées à des cinérites lacustres (Joursac).
Cet édifice s'est constitué dans un court laps de temps, de l'ordre de 500 000 ans (8,8 à 8,3 M.a.) : il est difficile de savoir quelle altitude il a atteint dans la région centrale où ces formations sont reconnues jusque vers 1450 m.
Il est probable que la vidange brutale du réservoir magmatique superficiel à l'origine de ces formations ait engendré la formation d'une caldéra (cratère d'effondrement) dans la zone sommitale, à l'image de celles qui sont mieux argumentées dans les massifs des Monts Dore et du Sancy.
Jusqu'en 1989, l'existence d'une dépression de cette nature (9 km x 6 km) avait été argumentée sur la base de données morpho-structurales et géophysiques : si les résultats des derniers travaux ne remettent pas en cause la présence de structures d'effondrements (ou plutôt d'écroulements) dans la région centrale, ils attribuent leur formation à des mécanismes éruptifs différents ou superposés au précédent (voir ci-après).
III. Le deuxième édifice trachy-andésitique (néo-Cantal) - de 8,3 à 7 M.a.
Ce second strato-volcan, centré sur le précédent, s'en différencie à la fois par ses caractéristiques magmatiques et morpho-dynamiques. Le magma dominant est représenté par des termes intermédiaires (mugéarites) qui s'expriment le plus souvent sous forme d'écoulements pyroclastiques grossiers. Il s'agit là de termes directement éruptifs, observés soit en place, soit au sein de "brèches d'écroulement" dont il convient à ce stade d'évoquer l'origine.
Les Brèches du Cantal
L'éruption du 18 mai 1980 au Mont Saint-Helens (U.S.A.) a permis de réinterpréter des dépôts dont la dynamique de mise en place était jusqu'à présent mal comprise.
Cette éruption a montré l'exitence de ruptures de flancs, par déséquilibre gravitaire, entrainant l'effondrement de vastes secteurs d'édifices volcaniques. Ces évènements cataclysmiques engendrent la formation de dépôts de débris d'avalanches évoluant en des écoulements boueux denses dans les zones distales. Fréquent sur les strato-volcans andésitiques, ce type d'évènement est maintenant reconnu dans le Cantal : certains faciès de brèches, d'ailleurs les plus importants en volume, correspondent à de tels dépôts ou à leur remaniement.
Faciès des dépôts
La dynamique de mise en place de ces dépôts consiste en un ou plusieurs écoulements évoluant graduellement de l'amont vers l'aval par fragmentation progressive. Pratiquement, sur le terrain, on distingue trois grands faciès.
- Faciès de débris d'avalanche :
Bien représenté à l'amont des grandes vallées de l'ouest et du sud du massif, ce faciès consiste en des panneaux glissés en masse et peu déplacés depuis leur origine. Ces ensembles chaotiques, parfois longs de plusieurs centaines de mètres pour des puissances avoisinant 300 m, conservent encore en leur sein la stratigraphie originelle des dépôts antérieurs. Ceux-ci peuvent être préservés des chocs engendrés lors du glissement, et ainsi, des formations initialement massives (panneaux de coulées ou de dômes trachy-andésitiques) sont conservées telles quelles. Par contre, la plupart montre l'amorce d'une fragmentation qui se signale par un débit anguleux pluri-centimétrique (débit en "dents de scie"). Ce pré-découpage du matériau prépare et permet le passage aux faciès suivants par fragmentation progressive et remobilisation.
- Faciès de coulées de débris
Il s'agit d'écoulements turbulents qui se signalent par leur aspect chaotique. La matrice est grossière et les blocs ou panneaux inclus sont fréquemment décamétriques ou plurimétriques. Ce faciès est généralement bien consolidé et forme dans le paysage d'imposants reliefs ruiniformes (Marmanhac, Vic-sur- Cère, Velzic,... ). Certains blocs appartiennent au substratum anté-volcanique (calcaire, gneiss, granite). Ce faciès constitue les interfluves des moyennes et parfois basses vallées (Jordanne, Cère).
- Faciès de coulées boueuses
Essentiellement présent dans les basses vallées et en périphérie du massif (surtout ouest et sud), ce faciès consiste en des écoulements dilués à matrice sablo-argileuse incorporant encore d'importants blocs transportés par flottaison : il s'agit le plus souvent de roches massives différenciées (trachy-andésites, trachytes) signalées en tant que petites intrusions locales sur les cartes géologiques au 1/50 000 (la feuille de Vic-sur-Cère en est le meilleur exemple).
Selon la ou les causes de la déstabilisation de l'édifice (scénarios de type Mont St-Helens, Bezymmiany ou Bandaï) des produits magmatiques ou phréatomagmatiques dirigés (déferlantes, blasts... ) peuvent être associés à ces faciès d'écoulements (s.l.) : la reconnaissance de terrain de ces dépôts-repères et de la morphologie du cratère d'avalanche (cratère en « fer à cheval ») constituent des arguments supplémentaires pour la mise en évidence de ces événements cataclysmiques. La distinction faite ici entre ces faciès co-génétiques n'implique pas que toutes les brèches et lahars du Cantal aient la même origine : écoulements de laves visqueuses auto-bréchifiées, nuées ardentes issues de la destruction de dômes en croissance (Puy Mary).
Pratiquement, l'histoire de tous les strato-volcans montre au moins une fois le passage par un tel épisode destructif majeur. Dans le Cantal, il semble que la partie sommitale ait été détruite au moins par trois fois durant son histoire.
1 - Le premier est attesté sur les flancs nord et nord-est du massif et serait antérieur à 7,7 M.a. ; 2 - Le deuxième événement se situerait entre 7,4 et 7,2 M.a. : il est caractérisé par les volumineux dépôts du flanc ouest (entre Aurillac et Mauriac) ; 3 - Le(s) plus récent(s), entre 7,2 et 6,9 M.a. est reconnu que dans les régions méridionales (Jordanne, Cère, Brezons).
C'est durant cette période qu'un volcanisme à caractère régional sous-saturé et d'origine plus profonde interfère géographiquement avec ce volcanisme centralisé : ce sont d'abord, vers 7 M.a., des nappes fluides de trachy-andésites à haüyne (anciennes « ordanchites ») qui forment la base de certaines têtes de planèzes (Chalinargues, Limon, Trizac, ...) ; puis des protrusions, des dômes ou dômes-coulées de phonolites, vers 7 à 6,5 M.a., qui se mettent en place dans la zone sommitale (Puy Griou, Roc d'Hozières, ...) ou en périphérie (région de Menet et jusqu'à Bort-les-Orgues).
IV. Les basaltes supracantaliens (ou planéziens) - de 7 à 2 M.a.
Cette dernière phase d'activité, postérieure à toutes les laves différenciées (donc à la fin du fonctionnement des réservoirs superficiels centralisés) édifie de vastes plateaux basaltiques plus ou moins triangulaires (planèzes). Cette activité est essentiellement périphérique : peu représentée dans le quart sud-ouest, elle est bien présente dans tous les autres secteurs (Salers, Trizac, Limon, Badailhac... ) et très continue vers l'est (planèze de Saint-Flour). Les laves oscillent entre des termes basiques (basanites mélanocrates ou "ankaramites") et des termes plus clairs légèrement évolués (basaltes et hawaites, souvent à structure doléritique). Les points de sortie sont abondants et relativement dispersés sur toute la surface des planèzes. Le dynamisme strombolo-effusif est dominant mais peut laisser localement la place à d'importants épisodes phréatomagmatiques.
Les alignements de certains points de sortie montrent des orientations indépendantes des voies d'alimentation précédentes : comme pour la phase initiale (basaltes infra-cantaliens) ce volcanisme basaltique montre une autonomie certaine vis à vis du strato-volcan antérieur. Ce caractère d'indépendance est également souligné par son synchronisme avec celui des territoires basaltiques plus septentrionaux (Cézallier et Monts Dore).
Conséquences géomorphologiques
La destruction de cônes sommitaux successifs (au moins trois ?) par des avalanches de débris a entraîné un élargissement apparent du diamètre de la partie active du volcan (piémont de coulées de débris) et contribué à un abaissement de son altitude. Dès lors, il n’est plus nécessaire d’invoquer le rôle de l’érosion, fluviatile ou glaciaire, pour expliquer la morphologie de ce volcan à la forme de cône très aplati. Par contre, on revient, et pour ces raisons, à l’idée de volcans sommitaux élevés (de 3000 à 3500 mètres d’altitude environ) telle que l’avait évoquée J.B. Rames en 1873 (Mont Saporta) pour son volcan unique de 4500 mètres d’altitude démantelé essentiellement par l’érosion glaciaire !
Pétrographie et magmatisme
Comme dans les massifs des Monts Dore et du Sancy, les laves du Cantal proviennent de l'interférence géographique de deux lignées magmatiques dont l'individualisation est encore mal comprise :
- une série dite "saturée" (de type basalte à rhyolite), à tendance potassique, résultat de l'évolution de liquides basaltiques dans des réservoirs magmatiques superficiels. Des cycles plus ou moins complets de "vidange/réinjection/différenciation", qui affectent ces chambres magmatiques, conduisent à la genèse de magmas plus ou moins différenciés, dont l'expression en surface aboutit à l'édification des strato-volcans.
L'originalité du Cantal vis à vis d'autres strato-volcans situés dans un contexte structural similaire réside dans une grande abondance (~ 85 %) des termes intermédiaires et différenciés ("trachy-andésites" ; K-mugéarites et K-benmoréites). C'est dans ces faciès que l'on constate le plus fréquemment des phénomènes de mélanges de magmas qui conduisent à la formation de laves hétérogènes. Ces phénomènes de mélange ont également un rôle dans le déclenchement des éruptions.
- une série dite "sous-saturée" (de type basanite à phonolite), à tendance sodique, expression locale d'un magmatisme plus profond, connu à diverses époques en Auvergne depuis ~ 60 M.a. Ce volcanisme représenterait en quelque sorte le "bruit de fond" normal et quasi-continu d'un magmatisme intra-plaque continental à l'échelle du Massif Central français : une bonne illustration des produits et dynamismes engendrés par ce magmatisme nous est fournie par le Velay oriental.
Références bibliographiques
La synthèse la plus récente lors du Colloque SGF-BRGM, 7-10 septembre 1999 à Aurillac (nombreuses communications, synthèses et références, livret-guide de l’excursion) :
NEHLIG P., LEYRIT H., 1999 : Srato-volcan du Cantal. pp. 48-114 in « Volcanismes, sédimentations et tectoniques cénozoïques périalpins », P. Nehlig coordonateur. Documents du BRGM N° 291, BRGM Edit. ; 134 pp.
Mais aussi,... : BOULE M., 1896 : Le Cantal miocène. Bull. Serv. Carte géol. Fr., t. 8, n° 54 ; pp. 213-248.
BOURDIER J.L., GOER de HERVE A. de, RANCON J. Ph., VINCENT P.M., 1989 : Volumineux dépôts d'avalanches de débris sur les versants sud et ouest du massif du Cantal. Implications stratigraphiques et volcano-structurales. C.R.Acad.Sci. Paris, 309, II ; 2127-2133.
BRIL H., 1987 : Histoire géologique du Cantal suivie de six excursions géologiques; Maison des Volcans Ed. 2ème éd. ; 262 pp.
BROUSSE R., LEFEVRE C., 1990 : Le volcanisme en France et en Europe limitrophe. Guides géologiques régionaux, Masson Ed. ; 262 pp.
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GOER de HERVE A. de, 1980 : Le Cantal. In Géologie des pays européens, 26ème Congrès Géologique Internationale, Paris, tome France-Belgique-Luxembourg, Dunod Ed. et in Revue des Sciences Naturelles d'Auvergne, Vol. 45, fasc. 1-4, 1979.
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PETERLONGO J.M., GOER de HERVE A. de, 1978 : Massif Central. Guides Géologiques Régionaux, Masson Ed. 2ème édition ; 224 pp.
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