Les formations associées

Actuellement, le plateau du Devès est quasi exclusivement représenté par le volcanisme, ne laissant que peu de traces visibles du socle sous-jacent. Aussi, trois grands types de formations volcaniques sont représentés dans le Devès.

2.2.2.1.Les coulées basaltiques

Les formations volcaniques du Devès sont essentiellement constituées de produits basaltiques qui se sont répandus sous forme de coulées. On a comptabilisé 10 à 12 niveaux de quelques mètres à quelques dizaines de mètres d’épaisseur, et les empilements peuvent atteindre une puissance de 120 à 150 m (Kornprobst 1978 ; Lecocq 1987). Le Devès est caractérisé par des basaltes alcalins sodiques très peu différenciés (Boivin 1982). Ont été relevés la présence d’ankaramites, de néphélinites, de basaltes alcalins, d’hawaïtes et de basanites. Ces dernières étant les plus fréquentes.

Les coulées sont les produits liquides des éruptions. Ces laves sont associées à l’activité de nombreux appareils alignés pour la plupart dans l’axe des principales lignes de failles, c’est-à-dire N.NW / S.SE Cet alignement correspond à une fissure d'alimentation magmatique dont le processus qualifié d'éruption fissurale a sans doute permis la mise en place du Devès. De plus le nombre des coulées varie selon les points et leur épaisseur n'est pas uniforme. Les bassins du Puy et de Paulhaguet sont d'ailleurs aujourd'hui plus ou moins dégagés de leur couverture de lave. (Bout 1958). « Ainsi, la carapace basaltique du plateau du Velay, malgré une apparente régularité que ne troublent qu'imparfaitement les cônes de projections qui accidentent sa surface, est une masse d'épaisseur très inégale qui fossilise une topographie différenciée » (Bout 1958).

Le refroidissement rapide de ces coulées lors de leur épanchement s’accompagne d’une légère diminution de volume. Il se produit alors des cassures générant très souvent des divisions polygonales régulières : c’est le phénomène de prismation (Kieffer & Raynal 2001). D’un point de vue hydrogéologique, ce phénomène est important puisqu’il favorise la perméabilité en grand des coulées. Ainsi, si l’on ajoute à cela les nombreuses fissures occasionnés lors des évènements explosifs, cette masse de basalte est loin d’être imperméable (figure 6). « Il est peu vraisemblable que les violentes explosions qui ont découpé les maars à l’emporte pièce dans les superpositions de coulées se soient produites sans étoiler de

fractures les pourtours de ces entonnoirs géants » (Bout 1958). Ainsi, les eaux météoriques qui tombent sur le plateau ont la possibilité, grâce aux diaclases et aux fractures, de s’infiltrer rapidement dans la formation basaltique (Bout 1958). Cette situation n’est pas favorable à la stagnation de l’eau en surface et donc à la formation des tourbières. C’est pourquoi, s’il y a tourbière, c’est que ces fissures ont été comblées. Ces nombreuses fractures ont également un rôle essentiel dans l’érosion de ces coulées, particulièrement sensibles à la gélifraction. Ces roches se montrent également fragiles devant l’altération physico-chimique et classiquement touchées par l’altération en « tâches de soleil » (sonnenbrenner) spécifique des laves basiques alcalines sous-saturées (Kieffer 1968 ; Kieffer & Raynal 2001). « Cette altération révèle un réseau de microdiaclases (diaclases de deuxième ordre) à l’origine d’une fragmentation gravillonnaire de la roche qui la rend friable et facilement exportable (gélivation, ruissellement, glissements…) » (Kieffer & Raynal 2001). Ces processus d’érosion, entre autres, vont permettre la formation de particules fines à l’origine, localement, du comblement des réseaux de fissures et donc de l’imperméabilisation de la couverture basaltique.

En plus des écoulements verticaux dans les zones de fractures des coulées basaltiques, il est à noter, la présence d’alluvions ou de dépôts volcaniques meubles interstratifiés entre les différentes coulées, qui favorisent également la présence d’écoulements horizontaux au sein de ces dépôts.

2.2.2.2.Les cônes stromboliens

Dans les cas où le magma est plus visqueux ou le débit moins important lors de l'éruption, le magma est projeté sous forme de bombes et de lapilli. L'accumulation de ces projections construit alors un cône dont la pente est de l'ordre de 25 à 30° (figure 3). Ces cônes stromboliens, cônes de scories appelés localement « gardes », émoussés depuis par l'érosion, jalonnent l'ensemble du plateau du Devès. Dans la zone axiale, le volume et les hauteurs de scories sont très supérieurs à ceux des coulées interstratifiées. Leur épaisseur dépasse largement la centaine de mètres. (Mergoil et al. 1993).

La forme des petits édifices, véritables cônes de projections soudés entre eux, appelés également spatter cones témoigne d'une dépendance étroite avec la fissure d'alimentation, alimentant ainsi les coulées de lave. Les plus grands, quant à eux, sont liés à un volcanisme explosif, expulsant beaucoup de projections et peu de coulées (Boivin 1982). Ces édifices ont

également un rôle hydrogéologique important du fait de l'énorme capacité d'emmagasinement en eau par les produits scoriacés (Lecocq 1987).

dispersion du vent pluie de cendres et lapilli bombes effusions 25-35˚ pe^nte

panache d ejecta solides et de gaz volcaniques

effondrements intra-crateriques cone adventif

conduit d alimentation (cheminee)

facies de coeur de cone (scories rouges)

retombees aeriennes = saupoudrage facies de bas de cone

(scories noires)

Figure 3 : Cône strombolien vue en coupe (d’après Mergoil et al. 1993)

Le mont Bar est le plus bel exemple de cône strombolien que compte le plateau du Velay. Celui-ci est d’autant plus connu qu’il abrite une tourbière sur la partie centrale de son cratère.

2.2.2.3.Les appareils phréatomagmatiques

Ces derniers se forment au cours d'une éruption volcanique sub-aérienne par la rencontre d'eau superficielle avec le magma ascendant. Ce volcanisme a été particulièrement présent en Devès où l’on a décrit 58 de ces appareils (Nehlig et al. 2003). « Ceci doit être mis en relation avec les circulations intenses de l'eau entre les coulées du plateau » (Mergoil et al. 1993). Il existe deux principaux cas de figure :

Dans le premier cas, la chaleur du magma permet la vaporisation de l'eau et la surchauffe de cette vapeur. La réaction donne lieu à une succession de très violentes explosions avec des panaches de plus d'une dizaine de kilomètres de haut et des déferlantes

basales pouvant balayer plusieurs dizaines de kilomètres carrés. De ce type d'éruption résulte un vaste cratère d'effondrement à l'aplomb de la cheminée, le diatrème. La violence de ces explosions disperse les produits expulsés autour du cratère. L’épaisseur des dépôts, mélange de produits d’origine magmatique et d’éléments arrachés aux formations constituant le substratum, peut aller de quelques mètres à plus d’une centaine de mètres. L'ensemble de cet appareil volcanique, de forme le plus souvent circulaire ou ellipsoïdale en surface et conique en profondeur, est appelé un maar.

Le devenir du cratère est variable. Si l'arrivée d'eau s'interrompt alors que l'activité volcanique n'est pas achevée, le cratère sera occupé, voire complètement dissimulé par un cône strombolien. C'est le cas du mont Burel (Boivin & Gourgaud 1978) à proximité du maar de La Sauvetat. Si au contraire l'activité volcanique s'arrête avant les venues d'eau, un lac occupera la cuvette, comme le lac du Bouchet. Néanmoins, la plupart des maars sont comblés entièrement ou en partie de sédiments ou de produits volcaniques divers (pyroclastites, scories, coulées). Ce n’est que très récemment à l’échelle géologique que des tourbières ont pu se développer à la surface du maar constituant ainsi la phase finale du comblement.

En définitive, compte tenu d’une part de l’importance des niveaux scoriacés générés en périphérie et d’autre part des nombreuses fractures dues à l’explosion, il est évident que ces formations jouent un rôle déterminant dans le fonctionnement hydrologique actuel.

Dans le second cas, le type "surtseyen", il s'agit d'une éruption sub-aquatique. La vapeur engendrée par l'arrivée du magma sous un lac ou un cours d’eau, n'est pas surchauffée, contrairement au cas précédent et les explosions sont de ce fait moins énergiques. L'édifice volcanique construit est alors associé à des dépôts stratifiés de hyaloclastites. Dans le bassin du Puy, l’importante interaction entre activité volcanique et évolution sédimentaire du bassin est à l’origine d’une évolution complexe qui s’amorce dès 3 Ma avec les prémices du volcanisme du Devès. Cette activité est à l’origine de la mise en place d’un barrage volcanique à l’exutoire du bassin aval du Puy qui a induit, vers 2.5 Ma, une sédimentation lacustre (Defive et al. 2005). Dès lors, le volcanisme, interférant avec l’évolution fluvio-lacustre du bassin du Puy, a pris localement un caractère hydromagmatique de type surtseyen (Defive 1996 ; Defive et al. 2005).