Les téphras

 

Les téphras représentent tous les matériaux (matières solides et liquides, entraînées par les gaz) émis par les volcans, à l’exception des laves ; ils proviennent de différents types d’éruption explosive. 

 

Les produits pyroclastique sont les débris de roches magmatiques éjectés par les volcans, et dont l’accumulation donne les roches pyroclastiques = pyroclastites.

 

clastique du gr. klastos : brisé. qualifie des roches constituées surtout de fragments de roches, de minéraux ou de fossiles. Le terme est souvent utilisé comme suffixe.

 

 

Exemple : Pompéi

 

A 24 km au sud de Naples se trouvent les ruines de Pompéi. Cette grande ville romaine, qui fut entièrement détruite par des chutes de cendres brûlantes lors de l’éruption de la Somma en 79 ap. J.C, avait 1500 m de long x 900 m de large, et était habitée par 25 000 personnes. Pompéi était surtout un lieu de plaisir recherché par la haute société romaine.

L’éruption commença le 24 octobre (ou août) : des tonnes de lapillis et de cendres brûlantes tombent sur la ville. Les habitants pris de panique fuient, d’autres préfèrent se réfugier dans les caves où ils seront asphyxiés par les gaz toxiques. Bientôt, il y a tellement de cendres brûlantes dans les rues que la fuite devient impossible et plusieurs milliers de Romains périssent asphyxiés ou brûlés. Quand l’éruption s’arrête 48 h plus tard, la ville de Pompéi est rayée de la carte du monde, enfouie sous 7 m de cendres et de lapillis.

A la fin du XVI° siècle, l’architecte Fontana découvrit les ruines. Les fouilles, commencées en 1748, se poursuivent encore de nos jours. Des temples, des théâtres, des villas, des thermes, un amphithéâtre,... sont exhumés. Des objets domestiques, des statues, des bas-reliefs, des peintures permirent de reconstituer la vie quotidienne des Romains au Ier siècle après JC.

 

stratigraphie des dépôts (de bas en haut)

260 cm d’épaisseur

reconstitution des événements

ponces blanches avec petits blocs de laves récentes de la Somma

Le bouchon de la cheminée volcanique a explosé, expulsant des volumes énormes de ponces et cendres en un intervalle de temps très bref ; les panaches de poussières volcaniques atteignent plusieurs km de hauteur, les ponces retombent sur Pompéi alors que les cendres entraînées par le vent se déposent plus au sud.
ponces grises, claires, avec xénolites (=roche étrangère, enclave dans une roche magmatique) de marnes calcaires de l’Eocène
ponces grises, verdâtres, avec xénolites de dolomies très métamorphisées du Trias

 

Les retombées = produits pyroclastiques

 

 

Les retombées sont des fragments d’origine volcanique émis verticalement et retombant autour du cratère selon un granoclassement normal : particules les plus grosses à la base, les plus fines au sommet. Ces retombées témoignent de l’importance (énergie et volume) d’une éruption. 3 paramètres sont utilisés : l’épaisseur des dépôts, leur dispersion D et le taux de fragmentation des particules F. Les valeurs relatives de F et D sont à la base d’une classification des types éruptifs. 

Un volcan peut, au cours de son évolution, être le siège de plusieurs types d’éruptions. Les termes de stombolien, vulcanien... peuvent être conservés pour définir une éruption, non un édifice volcanique.

 

Exemple : Pozzuoli (Italie)

Certains dépôts pyroclastiques sont célèbres. C’est le cas des pouzzolanes de la région de Pozzuoli : ce sont des cendres trachytiques claires et friables utilisées depuis la plus haute Antiquité pour la construction.

Les cendres sont souvent blanchâtres à grises quand elles sont fraîches, elles brunissent rapidement par altération et donnent des sols fertiles.

 

1. Classification des retombées

Selon leur granulométrie :

diamètre des éléments

roches meubles

roches cimentées

< 2 mm

cendres

cinérites

2 à 64 mm (ou 30 mm)

lapilli

tufs

> 64 mm (ou 30 mm)

blocs

brèches

 

Selon leur aspect : 

  • scories basaltiques, contiennent des vacuoles pouvant atteindre une taille de l’ordre du cm ; 

  • ponces acides, renferment une grande quantité de vésicules de petites tailles, ont une densité faible : 1 à 1,5.

 

Les retombées locales 

 

Les retombées locales autour d’un point de sortie créent un cône symétrique, tronqué à son sommet où persiste l’entonnoir = cratère d’éjection. 

Symétrique autour de la cheminée centrale, le volcan se construit avec des matériaux d’autant plus fins qu’ils sont plus éloignés du point d’éruption. Leur empilement est limité par une pente d’équilibre allant de 5° pour les matériaux fins à 35° pour les matériaux grossiers. 

Le cœur du cône, limité par des pentes de plus de 25°, est fait de blocs scoriacés, parmi lesquels sont mêlées des bombes en fuseaux ou en croûtes de pain. Le bas du cône, aux pentes inférieures à 25°, est un empilement bien stratifié de lapilli ou de cendres.

Bien que jeunes, les volcans de la Chaîne des Puys ont déjà perdu leurs pentes initiales ; la pente moyenne diminue avec l’ancienneté du volcan.

Puy de Côme

 

Les retombées lointaines 

 

Les retombées lointaines sont rarement conservées, sauf si, relativement jeunes, elles sont assez épaisses ou piégées au sein d’une sédimentation lacustre.

 

Exemple : Lac Pavin (Chaîne du Montchal) - photographie

La chaîne du Montchal est le complexe volcanique qui fait suite à la chaîne des Puys, vers le Sud. Cet ensemble forme une bande nord-sud longue de 6 km, décalée de 3 km vers l’ouest par rapport à l’axe se la chaîne des Puys. Les principaux volcans qui la composent sont, du nord (volcans les plus vieux) au sud (volcans les plus jeunes), le Pavin et le Montchal, le Chauvet, le Montcineyre et la Godivelle.

Le puy de Montchal, appareil strombolien à cratère bien conservé, haut de 1411 m, est au sud du lac Pavin. Il a émis 3 coulées basaltiques :

La première a coulé vers le sud, recouvrant un marécage - on observe une surface chaotique parsemée de pseudo-cratères dus à la vaporisation de l’eau ;

La deuxième s’est dirigée vers l’ouest et a atteint la vallée de la Clamouze ;

La troisième, il y a 11 000 +/- 800 ans, a parcouru 16 km vers l’est en empruntant la vallée glaciaire de la couze Pavin.

Ultérieurement, le puy de Montchal a saupoudré ses environs avec des lapillis basaltiques qui recouvrent des limons ligneux datés à 6680 ans.

L’explosion hydromagmatique du Pavin, il y a 3450 ans environ, a découpé le socle (granites + roches métamorphiques + anciennes coulées basaltiques issues du massif du Mont-Dore) et la coulée nord-est du Montchal. Les explosions violentes du fait de la présence d’eau superficielle et de la richesse en gaz du magma trachytique, a créé un cratère subcirculaire de 750 m de diamètre, occupé par un lac profond de 96 m. Les produits ont été rejetés au sud en une nuée à blocs, lapilli et cendres. Le nuage s’est développé en une succession de déferlantes sur une aire longue de 15 km (NW-SE) sur 7 km de large (NE-SW), formant une couche assez épaisse pour être conservée.

 

Retombées + eau... 

 

Les retombées, remaniées par les eaux, donnent des dépôts épiclastiques, d’argiles et sables (< 2 mm), de graviers (2-64 mm) et de galets (> 64 mm). 

Lorsque des matériaux d’origine volcanique sont entraînés vers des lacs ou la mer, ils se déposent comme des sédiments et donnent des brèches et des conglomérats sédimentaires à éléments volcaniques, des grès à matériaux pyroclastiques et des cinérites blanches, riches en cendres, en débris de plantes, d’insectes et de diatomées.

 

Exemple : Lac Chambon (Monts Dore)

Vaste (60 ha) mais peu profond (12 m) le lac Chambon occupe, à 877 m d’altitude, un très joli site ; parsemé d’îlots, il a des rives très découpées, sauf au Nord et au Sud-Est où une grande plage avec cabines a été aménagée.

 

L’existence du lac Chambon est due au volcan du Tartaret, un des plus récents d’Auvergne, qui surgit au milieu de la Couze (Plusieurs rivières, nées dans les monts Dore ou le Cézallier et qui se jettent dans l’Allier, portent le nom de Couze : la couze de Chambon, la Couze de Pavin, la couze de Valbeleix, la couze d’Ardes.) et en arrêta les eaux.

 

L’activité initiale a été phréatomagmatique, suivie d’une phase typiquement strombolienne. Une puissante coulée fut émise, qui se dirigea vers l’est en suivant la vallée de la Couze et, un peu avant Champeix, déboucha dans la plaine de la Limagne. Elle finit par s’arrêter au-delà de Neschers, après avoir parcouru 22 km : c’est la plus longue coulée d’Auvergne. Le paléosol, sous cette coulée, est âgé de 6900 ans.

Au Nord du lac se dresse une aiguille rocheuse ou saut de la Pucelle, de près de 100 m de haut ; c’est un vestige de l’ancien volcan de la Dent du Marais. On conte qu’une jeune bergère, importunée par les assiduités d’un seigneur, se jeta du haut de la falaise et, miraculeusement, atterrit sans dommage. L’imprudente eut le tort de se vanter de cet exploit à ses compagnes incrédules. Pour les convaincre, elle voulut le renouveler, mais cette fois son corps s’écrasa sur le sol...

Aux abords du lac Chambon, on rencontre de nombreuses petites buttes arrondies recouvertes de végétation. En creusant, on découvre des cinérites blanches avec des empreintes de feuilles, datant d’il y a moins de 3 Ma (villafranchien inférieur), et des argiles à diatomées : ces roches font partie des terrains volcano-sédimentaires intercalaires. Les dépôts de cinérites se sont faits dans un lac, grâce à la retombée de cendres volcaniques. Des feuilles et de petites branches d’arbres qui vivaient autour du plan d’eau se sont mêlés à cette sédimentation.

 

Les écoulements pyroclastiques = nuées ardentes

 

Les éruptions explosives se manifestent parfois par des nuées ardentes. Ces écoulements pyroclastiques, émulsions denses de solides, liquides et gaz magmatiques à haute température (jusqu’à 500 °C), s’épanchent à grande vitesse (jusqu’à 500 km/h), souvent de façon dirigée, et constituent un danger majeur pour l’homme.

 

Localisation des volcans à nuées ardentes

Les volcans à nuées ardentes se situent pour la plupart autour de l’océan Pacifique (cercle de feu) ou au niveau d’arcs insulaires (Caraïbes, Indonésie). Il y a de plus des volcans isolés, tels le Vésuve. Un volcan qui a déjà émis des nuées ardentes risque d’en émettre à nouveau. Plus rarement, dans une province volcanique présentant une activité limitée, une éruption majeure a lieu. La chaîne des Puys a ainsi manifesté une activité strombolienne depuis 100 000 ans ; il y a 8 300 ans, le Puy de Dôme a rejeté des nuées ardentes et des cendres en grande quantité qui ont été retrouvées jusqu’en Suisse et en Allemagne.

 

La puissance d’une nuée ardente

Les paramètres physiques retenus pour estimer la puissance d’une nuée sont la température, la vitesse et le volume, les deux derniers permettant de connaître l’énergie cinétique mise en jeu.

  • Température : R.C. Maury a obtenu de bonnes mesures de la température grâce à l’examen des spectres Infra-rouge des bois carbonisés dans le dépôt de la nuée, à l’abri de l’air. Cette méthode s’appuie sur la constance chimique des bois actuels et anciens impliquant une constance de leurs spectres IR. La chaleur, en l’absence d’O2, provoque une dégradation progressive de la structure du bois. Les ruptures successives des liaisons O-H, C-H, C-O-C, quand la température augmente, se traduisent par des modifications caractéristiques du spectre IR permettant un étalonnage avec une erreur < 50°C.

     

  • Vitesse : Il faut distinguer la vitesse initiale des ejecta (blocs, bombes, cendres) et la vitesse de répartition de l’ensemble : la première résulte d’une propulsion balistique dans l’air, la seconde concerne le déplacement en masse d’un fluide. D’une éruption à l’autre, ces 2 paramètres varient dans le même sens.

    La vitesse initiale v0 d’un bloc isolé, propulsé dans l’air, peut être calculée : v0 = Örg, avec r = distance parcourue. Mais la masse du bloc, sa section, son coefficient aérodynamique, l’angle d’éjection entrent également en ligne de compte.

    La vitesse de déplacement d’une nuée ardente dans son ensemble a été rarement mesurée.

    Les nuées ardentes émises par l’Agung (Bali, 1903), Mayon (Philippines, 1968), Fuego (Guatemala, 1974), Augustine (Alaska, 1976), Soufrières de Saint-Vincent (Antilles, 1979) se sont épanchées à des vitesses de 60 à 225 km/h. Ces mesures concernent des nuées ardentes d’importance faible à moyenne. Souvent, la vitesse des nuées est calculée a posteriori : la hauteur des obstacles franchis à contre-pente par une nuée permet d’en déduire sa vitesse, ou bien grâce aux gros objets déplacés.

    La vitesse d’une nuée dépend :

    • de l’intensité de l’explosion,

    • de la fluidité de la masse en mouvement (la mobilité importante de la nuée est due tant à un dégazage du magma qu’à l’air ambiant incorporé en cours de progression),

    • de la pente de l’édifice volcanique (jusqu’à 15°),

    • de la dénivellation totale (jusqu’à 3 km).

     

  • Le rapport distance parcourue / dénivellation constitue un bon paramètre pour estimer l’importance d’une nuée ardente. Les nuées d’avalanches de type Merapi, se déplaçant essentiellement par gravité, parcourent une distance moindre (moins de 5 km pour une dénivellation de 1 km) que les nuées péléennes (plus de 8 km) propulsées par une force initiale supplémentaire dirigée latéralement.

     

  • Volume : Une nuée ardente d’importance moyenne laisse en général des dépôts de quelques millions de m3. De plus, au cours d’une période éruptive, plusieurs nuées ardentes peuvent s’épancher successivement. Dans certains cas, quelques nuées ardentes d’une importance 10 à 100 fois supérieure sont capables de produire plusieurs km3 de matériaux. Le volume de matériaux émis lors d’une éruption est directement lié à l’énergie mise en jeu.

 

Exemple : Tambora (Sumbawa, Indonésie) (image

En 1815, le Tambora éjecta 150 km3 de retombées ponceuses + nuées ardentes, en libérant 1027 ergs. C’est la plus puissante éruption historique. Elle a fait 92 000 victimes : 10 000 par les effets directs des nuées ardentes, des coulées de boue chaude et des retombées de cendres, 82 000 mortes de famine après la catastrophe, toutes les cultures et tous les pâturages ayant été détruits. Près du volcan, les dépôts de produits volcaniques atteignaient 20 m d’épaisseur. A 140 km de là, sur l’île de Lombok, ils avaient encore 50 cm. L’obscurité due aux retombées de poussières fut totale pendant 4 jours jusqu’à 500 km du volcan. Les explosions ont été entendues jusqu’à 1 500 km du volcan.

Les dépôts des nuées ardentes

Les dépôts des nuées ardentes, contrairement aux retombées, sont constitués d’un mélange de blocs et de cendres très mal classés.

 

Etude d’ensemble

L’étude du dépôt dans son ensemble permet de quantifier la puissance de l’éruption.

  • épaisseur du dépôt à une distance donnée du cratère,

  • dispersion (aire des dépôts dont l’épaisseur demeure supérieure ou égale à une valeur donnée),

  • fractionnement = % de matériel d’une taille < 1 mm à une distance donnée du cratère.

Ces paramètres augmentent avec l’intensité du phénomène générateur : une éruption violente laisse des dépôts sur une épaisseur importante, dispersés sur une aire large, finement pulvérisés.

L’épaisseur n’est pas un bon paramètre pour comparer des éruptions à nuées ardentes, car elle dépend aussi de la largeur de la vallée qui les canalise par exemple ; en revanche le paramètre fractionnement est intéressant.

 

Etude dans le détail

En passant le matériel volcanique meuble dans des tamis de plus en plus fins et en pesant chaque refus, on peut tracer des courbes granulométriques caractéristiques des dépôts, prenant en compte le % en poids de chaque fraction. 2 paramètres sont importants : la médiane, taille intermédiaire pour laquelle on a autant en poids de particules plus grosses que de plus fines, et le classement = tri des particules. Cette méthode, longue et difficile, permet de distinguer les types de dépôts et de reconnaître les éruptions. L’observation de chaque fraction à l’oeil nu ou à la loupe révèle la présence de 4 types de constituants :

  • fragments lithiques, morceaux de laves provenant de la fracturation d’anciens dômes / coulées

  • fragments lithiques oxydés résultant d’une libération + oxydation des fluides hydrothermaux piégés en profondeur ;

  • cristaux - origine double : cristaux automorphes, bien formés, cristallisés au sein du magma qui a donné naissance à la nuée ardente ; cristaux cassés assimilables à des fragments lithiques (anciens), éclatés jusqu’à l’échelle du minéral ;

  • verres provenant du magma figé sans avoir cristallisé ; certains verres, vésiculés et ponceux, témoignent du magma neuf, les vésicules résultant de l’accumulation de gaz magmatiques ; d’autres sont lisses et anguleux et dérivent de fragments lithiques pulvérisés.

La reconnaissance de minéraux bien formés ou de verres vésiculés est capitale : ils témoignent de l’intervention en profondeur d’un magma, la phase explosive risque alors de se poursuivre en s’amplifiant. Dans le cas contraire, les verres anguleux témoignent d’une explosion sans intervention de magma : l’éruption diminue en général d’intensité.

 

Le mélange de 2 magmas 

à l’origine des phénomènes éruptifs explosifs

Quand on observe un échantillon de dépôts à l’oeil nu, on peut parfois observer 2 laves d’aspects différents intimement mêlées ; dans d’autres cas, ce mélange quasi parfait reste plus difficile à prouver. Par exemple la coexistence de 2 populations minérales formées à des pressions et températures différentes témoignent d’un mélange magmatique, de même que des inclusions de verres magmatiques de 2 types chimiques bien distincts. Des minéraux zonés, constitués d’auréoles de chimismes différents, ont pu commencer leur croissance dans un magma et la poursuivre dans un autre. Les 2 magmas concernés dérivent en général l’un de l’autre par différents processus. Par exemple par sédimentation au sein de la chambre magmatique : un magma riche en silice (acide), léger, visqueux et riche en fluides, surmonte un magma pauvre en silice (basique), dense, plus fluide et pauvre en gaz dissous. Une nouvelle injection dans cette chambre d’un magma basique chaud d’origine profonde provoque une homogénéisation de l’ensemble, et une vésiculation des gaz dissous. La surpression engendrée, de plusieurs centaines de bars, peut dépasser la résistance du bouchon volcanique et l’éruption débute. Le temps séparant le mélange de l’éruption a été estimé par la vitesse de croissance de certains minéraux par exemple : cet intervalle est limité à quelques jours, 3 à 6 probablement.

 

Le rôle des fluides (eau) dans la genèse des éruptions explosives

Les magmas contiennent des fluides dissous en proportion très variable : 1 % dans les magmas basiques à 7 % dans les magmas riches en silice. Ces fluides ne peuvent pas tous rester en solution quand le magma remonte et subit une baisse de pression et de température. Ils se séparent par un phénomène de démixtion et forment de petites bulles au sein de la phase magmatique liquide. Ces bulles s’assemblent, grossissent, jusqu’à former une phase fluide continue. L’éruption devient explosive, projette le magma sous forme de bombes, de cendres ou de nuées ardentes.

De la qualité du magma, teneur initiale en eau, des paramètres thermodynamiques (températures, viscosité etc.) conditionnant la profondeur de démixtion, dépendra le type de dynamisme éruptif : une séparation liquide - fluide relativement profonde induira plutôt une émission de cendres, une démixtion superficielle conduira à une nuée ardente. Un liquide magmatique, se solidifiant au moment même où des bulles de gaz prennent naissance, donne une ponce bulleuse. L’eau météorique alimente des nappes d’eau souterraines. Le flux de chaleur dégagé par un magma proche transforme cette eau en vapeur, le changement de phase se traduisant par une augmentation considérable du volume, d’où éruption phréatique. Si le magma entre en contact avec l’eau, l’éruption prend un caractère mixte, phréato-magmatique, ce que l’on observe souvent dans les magmas.

 

Classification des nuées ardentes

On peut classer les nuées en fonction :

  • du caractère fin / grossier des dépôts, reflétant le caractère explosif ou avalancheux des nuées,

  • du % de verres vésiculés juvéniles (nouveau magma) par rapport aux verres anguleux anciens.

Type Merapi

Une nuée de type Merapi, ou nuée ardente d’avalanche, prend naissance et se propage tant sous l’effet de la gravité que par l’action des gaz internes libérés. Une telle nuée a une extension latérale inférieure à celle de Saint-Vincent ou du Santiaguito, mais demeure dangereuse vu les grands volumes mis en jeu et la soudaineté du phénomène. Les nuées de type Merapi se mettent en place à 325°C. Les dépôts d’avalanche se distinguent des autres dépôts de nuées par leur caractère grossier : médiane > 0,5 mm pour la fraction < 2 mm. Les nuées d’avalanche de type Merapi s’épanchent aux dépens d’un dôme entièrement solide.

 

Exemple :         Merapi (Java) ( photographie)

Le Merapi (2 911 m) est l’un des volcans les plus actifs de l’île de Java. Il fut le siège d’une éruption paroxymale en 1006, responsable de l’effondrement de toute sa partie ouest. Depuis, il manifeste une activité quasi continue ; en 1672, il tua 3 000 personnes par ses nuées ardentes. Il se caractérise par une dépression au sommet, en forme de fer à cheval, ouverte vers l’ouest qui est occupée par un dôme dont le volume s’accroît sans cesse de 20 000 m3 par jour, mais qui s’éboule fréquemment. Parfois une nuée ardente d’avalanche prend naissance et se propage tant sous l’effet de la gravité que par l’action des gaz internes libérés.

Ainsi, en juillet 1998, une éruption a libéré des nuées ardentes ; 10 000 personnes ont été évacuées, il n’y a pas eu de morts mais les cendres ont détruit les récoles, des particules toxiques ont contaminé l’eau du sol. La plus grande explosion a eu lieu le 19 juillet : le panache de cendre est allé jusqu’à 10 km d’altitude et la pluie de cendre qui a suivi l’éruption a été sentie jusqu’à 40 km du volcan.

Cette photographie a été prise le 19 juillet 1998 à 4 km du sommet Merapi2 Merapi3

La pluie de cendre à Muntilan, à 20 km du volcan, le 19 juillet 1998 à 16h00 heure locale.

Le ciel est très sombre, des cendres grises couvrent la route et remplissent l’air, rendant la conduite très difficile !

 

Type Arenal

Les nuées ardentes de type Arenal sont des nuées d’avalanche, mais contrairement au type Merapi, elles s’épanchent aux dépens d’un dôme dont l’intérieur est liquide : le magma interne se solidifie donc en verres vésiculés ponceux caractéristiques.

 

Exemple : éruption de l’Arenal le 23 août 2000

 

Type Santiaguito

Les dépôts de nuées s.s., provenant d’une explosion violente, ont une médiane < 0,5 mm. Dans le type Santiaguito, les nuées dérivent de la pulvérisation d’une coulée riche en gaz. Les fragments vitreux présentent pour la plupart un caractère anguleux.

 

Santa-Maria-Santiaguito(Guatemala)

Au Guatemala, le complexe volcanique Santa-Maria-Santiaguito est le plus dangereux des 3 volcans actuellement actifs de ce pays.

 

Le Santa-Maria (3 789 m) fut le siège le 24 octobre 1902 de l’une des 10 plus fortes éruptions historiques, qui pulvérisa son flanc sud-ouest. Cette explosion produisit plus de 5 km3 de matériaux, de la cendre essentiellement, tuant 6 000 personnes.

Dès 1922, un dôme, le Santiaguito, prit naissance dans la caldeira excentrée de 1902. Son altitude atteignit 2 500 m (soit une hauteur de 300 m) dès 1924. Toute l’activité du complexe volcanique se concentra sur ce dôme, avec des alternances de périodes d’extrusion, de coulées de laves et de nuées ardentes. Deux nuées ardentes furent émises en avril et septembre 1973, elles parcoururent respectivement des distances de 4 et 3 km, laissant des dépôts jusqu’à 5 voire 10 m d’épaisseur. Ces nuées ardentes sont très particulières car elles sont émises à partir de l’extrémité d’une coulée de lave longue de 2 km, fragmentée en blocs (brèche volcanique). Le déclenchement de ces nuées ardentes est induit par la grande quantité de gaz sous pression piégés au sein de la coulée de lave visqueuse et figée sur sa périphérie. Après l’émission de chaque nuée, la lave apparut et se mit à couler.

 

Type Pelée

Les nuées de type péléen, décrites à la Montagne Pelée en mai 1902, s’épanchent d’une manière dirigée à cause d’un dôme qui obstrue en grande partie le cratère. Une éruption péléenne est accompagnée de la construction d’un dôme à laquelle sont associées de violentes explosions dirigées latéralement. Les dépôts ont une médiane < 0,5 mm ; les nuées mettent en jeu de grandes quantités de magmas juvéniles, figés en verres vésiculés, et résultent d’un mélange de magmas.

 

Montagne Pelée (Martinique)

Depuis 5 000 ans, la Montagne Pelée s’est manifestée violemment environ tous les 250 ans, suivant des modalités variées. Sur 25 éruptions magmatiques répertoriées depuis 14 000 ans, 10 sont pliniennes, les autres ont produit des dômes, parfois accompagnés de nuées péléennes. Les éruptions pliniennes affectent des zones beaucoup plus vastes mais sont moins destructrices que les nuées ardentes péléennes.

 

En 1300, les nuées ardentes péléennes ont précédé des éruptions pliniennes encore plus dévastatrices (une colonne éruptive verticale constituée de gaz, cendres et ponces, alimente un panache à partir duquel les particules retombent ; ni discontinuité ni figures d’érosion entre les dépôts pliniens et péléens de 1300 attestent que ces 2 activités appartiennent au même épisode éruptif, ils ont été séparés par un laps de temps très bref, quelques heures à quelques jours)

 

En 1792 et 1851, des explosions de faible intensité n’ont mis en jeu que l’eau souterraine surchauffée (explosions phréatiques).

 

Enfin en 1902 et 1906 est apparu un nouveau dôme de lave massive + nuées ardentes.

 

 

Les ruines de Saint-Pierre témoignent encore de la catastrophe du 8 mai 1902, où la Montagne Pelée tua 28 000 personnes. Si la phase de construction du dôme est bien documentée, il n’en est pas de même des paroxysmes explosifs du début : les rares observateurs ayant des connaissances en volcanologie sont morts le 8 mai ; au moment du deuxième paroxysme, le 20 mai, qui achève la destruction de la ville en tuant quelques pillards, les volcanologues n’ont pas encore eu le temps d’arriver en Martinique ; quant au paroxysme du 30 août, le plus violent, il fut nocturne.

début 1902.               

Une recrudescence de l’activité fumerollienne est remarquée dans le cratère du sommet du volcan (la caldeira de l’Etang Sec) et une intensification des odeurs d’H2S en provenance d’une Soufrière située vers 900 m d’altitude sur le flanc ouest du volcan. Cette Soufrière marque le site des 2 premières et modestes éruptions de 1792 et 1851.

24 avril à 20h45.                   

Une première explosion phréatique secoue le volcan. Malgré l’heure tardive, les témoins voient les masses de vapeurs d’un blanc noir surgir du flanc de la montagne. De Saint-Pierre, elles semblent provenir d’un long cratère situé dans la vallée de la rivière Blanche.

25 avril entre 9 et 10 h.

Une nouvelle explosion du même type a lieu. Ces cratères phréatiques sont situés à mi-pente du volcan qui culmine alors vers 1300 m. Pendant ce temps, des fumées blanches sortaient du grand cratère sommital, elles étaient visibles de la ville, et se succédaient à intervalles inégaux de 2-3 min : il y a donc aussi reprise de l’activité phréatique au sommet.

Une semaine d’activité ralentie.

2 mai Au matin. Le cratère sommital est le siège d’une recrudescence très notable de l’activité fumerollienne.

Vers 23h30. Une série d’explosions accompagnées d’éclairs, lueurs et détonations est accompagnée de l’expulsion de plusieurs dizaines de millions de m3 de cendres qui retombent sur toute l’île. A partir de cette date, le volcan est soumis à d’incessantes vibrations, ses rivières entrent en crue de façon anormale, sans relation avec les chutes de pluies : malgré son caractère encore phréatique, l’éruption a changé d’échelle.

 

5 mai à 12h30. Le seuil de l’Etang Sec se rompt et le lac qui depuis le début de l’éruption occupait le cratère se déverse d’un coup dans la vallée Blanche. La coulée de débris qui en résulte ne tarde pas à ensevelir l’usine Guérin située à l’embouchure de la rivière Blanche, avec 23 personnes. Cet effondrement du bord sud-occidental du cratère était d’autant plus prévisible que le pied de l’à-pic sur la vallée Blanche était depuis le début de l’éruption fragilisé par les explosions phréatiques excentrées et les circulations d’eau souterraine.

 

6 mai. La lave fait irruption au fond du cratère. Les Pierrotins ne s’inquiètent pourtant pas outre mesure : la plupart de ces manifestations sont comparables, quoique plus violentes, à celles qui ont accompagné la petite éruption phréatique de 1851.

 

7 mai. Les chutes de cendres s’intensifient, les premières avalanches incandescentes (paquets de blocs détachés du dôme de lave qui commence son édification au sommet du volcan) s’écoulent dans la vallée Blanche. Le soir et durant la nuit, des explosions verticales projettent des fragments de lave rougeoyante à 300-400 m de haut. Des pluies abondantes balayent les cendres pendant la nuit - déclenchant des coulées de boue qui engloutiront, au Prêcheur, 400 personnes.

 

8 mai. Au petit matin. Tout paraît calme. Le sommet du volcan est dégagé et l’on peut apercevoir une épaisse colonne de vapeur blanche monter droit dans le ciel. Plus bas côté ouest, des fumées noirâtres s’échappent des cratères excentrés. Le jeune dôme de magma croît rapidement, de petites avalanches incandescentes s’en détachent à la cadence moyenne de 1 toutes les 5 min.

8 h. Une détonation qui sera entendue jusque dans les îles Vierges, à près de 600 km au nord-ouest, marque le début du paroxysme : quelques minutes plus tard, Saint-Pierre serait rayé de la carte. Les récits de témoins prouvent que la poussée initiale du paroxysme était essentiellement horizontale, voire oblique vers le bas, quasiment sans composante verticale ; les indications fournies sur le point de sortie de la poussée initiale va dans le même sens : ce point de sortie ne semble pas localisé au fond de la caldeira de l’Etang Sec, mais à flanc, dans la partie ouest du sommet déjà minée par les explosions phréatiques excentrées, les circulations d’eau souterraine, l’effondrement du seuil de l’Etang Sec. La poussée volcanique, canalisée par le ravin de la rivière Blanche, a donc été horizontale et dirigée sur Saint-Pierre situé en contrebas, à 7 km de là, bien dans son axe.

Tous les observateurs visitant St-Pierre après le 8 mai ont été frappés par le caractère aligné des objets renversés et des cadavres selon la direction nord-sud : le souffle cendreux brûlant qui abattit la ville venait donc en droite ligne du sommet du volcan à 7 km et n’était pas (ou peu) turbulent. La statue de la Vierge qui trônait majestueusement sur le morne d’Orange à la sortie sud de la ville est basculée et tombe sur la route tandis que son socle n’est pas déplacé ; connaissant le poids et la surface exposée de ces 2 objets, on peut en déduire que le souffle a atteint la ville à une vitesse d’environ 120 m/s. La vitesse de départ du souffle pourra être estimée à 200-250 m/s : par conséquent, il a mis 40 à 45 s pour atteindre la ville. La ville prend feu tout de suite après le passage du souffle destructeur - il est 8 h du matin, les maisons s’effondrent alors que les cuisines sont en pleine activité... Les personnes affectées en dehors de la zone d’action de l’incendie et de la nuée ardente ne sont brûlées que sur les parties du corps découvertes, la température du souffle cendreux devait être < 100°C.

5 min plus tard arrivait la nuée ardente, après un parcours de 9 km : vallée Blanche + tronçon de côte de l’embouchure de la rivière Blanche à St-Pierre. La nuée, partie au même moment que le souffle, a dû se déplacer à une vitesse d’environ 30 m/s : 60 m/s au départ et 10 m/s à l’arrivée. Alfred Lacroix, professeur du MNHN dirigeant la mission française, avait estimé les températures de mise en place des nuées ardentes de la Montagne Pelée à 600-800°C, par l’importance des dégâts causés par la chaleur sur différents matériaux, tels que la fusion de certains métaux. En réalité, ces effets résultaient davantage du gigantesque incendie qui ravagea Saint-Pierre. La température de cet incendie augmenta sensiblement sous l’action des courants d’air et de la combustion d’alcool stocké dans les rhumeries.

La température de la nuée ardente qui s’abat sur St-Pierre est en fait variable : les plus gros blocs encore incandescents doivent avoir une température proche de celle du magma au moment de sa mise en place (environ 900°C), mais l’enveloppe externe du nuage est presque à la température ambiante ; la partie basale de la nuée qui envahit Saint-Pierre a une température intermédiaire, les analyses thermométriques de bois carbonisés inclus dans les dépôts du 8 mai permettent de la chiffrer à 250-400°C ; d’autres mesures donnent des températures d’environ 200°C.

L’eau a joué un rôle important. Avec les quelque 8 m de pluie par an que reçoit le sommet de la montagne Pelée, la présence de 3 caldeiras emboîtés ouverts dans des matériaux volcaniques meubles perméables, on peut affirmer qu’une quantité gigantesque d’eau s’infiltre dans l’édifice - le déficit entre l’eau reçue et l’eau écoulée dans les rivières serait de 30%, soit chaque année des dizaines de millions de m3. C’est pourquoi, dès le début de l’éruption en avril, l’eau souterraine qui circule dans le volcan a réagi à l’ascension de la colonne magmatique.

L’étude géologique détaillée du volcan montre que, malgré une régularité externe « de façade », celui-ci est profondément dissymétrique. Côté nord, le bâti ancien, rigide et imperméable, remonte jusqu’au morne Macouba, un des sommets du volcan. Côté sud au contraire, ce bâti ancien est très déprimé, renvoyé au fond d’une ancienne caldeira comblée de matériaux récents et perméables. Le cratère de l’Etang Sec est ouvert à la limite entre ces 2 domaines structuraux, ce qui explique la circulation préférentielle des nappes aquifères et géothermales vers le sud-ouest.

Au fur et à mesure de la construction du dôme, l’eau de pluie située dans les roches proches du magma est réchauffée et amenée à ébullition. La vaporisation partielle de l’eau des roches encaissantes a lieu côté nord (fumerolles). Côté sud, les explosions phréatiques du haut de la rivière blanche ont pour ainsi dire asséché les roches encaissantes avant l’arrivée du magma en surface le 6 mai.

L’expansion de la vapeur dans les fissures et les pores de l’encaissant nord y crée une tension interne ; seule s’y oppose la résistance mécanique de l’encaissant sud, fragilisé par les événements phréatiques précurseurs. Une fois le seuil de résistance dépassé, la détente de l’encaissant nord repousse colonne magmatique et dôme vers le sud, la masse fracturée et désunie du dôme est précipitée dans la vallée Blanche et évolue en nuée ardente. Au moment où le dôme bascule, la pression sur l’encaissant est brusquement ramenée à zéro et le reste de l’eau surchauffée se détend aussi, brutalement. Un mélange intime de vapeur et de roche est projeté horizontalement vers le sud : c’est le souffle cendreux.

8h10. Tout est consommé. Quelques bateaux ont pu rompre leurs amarres dans la rade et dérivent vers le sud avec leur poignée de survivants. Dans la ville anéantie et silencieuse, unique survivant, Cyparis crie à l’aide du fond de son cachot. Dès le lendemain, l’enlèvement des cadavres mais aussi les pillages commencent.

 

8 au 20 mai.Le volcan reste calme. Seul le dôme de lave qui croît au fond de son cratère éventré atteste de l’éruption en cours.

20 mai. Nouveau paroxysme, la destruction de Saint-Pierre est achevée. L’échancrure du cratère de l’Etang s’est approfondie.

26 mai puis 8 juin. Le volcan délivre de nouvelles nuées ardentes, moins importantes que celles des 8 et 20 mai.

9 juillet. Nouvelle phase explosive, au cours de laquelle la lave produite est beaucoup plus vacuolaire.

30 août vers 21 h. Lors du plus grand et dernier paroxysme explosif de l’éruption qui affectera les secteurs sud et est en plus de celui touché en mai, on a une preuve formelle de la faible température du souffle : le soufre (température de fusion : 117°C) qui cimentait les isolateurs des poteaux téléphoniques de morne Rouge, renversés par le souffle volcanique, n’a pas fondu. La liste des victimes s’allonge d’un millier environ ; le souffle cendreux et les nuées ardentes sont moins orientés : l’explosion initiale a sans doute été verticale, accompagnée d’écoulements et de déferlements tourbillonnaires latéraux. On trouve dans les dépôts du 30 août, partout plus épais que ceux des paroxysmes de mai, nombre de blocs oxydés de lave ancienne. C’est tout le dôme de lave sommital et son encaissant proche qui ont été pulvérisés dans l’explosion.

 

1902-1904 Le dôme, qui atteindra sa hauteur maximale (environ 1 350 m d’altitude) peu après le 30 août, continuera à croître pendant plus de 2 ans, jusqu’à la fin de 1904. Sa hauteur sera sans cesse limitée par de petites explosions et par de nombreux écroulement à l’origine de nuées d’avalanche qui, mues par la gravité, s’épanchèrent dans la vallée de la rivière Blanche, sur le flanc sud-ouest, qu’elles comblent partiellement.

Fin octobre 1902. Un piston de lave dégazée et visqueuse perfore la carapace du dôme et édifie la célèbre aiguille. Avec une vitesse d’ascension de plusieurs mètres par jour, elle atteint rapidement une hauteur de 350 m. Mais au cours de sa croissance, elle se fissure peu à peu et s’écroule progressivement pour disparaître totalement en août 1903.

 

1929. Là aussi, il n’y eut que des nuées ardentes d’avalanche. Ce deuxième type d’activité semble être le plus fréquent.

La faible activité sismique, enregistrée par l’observatoire volcanologique de la Martinique fin 1985-début 1986, tranchant par rapport au calme total des 20 années précédentes, rappelle la menace qui plane sur les Petites Antilles. Mais quel sera le type de la prochaine éruption de la montagne Pelée ?

 

Type Saint-Vincent : 

Les nuées de type Saint-Vincent sont très semblables à celles de type Pelée, si ce n’est qu’elles sont émises verticalement à partir d’un large cratère largement ouvert puis se dispersent latéralement tout autour. Elles se mettent en place à 300°C. 

 

Soufrière de Saint-Vincent (Antilles)

La Soufrière de Saint-Vincent (1220 m) constitue l’un des maillons de l’arc des petites Antilles, au même titre que la Montagne Pelée de la Martinique et que la Soufrière de la Guateloupe. C’est un volcan craint et redouté.

En effet, le 7 mai 1902 (la veille de l’éruption de la Montagne Pelée), des nuées ardentes causèrent la mort de 1565 personnes.

Une nouvelle crise éruptive se déroula en avril - mai 1979 : des nuées ardentes furent émises les 13, 14, 17 et 22 avril. Elles se propagèrent le long des lits des rivières. Une nuée dévala Laridai River (3 km) à l’ouest et, atteignant la mer, s’y dispersa jusqu’à 8 km au large de Larikai Bay. A l’embouchure, elle laissa un dépôt de 1,5 m d’épaisseur sur une largeur de 250 m, contenant des blocs ayant jusqu’à 60 cm de diamètre noyés dans des cendres. Un petit dôme (133 m de haut, 860 m de diamètre) se mit ensuite en place, entre mai et septembre, dans le grand cratère sommital large de 1,5 km.

Lors de l’éruption de 1979, un bloc sensiblement sphérique de 50 cm de diamètre a été retrouvé au centre de son cratère d’impact de 2 m de diamètre x 50 cm de profondeur, à 1,5 km du point d’émission. Une telle distance parcourue suppose une vitesse initiale de 650 km/h, et une vitesse d’impact de 325 km/h.

 

La prévision des nuées ardentes

Les nuées ardentes présentent un risque volcanologique humain majeur : une éruption à nuée ardente rend toute fuite illusoire. La protection des populations menacées se traduit donc autant en termes de prévention que de prévision : il faut évacuer les villes et les villages situés dans les zones « à risques » dès que l’éventualité d’une éruption à nuées ardentes peut être envisagée. Un tel déplacement de population, outre son coût élevé, pose des problèmes humains majeurs. Il est difficile d’interdire l’accès d’un périmètre donné à des personnes dans l’inaction forcée, non loin de leurs cultures qui se dégradent chaque jour. La rareté (moins d’une éruption de ce type par an) et le danger des éruptions à nuées ardentes font que les témoignages restent très rares. Certaines nuées ont néanmoins été parfaitement photographiées ou filmées. Quelques volcans, connus pour leurs nuées ardentes, constituent un laboratoire naturel de choix pour la meilleure connaissance de ces écoulements.

L’étude fine des dépôts des éruptions passées permet de connaître en détail le volcan. Un volcan qui a déjà émis des nuées ardentes risque d’en émettre à nouveau.

Il faut estimer pour un volcan donné la surface exposée.

Des méthodes géophysiques permettent une surveillance étroite du volcan. La sismique et la tiltmétrie, mesurant le gonflement de l’édifice volcanique, mettent en évidence le mouvement du magma en profondeur, le mélange de magmas précédant de quelques jours la nuée ardente.

Lors d’une éruption débutante, l’expertise des premiers produits solides peut donner des indications sur l’évolution de l’éruption ; la présence dans les cendres de verres anguleux et de minéraux cassés résulte d’une éruption phréatique : le magma dégage la chaleur nécessaire à la transformation de l’eau en vapeur mais reste en profondeur, la 1° explosion est alors la plus violente. Au contraire des verres ponceux vésiculés et une abondance de minéraux bien formés témoignent de l’arrivée d’un magma juvénile, il y a alors risque que du magma s’épanche brutalement au cours des heures suivantes.

 

Les blasts

 

Les blasts, ou coulées de débris, déferlantes à éléments massifs, sont voisins des nuées ardentes.

Un glissement de terrain provoque un éboulement du toit du volcan sur plusieurs centaines de mètres d’épaisseur. Le magma en cours d’ascension se retrouve d’un seul coup en subsurface et jaillit, sous l’effet de cette brusque surpression relative, tel un « coup de fusil ». En général, des nuées ardentes succèdent au blast initial.

  

Bezymianny (Kamchatka)

Lors de l’éruption du 30 mars 1956, les matériaux ont été éjectés jusqu’à 25 km à la vitesse initiale maximale de 2 200 km/h : 2 fois celle du son !

 

Mont Saint-Helens (USA)

 

Les ignimbrites

Les nuées d’ignimbrites, issues d’un processus voisin des nuées ardentes mais hypertrophié, laissent des dépôts souvent soudés car émis à une température supérieure à 500°C.

 

Les éruptions à l’origine des ignimbrites présentent un risque volcanologique humain majeur, mais n’ont jamais été observées directement. A l’origine, ce sont de fines gouttelettes de lave acide et des débris de cristaux mobilisés dans un aérosol à haute température capable de parcourir des dizaines de km à grande vitesse. La température de mise en place dépasse souvent 500°C et conduit souvent à la soudure des dépôts : lors de l’immobilisation de la nappe, tous ces débris retombent et se soudent entre eux pour donner en général une roche claire, souvent fortement indurée.

 

Exemples : Katmaï (Alaska)

La Vallée des 10 000 fumées, résultant de l’éruption du Katmaï en Alaska en 1912, constitue le seul cas historique connu.

La chapelle et le cimetière au village Douglas, couverts par les cendres volcaniques de l’éruption du Katmaï en 1912.

 

L’explosion eut lieu sans témoin humain ; les dépôts ont fait l’objet d’études ultérieures. Très épais (jusqu’à plusieurs dizaines de mètres) et répartis sur des surfaces importantes (jusqu’à 20 000 km2), ils présentent un aspect d’ensemble homogène, ils sont relativement bien classés et renferment une grande quantité de ponces ou échardes de verre (« flammes »). Interprétées autrefois comme des retombées ou pluies (imber) de feu (ignis), elles proviendraient plutôt de l’effondrement d’une colonne éruptive : le dynamisme passerait ainsi d’un type plinien à un type ignimbritique, par exemple si la taille du cratère augmente.

 

Monte Amiata (Italie)

Le Monte Amiata fait partie des appareils volcaniques toscans ; le complexe volcanique couvre une superficie de 85 km2, il s’est mis en place au Tertiaire supérieur et au Quaternaire, le long de l’arc pré-apennin toscan. 

C’est un volcan fissural mixte, construit sur un bombement volcano-tectonique disloqué en compartiments et recouvert d’ignimbrites et de rhéoignimbrites

Les ignimbrites sont les roches les plus abondantes du massif ; elles sont riches en phénocristaux de sanidine craquelée, pseudo-fluidales, hétérogènes, claires. 

La partie supérieure des nappes présente une pâte vitreuse en partie perlitique, alors que la partie inférieure est cryptocristalline, avec des sphérolites de cristobalite et de sanidine. Les ignimbrites se sont mises en place sous forme de nuées ardentes à 700°C.

Les rhéoignimbrites, sortes d’ignimbrites modifiées après effusion, sont parfaitement homogènes et fluidales ; elles ressemblent à des laves et sont disposées dans les couvertures d’ignimbrites comme des glaciers qui émergent d’un champ de neige, formant parfois de véritables murailles.

Dans la couverture d’ignimbrites fraîchement déposée, la viscosité augmente du bas vers le haut et de la fissure d’alimentation vers le front du dépôt, à cause du refroidissement. En s’écoulant, les parties inférieures des nappes transportent sur leur dos une épaisse couche de matériaux visqueux ; celle-ci se trouve comprimée dans le sens du flux car la vitesse de la coulée diminue avec la distance. D’abord au front de l’épanchement puis vers l’amont, la pression augmente, à tel point que les couches superficielles se plissent, se rompent, se chevauchent, tandis que la matière plus fluide des zones inférieures pénètre comme des dykes dans ces structures anticlinales et ces chevauchements. Ainsi s’édifient peu à peu ces arêtes et murailles de rhéoignimbrites, dont la forme en arc est fonction de l’accroissement latéral du coefficient de friction.

 

Les déferlantes = surge

Une déferlante, écoulement turbulent souvent lié à l’effondrement d’une colonne éruptive, se caractérise par une épaisseur faible (quelques cm) mais très variable de ses dépôts (formation de « vagues ») et une stratification bien particulière.

 

Les coulées de boues 

= lahar (Indonésie), hlaup (Islande)

 

Lorsqu’une éruption se produit dans un cratère occupé par un lac, ou lorsqu’un volcan recouvert par une carapace de glace se réveille, ou lorsque les cendres accumulées sur les pentes d’un volcan sont mobilisées par les eaux de pluie, il se forme des coulées de boue, formations constituées de blocs parfois énormes, arrachés par la coulée sur son trajet, mélangés à des cendres et à de la terre. Ces coulées boueuses, grand danger pour l’homme, peuvent parcourir des distances considérables (plus de 100 km).

 

Exemples : Nevado del Ruiz (Colombie) ; Perrier (Limagne) : ce lahar d’âge pliocène a transporté des blocs de plusieurs tonnes provenant du massif du Mont Dore sur plus de 20 km.

 

Hyaloclastites, palagonites et pépérites

Les produits pyroclastiques sous-marins ou sous-glaciaires sont très caractéristiques.

 

La fragmentation des laves basaltiques produits des fragments anguleux et vitreux : les hyaloclastites. Cette fragmentation du basalte peut avoir lieu lors d’une éruption explosive, ou quand il y a un choc thermique sur une lave en coussin. Les fragments clastiques vitreux sont de teinte en général ocre ou brune, et renferment de petits fragments anguleux de verre basaltique. Ils mesurent 0,25 à 2 cm de diamètre.

Le verre, appelé sidéromelane, est une sorte de verre transparent, dépourvu des petits cristaux de fer que l’on trouve dans les variétés plus communes de verre basaltique.

Les fragments de verre sont entourés d’une matrice de couleur jaune à marron : la palagonite (de Palagonia en Sicile) qui provient de l’hydratation et de l’altération du sidéromelane.

 

 

Hyaloclatites et palagonites sont très bien représentés dans le volcanisme sous-marin des Monts Ibléens (Sicile) et dans les nombreux volcans sous-glaciaires d’Islande.

 

Limagnes

Le rift des Limagnes de Loire (région de Montbrison), à remplissage oligocène sur près de 700 m de puissance, est volcanisé à la fois sur sa bordure ouest (Monts du Forez) et en son centre (Plaine de Montbrison). La majorité des appareils éruptifs est à proximité du système de failles qui limite le rift à l’ouest.

On peut y voir des maar remplis de hyaloclastites, entourés par un anneau plus ou moins complet de projections. L’érosion jouant, il reste des lambeaux de coulées en position de relief inversé, des necks (cheminées), dykes (filons), pipes (cheminées d’explosions hydromagmatiques à brèches).

L’appareil hydromagmatique le plus complet est celui du Mont Claret : le maar, allongé sur 1 km, domine la plaine de 80 m. L’essentiel de l’activité est hydromagmatique, suivie de phases explosives magmatiques. L’ensemble des retombées est stratifié. Un dyke vertical, long de 800 m, est exploité encarrière.

Les pépérites sont des formations pyroclastiques de teinte grise ou rouille, composées de granules globuleux de lave basaltique (diamètre : 1 mm à 2 cm) dispersés dans un ciment >marno-calcaire. Autrefois considérées comme le résultat de l’irruption de coulées de lave en fusion dans des sédiments lacustres qu’elles ont brassés en s’y émiettant, elles sont aujourd’hui interprétées comme le produit d’éruptions phréatomagmatiques. Les pépérites ont un faciès très variable, en fonction de la taille des granules et de l’importance de la matrice marno-calcaire. pépérite

 

Plateau de Gergovie (Limagne)

Pendant l’oligocène, des lacs occupent l’emplacement de Gergovie : des alternances de marnes et de calcaires en plaquettes s’y déposent.

Au Miocène inférieur, un magma basaltique monte et entre en contact avec l’eau d’une nappe phréatique ou d’un lac résiduel, les explosions qui en résultent ouvrent un large cratère, des pépérites se déposent. Des sills et des dykes de basalte se mettent en place à la périphérie de l’appareil, recoupant localement les pépérites déjà consolidées, et alimentent de petits centres éruptifs adventifs qui émettent des scories. Des circulations de fluides au sein des dépôts engendrent des dépôts secondaires d’opale et de minéraux hydrothermaux. Le cratère se remplit d’eau, il s’y sédimente des marnes et des calcaires finement lités.

Une injection magmatique provoque l’ouverture d’un nouveau cratère qui recoupe en grande partie le précédent, un second ensemble pépéritique se forme.

Puis l’activité stoppe, un lac s’installe dans le cratère qui est peu à peu comblé par des sédiments lacustres riches en fossiles.

Deux coulées viennent sceller l’ensemble il y a 29 et 16 MA.

L’érosion inverse ensuite le relief, pour donner la morphologie actuelle.