Le massif du Mont-Dore, qui se trouve au cœur du Massif Central Français, est coincé entre la Chaîne des Puys, au Nord, et le massif du Cézallier, au Sud. D’une étendue d’environ 500 km², il se présente selon une forme elliptique d’axe Nord-Sud de 35 km pour un axe Est-Ouest de 15 km.

 Le puy de Montcineyre et le puy de Montchal (des cônes stromboliens), et au loin le massif du Mont-Dore, avec plus particulièrement le Sancy, un strato-volcan (Photo D. Decobecq).

 Ce massif volcanique, par sa superficie, le volume des produits émis et sa « durée de vie » (au moins 4 millions d’années), présente une histoire très complexe, qu’il est difficile de reconstituer par rapport à des volcans « simples », comme ceux de la chaîne des Puys. Cependant, l’apport de la radiochronologie, des nombreuses études pétrographiques, de terrain et de géophysique ont permis de mieux comprendre les grandes étapes de sa mise en place.

Le premier signe de l’activité volcanique dans cette région remonterait à 15, 2 +/- 0,8 M.A., suite à une datation sur un basalte des environs de Tauves (Berger et al., 1979). Celui-ci est riche en nodules de péridotite à structure mosaïque ; structure qui traduirait qu’à cette époque, il y avait déjà un fluage du manteau supérieur. Cette coulée de basalte est, cependant, à rattacher au volcanisme dit de Limagne. Selon Baubron et Cantagrel (1980) à la suite de ce volcanisme, il se produit une phase d’érosion importante. Puis, vers 6 M.A. et jusqu’à 3 M.A., se produit l’émission de produits éruptifs caractéristiques d’une série alcaline régionale. Ensuite, grâce à plusieurs campagnes de datations (Bellon et al., 1972 ; Cantagrel et Baubron, 1983), il apparaît que dans le temps et dans l’espace le massif du Mont-Dore  peut être séparé en deux volcans distincts :

Ces deux volcans ont une caractéristique commune : une caldeira. Notre article montre pour chaque volcan la démarche différente et complémentaire, pour retrouver les témoins, les indices, et les modèles afin de situer ces caldeiras sur le terrain.

Définition d’une caldeira
D’après les travaux de H. Williams (1942), R.L. Smith (1960), H. Williams et W. Mac Birney (1979), une caldeira — vaste dépression volcanique, de forme plus ou moins circulaire ou elliptique —, résulte de l’effondrement du toit d’un réservoir magmatique superficiel consécutif à l’émission d’un important volume de matériaux pyroclastiques. Dans le cas d’un volcanisme « acide », avec l’apparition de laves riches en silice (dacites, trachytes, rhyolites), ces dernières se mettent en place sous forme d’écoulements pyroclastiques de cendres et de ponces — des ignimbrites — dont l’extension, autour des points de sortie, est considérable ; ils ennoient tous les reliefs préexistants et l’épaisseur de leurs dépôts peut être inférieure à 50 m s’ils sont densément soudés (G.L.P. Walker, 1983)

Depuis que P. Glangeaud (1917) a montré l’existence d’un effondrement à l’intérieur de la région du Mont-Dore et de la Bourboule, l’âge, l’importance, ainsi que la limite de cet accident varient selon les auteurs. En effet, la seule limite visible à l’affleurement est restreinte au miroir de faille, de direction Nord 40 °, dit de Choussy, dans la ville de la Bourboule.

La caldeira ou les caldeiras du volcan du Mont-Dore ?
Louis Glangeaud (1940), le fils de Philippe Glangeaud, évoque, vingt ans plus tard, l’idée d’une fosse volcano-tectonique de forme triangulaire avec trois failles importantes de direction Nord-Sud, Nord-Ouest—Sud-Est et Sud-Ouest—Nord-Est, formant le fossé d’effondrement dit de « La Bourboule-Le Mont-Dore ». Glangeaud (1965) appuie son hypothèse par une étude d’anomalies gravimétriques (Coron et al., 1964) mettant en évidence les failles principales. La gravimétrie ainsi que la magnéto-tellurique et l’électromagnétisme (Varet et al., 1980) montrent une forte anomalie négative au cœur de la vallée de Haute-Dordogne. Cette anomalie témoignant d’un remplissage de matériel détritique léger (des ponces). Les sondages électriques (Varet et al. 1980) ainsi que la sismique réfraction, indiquent la présence au cœur du Mont-Dore d’une épaisseur de 500 m à 1 000 m de terrain conducteur, correspondant au remplissage de cette caldeira.
 
 

Une grande caldeira ?
Brousse (1960, 1961) propose une fosse volcano-tectonique de forme polygonale d’une dimension de 8 x 13 km en se basant sur les points de sortie des laves les plus différenciées et en particulier les dômes de phonolite et de trachyphonolite de Sanadoire, Tuilière, Roc Blanc, Pédaire...
Cette structure semble être en accord avec les données géophysiques collectées (Varet et al., 1980) : la magnétométrie aéroportée donne une cartographie du champ magnétique correspondant à une caldeira située au Nord-Ouest d’une très large structure centrée sous le Sancy ; la polarisation spontanée montre une forte anomalie négative, à l’aplomb de la limite Est de la caldeira, témoin d’une facturation avec une importante circulation d’eau.
Des prospections (Corinne Hulot, 1988) électriques, magnéto-telluriques audio et basse fréquences et sismiques montrent une discontinuité majeure qui se situe légèrement au Sud de la Banne d’Ordanche et se poursuit jusqu’au lac de Guéry.
L’étude tridimensionnelle sur la variation de vitesse et d’absorption des ondes sismiques (Nercessian et al., 1984) a permis de réaliser des coupes et des plans interprétatifs jusqu’à 7 km de profondeur. Ainsi, de 0 à 2 km de profondeur il apparaît une zone circulaire de faible vitesse dont le diamètre est de 10 km. Cette zone de faible vitesse fait place, entre 2 et 4 km de profondeur, à une zone de haute vitesse qui est interprétée comme le toit d’une structure pouvant être assimilée à un complexe subvolcanique.

Une petite caldeira ?
Vincent (1979) émet l’hypothèse d’une caldeira de plus petite taille, dite de « Haute Dordogne », peu développée vers le Nord et dont le dôme de la Gacherie serait un jalon de la bordure Nord. Vincent (1980) en précise les limites : forme elliptique pour une surface de 18 km².
Mossand et al. (1982) reprennent le travail de Vincent et proposent une caldeira de 20 km² de surface. Les limites proposées se réfèrent aux contours des coulées descendant dans la vallée de Haute-Dordogne et au tracé semi-circulaire de la Dordogne, qui buterait contre la faille bordière de la caldeira. L’émergence de sources thermominérales le long de la Dordogne se ferait par l’intermédiaire de cette même faille bordière. Pour ces auteurs, il existe une tectonique Est-Ouest visible dans certains affleurements de la rive droite de la Dordogne.

Quand cet événement s’est-il réalisé ?
La controverse sur la forme et les limites de la caldeira, se reflète aussi sur l’époque de sa formation. Selon la première interprétation c’est au cours de plusieurs éruptions paroxysmales, qui se sont produites sur une durée le temps de plusieurs millions d’années, que s’est mise en place une caldeira. La seconde interprétation y voit plutôt un phénomène soudain et unique à l’origine de la création de la caldeira du Mont-Dore, à l’instar de ce qui s’est produit, en 1991, au Pinatubo aux Philippines, avec la formation, en quelques jours, d’une caldeira de 2,5 km de diamètre.

Interprétation volcanologique dans la durée
Dans la connaissance des processus éruptifs à l’origine de la caldeira du Mont-Dore, il y a d’abord eu une étude stratigraphique (Brousse, 1963). Celle-ci a utilisé les nappes de ponces, anciennement désignées du nom de « cinérites », comme niveau repère. En effet, ces nappes ont une répartition sur l’ensemble du massif, et elles correspondent à des phases importantes dans l’édification du Mont-Dore. La caldeira, selon cette étude, se serait formée progressivement avec une configuration définitive, il y a 3 M.A. Ensuite, l’activité se déroule à la périphérie.

Les premières datations K-Ar faites directement sur ces niveaux repères (Bellon et al., 1972), et l’étude plus détaillée des nappes de ponces par Ménard (1979), indiquent une activité explosive continue, qui se serait déroulée entre 8,3 M.A. et 3 M.A. avec la production de nombreuses nappes de ponces :

• Une première nappe, dite infrabasale. Proche de la Bourboule elle est datée entre 8,33 et 6,1 M.A.
• Une deuxième nappe, dite inférieure ; datée entre 4,7 et 4,5 M.A. son point d’émission se situerait aux environs de plateau de l’Angle.

•  La nappe de Pessy, datée à 3,8 +/- 0,2 M.A., elle se situe à l’intérieur de la fosse du Mont-Dore : selon les données de Brousse et al. (1966), le point d’émission se situerait aux environs du puy de Sancy.
• Une nappe extérieure, celle de Rochefort-Montagne (à l’Ouest du massif) ; elle est datée à 3,2 M.A. On peut, le long de la N. 89, juste avant d’arriver à Rochefort Montagne, observer, dans d’anciennes carrières, d’impressionnantes coupes de cette nappe homogène d’une épaisseur d’au moins 20 m. Ménard (1979), puis Bardintzeff et Miskovsky (1985) montre la non-équivalence de cette nappe de ponce avec celle de Pessy. Ménard situe le point d’émission de cette nappe aux environs de Mareuge (Nord-Est du massif du Mont-Dore).
• La nappe dite de la Charbonnière, datée à 3 M.A., se situe au centre de la caldeira.

Ces auteurs regroupent les différentes nappes de ponces, ainsi que les nappes supérieures situées au nord du massif du Mont-Dore (à l’exclusion des nappes terminales), en une seule : la « grande nappe ». En effet, toujours selon ces auteurs, pour former une caldeira, il faut une émission importante de ponces sur une large extension latérale. L’âge de l’émission est fixé par fourchette, ces auteurs se réfèrent à un niveau de pyroclastites situé au-dessus de la « grande nappe ».

Ce niveau, le « complexe intermédiaire » est caractérisé par la présence de perlites et de perles séparées. Ces éléments sont interprétés comme des xénolites appartenant au dôme rhyolitique de la Gacherie daté à 2,25 M.A. +/-  0,10 M.A. (Baubron et Cantagrel, 1980). L’époque de la formation de la caldeira est donc fixée à 2,25 M.A. par Mossand et al. (1982).
Dans cette conception, le volcanisme sensu stricto  du Mont-Dore débuterait à la formation de cette unique caldeira.

Volume des ponces du massif  Mont-Dore
Le volume initial de ce massif est estimé à 220 km³, mais l’érosion, plus particulièrement d’origine glaciaire, aurait dégagé près de 100 km³ de matériaux (Brousse, 1971).

Surface des ponces
L’estimation, pour la partie centrale du massif du Mont-Dore, des surfaces d’affleurements des ponces donne 18,5 km² pour l’ensemble des nappes du Mont-Dore (23,5 % de la surface) et 15 km² pour les nappes du massif du Sancy (14 % de la surface). En pourcentage de roches émises, selon Brousse (1961) les ponces représenteraient 11 % (7,4 % pour Villemant, 1979) et les rhyolites 0,5 % du volume total émis.

Volume des ponces du Mont-Dore
Le volume de ponces, dont l’émission est à l’origine de la caldeira du Mont-Dore, varie selon la taille de celle-ci : pour Brousse (1971), R. Julien (1988) le volume émis serait de 11 km³, et pour Mossand (1984), le volume émis est moins important, il serait de 8,4 km³.
Le volume en roche compacte pour l’ensemble des ponces du Mont-Dore passe à 5 km³ si l’on ramène la densité des ponces (1,1) à celles des rhyolites (2,4) (Brousse, 1971). Vincent (1980) estime que le volume initial de la « grande nappe » est de 5 km³ de lave compacte pour un effondrement d’environ 360 mètres. Mossand (1984) propose un volume de 3,2 km³ pour la « grande nappe » avant expansion et sans y inclure les fragments de socle estimé à 1,8 km³ (ce qui nous semble important, car il n’y a pas autant d’enclaves de socle dans les nappes de ponces).
 

Les laves du Mont-Dore
Les laves et produits pyroclastiques du Mont-Dore sont très variés. Ils appartiennent à une série alcaline à tendance potassique avec une évolution par cristallisation fractionnée depuis un basalte alcalin jusqu’à des trachytes, des rhyolites et des phonolites.
L’existence de termes différenciés sous-saturés et sur-saturés en silice dans une même unité de lieu (la série sous-saturée est, cependant, en surface plus abondante dans la zone septentrionale du Mont-Dore) fait intervenir des facteurs physiques et chimiques. Cependant, pour le volcan du Mont-Dore les datations K-Ar réalisées sur les coulées et les dômes ont permis de distinguer, en fonction de leur pétrologie, des épisodes éruptifs bien distincts selon la saturation ou sous-saturation en silice.
 

Différenciation magmatique des laves du Mont-Dore
Les deux séries magmatiques seraient communes des basaltes aux hawaiites, l’écart se produisant à partir des mugéarites.
Le magma initial se différencie d’abord par cristallisation fractionnée d’olivines et de clinopyroxènes (Brousse, 1961, 1971 ; Maury, 1976 ; Villemant, 1979, Decobecq, 1987), ce qui permet d’obtenir des hawaiites.

Pour le seconde étape (au niveau des mugéarites), plusieurs hypothèses ont été émises. Selon Brousse (1961, 1971), Brousse et al. (1966), le magma passe à la saturation en silice par une contamination de l’encaissant. Mais, la mise en évidence de fortes pressions d’eau (Maury, 1976 ; Maury et al., 1980, Pupin 1983) permet d’envisager la saturation en silice par la séparation d’amphibole dans le cadre d’une cristallisation fractionnée. Dans ce cas là, le liquide résiduel, qui en est issu, est donc enrichi en silice (Mervoyer et al., 1973), ce qui se traduit d’ailleurs par l’apparition d’orthopyroxènes dans les termes intermédiaires (Maury, 1976).

La série volcanique du Mont-Dore évolue sous une fugacité d’oxygène importante, comparable à celle des séries calco-alcalines (Maury et al., 1980) ; la typologie des zircons des termes différenciés est semblable à celle rencontrée dans les suites plutoniques calco-alcalines potassiques (Pupin, 1983). La notion de contamination peut donc être reprise mais, au lieu de la silice, c’est l’apport de H2O qui modifie la séquence de cristallisation de la série volcanique.
La minéralogie comparée des nappes de ponces et des rhyolites par l’étude des inclusions vitreuses dans les quartz (Menard, 1979) ainsi que la géochimie des éléments en trace (Villemant, 1979) démontrent leur parenté ainsi que leur appartenance à la même série de différenciation par cristallisation fractionnée.
 

Différenciation dans le temps du volcan du Mont-Dore
Selon les datations radiochronologiques, de 2,5 M.A. à 1,9 M.A., il y a une première série saturée. La coupure à 1,9 M.A. est marquée par la mise en place des principaux dômes de phonolites et des coulées de téphrites : c’est l’épisode sous-saturé majeur. Il y aurait en fait une individualisation de deux groupes de phonolites : un groupe entre 2,6 et 3 M.A. dites anté-caldeira, et un groupe à 1,9 M.A. dites post-caldeira (Mossand, 1984).
De 1,9 à 1,6 M.A. il existe un second épisode saturé.

Approche théorique pour définir la caldeira du volcan du Mont-Dore
La variété des laves et le volume important des ponces traduisent l’existence en profondeur d’une chambre magmatique où la différenciation a pu se réaliser.
L’étude des enclaves plutoniques (Decobecq, 1987) associées aux roches volcaniques a permis de démontrer l’existence d’une chambre magmatique de faible profondeur 9 km, surmontée d’un domaine subvolcanique de nature monzonitique.
Si l’on connaît le diamètre de la caldeira, on peut estimer la profondeur et les dimensions de la chambre magmatique profonde et du complexe subvolcanique (Bonin, 1982). L’existence d’une caldeira pour le volcan du Mont-Dore ayant été établie, sa limite nous l’avons vu varie selon les auteurs. Essayons une démarche inverse, connaissant la profondeur de la chambre magmatique, essayons de définir le diamètre de cette caldeira.

La première relation met en évidence le diamètre de la caldeira et la profondeur de la chambre magmatique :

avec P = profondeur de l’apex de la chambre  et D = diamètre de la caldeira.

Une seconde relation fait le lien entre le complexe annulaire et la chambre magmatique (Roberts, 1970 ; Bonin, 1982) :
 P = RV2, avec R = rayon du complexe et P = profondeur de l’apex de la chambre.

Cette formule donne la distance entre le toit du filon annulaire et l’apex de la chambre magmatique.
La profondeur de cette chambre magmatique, par rapport à la surface, est donnée par P = RV2 + p, où p est la profondeur de mise en place du complexe subvolcanique.

Pour le volcan du Mont-Dore nous avons défini précédemment plusieurs paramètres :

• la profondeur du toit du domaine subvolcanique (Bonin et al., 1984) correspondant au toit de l’anomalie géophysique observée à 2 400 m de profondeur (Nercessian et al., 1983) ;
• la chambre magmatique a été définie à 9 km de profondeur.

 La première étude stratigraphique des sommets du Sancy revient à Lemonnier (1960). Bourdier (1980), dans la région du Puy de Sancy, reconnaît des tufs de maars liés à un épisode phréatomagmatique estimé à 400 000 ans environ (Cantagrel et al. 1983 ; Bourdier et al., 1983).
Baubron et al. (1980), Lavina (1985) montrent une lacune d’éruption de matériel de type intermédiaire de 1,6 à 0,9 M.A. avec une reprise à 0,8 M.A. par l’édification du volcan du Sancy jusqu’à 250 000 ans. Selon ces auteurs l’arrêt des éruptions intermédiaires pendant 700 000 ans ainsi que son déplacement du Nord vers le Sud témoigneraient de l’existence d’un second réservoir magmatique indépendant du premier.
Deux grands ensembles apparaissent : le volcan du Sancy au sens strict, entre 0,85 et 0,2 M.A., et le massif Adventif, entre 0,5 et 0,2 M.A. Leurs produits, qui recouvrent une surface d’environ 200 km², ennoient une grande partie de la caldeira de la Haute-Dordogne (Mossand et al., 1982), le volcanisme post-caldeira associé et le Sud du volcan de l’Aiguillier (Morel, Cantagrel et Vincent, 1986).
 
 

Son activité débute par l’émission très rapprochée dans le temps (Lavina, 1985) des coulées pyroclastiques de cendres et ponces trachytiques de type Neschers (Besson et al, 1977 ; Besson, 1979) et de type Rioubes-Haut (Ménard, 1979 ; Bourdier, 1980 ; Lavina, 1985) qui seraient responsables de l’effondrement de la caldeira du Sancy (Lavina, 1985).

Les coulées pyroclastiques de cendres et ponces
On peut distinguer trois coulées pyroclastiques de cendres et ponces dans l’histoire du volcan du Sancy.
 

• La coulée pyroclastique de type Neschers

• La coulée pyroclastique de type Rioubes-Haut

• Les ponces de type Rivaux-Chaudefour

Les extrusions et dépôts de nuées ardentes associées
L’activité volcanique à dynamisme éruptif de type Péléen est très fréquente dans l’histoire du volcan du Sancy. Si les dépôts de nuées ardentes, assez meubles en surface, sont facilement déblayés par l’érosion, les dômes, relativement résistants, constituent dans le paysage les môles des principaux sommets du volcan du Sancy. On dénombre ainsi 18 dômes et dôme-coulées presque intacts (sauf trois d’entre eux dont les racines sont encore visibles). Leur taille est imposante : par exemple, le dôme-coulée du puy de Sancy mesure 500 (L) x 400 (l) x 100 (h) mètres (soit un volume d’environ 20 millions de m³). A ces dômes sont associés des dépôts de nuées ardentes de deux types : le type Péléen et de type Saint-Vincent, ou avalanche retombante dont l’extension est très faible.
L’analyse stratigraphique montre une succession toujours constante et répétée : dépôts de nature hydromagmatique + dôme + dépôts de nuées ardentes associées.
Détail des observations sur deux de ces dômes :

• a) Les cônes de tufs observés se caractérisent, de la base vers le sommet, par la succession suivante : d’abord, des brèches riches en xénoclastes (granite, gneiss), correspondant à des débourrages violents, sont intercalées avec des lahars, puis une importante accumulation de lits de cendres et de ponces, à stratifications entrecroisées, à figures d’antidunes (souffle violent) et d’impacts de blocs (preuve d’un dépôt plastique) les surmonte. La grande proportion de matériaux fins, et le peu de blocs, supposent des explosions violentes qui ont pulvérisé le magma en fines particules et ont engendré des nuages ascendants, retombants et déferlants sur les flancs de l’appareil en cours de construction. Les stratifications entrecroisées indiquent que les surfaces de dépôts étaient ondulées et marquées par le passage des déferlantes basales successives. La présence de ponces vacuolaires confirme que le magma juvénile était très riche en gaz volcaniques. La pulvérisation du magma suppose la présence d’une grande quantité de vapeur d’eau saturante comme c’est le cas dans les éruptions hydromagmatiques de type hyaloclastique acide.

• b)  Une ou plusieurs extrusions succède(nt) ou (suive(nt)) la construction du cône de tufs hyaloclastiques et apparai(ssen)t dans de vastes cratères évasés. Les plus larges ont un diamètre de 800 mètres à la base du volcan du Sancy et 200 à 300 mètres vers les sommets. La lave a parfois débordé des lèvres du cratère et s’est écoulée sur les flancs externes du cône de hyaloclastites, formant un dôme-coulée. Les roches qui les constituent sont toujours de nature hétérogène avec la présence d’enclaves dites congénères, résultant de mélanges mécaniques de magmas (Gourgaud, 1985).

• c) Les dépôts de nuées ardentes contemporaines des extrusions caractérisent leur destruction plus ou moins complète. Les roches projetées sont aussi de nature hétérogène.

• d) Certains cycles éruptifs s’achèvent, comme au Grand Dièdre, par l’apparition d’une protrusion sommitale, qui traverse l’ancienne extrusion.

• e) Si le cycle magmatique est respecté, il se termine par une activité strombolienne associée à de nombreuses coulées de lave : ce sont les cas du cycle « Grand-Dièdre - plateau de Durbise », entre la vallée de Chaudefour et le col de la Croix-Saint-Robert, et du cycle « puy de Cliergue - plateau de Chastreix », entre la haute vallée de la Dordogne et la Tour-d’Auvergne.

Ce cycle éruptif est calqué sur une évolution magmatique très précise liée à la nature des laves émises ; on observe successivement :

• a) Le trachyte, (ou trachyphonolite dans le cas d’une série sous-saturée) ;
• b) Le trachyte, ou le trachyandésite (ou trachyphonolite,) hétérogène (la « sancyite « ) : une benmoréite ;
• c) Enfin le trachyandésite intermédiaire, ou le trachyandésite basique hétérogène (« doréite ») : une mugéarite.

Les études téphrochronostratigraphiques du volcan du Sancy, corrélées avec l’étude des cycles éruptifs et magmatiques, montrent deux périodes distinctes d’extrusions :

• l’une, précoce dans l’histoire du volcan du Sancy, entre 0,8 et 0,5 M.A., pendant laquelle les dômes et aiguilles se sont construits à l’extérieur de la zone centrale ;
• l’autre, entre 0,45 et 0,2 M.A., dans la zone centrale et rebords de la caldeira du Sancy.

• finement litées car déposées en milieu calme ;
• grossières, avec de nombreux débris lithiques ;
• passant, parfois, à des lahars.

Les coulées de lave du volcan du Sancy
L’activité effusive, dans le volcan du Sancy, est moins importante que l’activité explosive liée aux extrusions et à l’hydromagmatisme. Elle se traduit par des coulées de lave, le plus souvent épaisses (10 à 20 m) et relativement courtes (500 m à 3 km) associées à des cônes de scories dont certains subsistent encore. Ces caractères s’expliquent par la nature et la viscosité des magmas qui les ont engendrées : des trachyandésites basiques (ou « doréites ») et les mugéarites.
Tout comme pour les extrusions, deux grands épisodes effusifs caractérisent l’histoire du volcan du Sancy :

• Entre 0,8 et 0,5 M.A., la plupart des laves sourdent sur les rebords de la structure subcirculaire, s’écoulent sur les flancs Sud-Ouest (Fontaine Salée) et Sud-Est du volcan (Les Moutons, Rioubes-Haut), recouvrent et « arment » les coulées pyroclastiques de type Rioubes-Haut. Elles sont de nature trachyandésitique basique (mugéarite). Seules les coulées d’hawaiite du système éruptif du Chambourguet, près de Super-Besse, au Sud-Est, s’épanchent très loin.

• Entre 0,45 et 0,2 M.A., les laves recouvrent de préférence les flancs Nord-Ouest et Nord-Est du volcan du Sancy, par-dessus les produits pyroclastiques de nuées ardentes de trachyandésites hétérogènes (Super-Chastreix, Super Chambon, Durbize, Montagne Haute).

Pétrographie du Sancy
Les laves du Sancy présentent, à toutes les échelles, une hétérogénéité diffuse caractérisée par des enclaves plus basiques. Pour Gourgaud (1983, 1985, 1989) ces laves sont le produit d’une homogénéisation magmatique opérée, dans le(s) réservoir(s) magmatique(s) superficiel(s), après la sortie explosive des magmas hétérogènes (extrusions + nuées ardentes). En règle générale, toutefois, ces laves ne sont pas forcément le résultat d’une homogénéisation.

Le volcan du Sancy aurait donc eu une évolution pétrographique différente de celle du volcan du Mont-Dore : des mélanges mécaniques de magmas basiques dans un réservoir de composition trachytique superficiel pourraient s’ajouter au processus de cristallisation fractionnée (Gourgaud et al., 1980, 1981, 1983 ; Cantagrel et al., 1984 ; Gourgaud, 1985). Ces mélanges, plus ou moins homogénéisés, sont observés principalement dans la série volcanique appartenant au volcan du Sancy et se succéderaient sur une période très courte : 0,85 à 0,2 M.A. (Lavina, 1985 ; Gourgaud, 1985).

Le « massif Adventif »
D’une superficie de 16 km^2, le « massif Adventif » déjà défini par Ph. Glangeaud, en 1919, comme « groupe de superposition », se surimpose à 3 kilomètres au Nord-Nord-Est du volcan du Sancy sensu stricto. Il est synchrone de son activité terminale, entre 0,55 et 0,25 Ma.
Il s’est formé sur un socle fracturé, effondré en gradins, probablement le rebord d’un graben Sud-Sud-Est - Nord-Nord-Ouest, recouvert des produits antérieurs issus du volcan du Mont-Dore (Mossand, 1984), de l’Aiguillier (Lavina, 1985 ; Morel, 1988) et du volcan du Sancy s.s., avec les coulées pyroclastiques de type Rioubes-Haut (Lavina, 1985), des restes de coulées de lave (basalte alcalin et hawaiite du ruisseau de Surains, basalte de la Clef-du-Lac, à 0,55 Ma).
L’essentiel de l’activité éruptive s’échelonne suivant le schéma observé dans le volcan du Sancy :

• a) phréatomagmatisme (3 cônes de tufs + dépôts de maar) ;
• b) extrusions, au nombre de 7 ;
• c) nuées ardentes péléennes et/ou retombantes (type Saint-Vincent) ;
• d) rares coulées de lave associées à des cônes de scories (2).

Les dykes du Sancy
Ils sont circonscrits au centre du volcan du Sancy. Leur disposition est grossièrement radiaire avec deux directions privilégiées : N50°-N60°E et N100-N140°E, le premier faisceau est prépondérant sur le second par le nombre de dykes.
D’après sept datations radiochronologiques il semble que le faisceau de dykes à N50-N60°E (0,35 à 0,22 Ma) soit postérieur à celui à N100°-N140°E (0,5 à 0,4 Ma) dont les directions sont identiques aux directions de fracturation du socle cristallin sous-jacent, celles qu’on a coutume d’appeler les directions « de la Margeride ».

Si l’on se réfère aux travaux de Nakamura (1977) relatifs aux « volcans comme indicateurs possibles des orientations du champ de contrainte tectonique », ces deux directions de faisceaux de dykes sécants et successifs dans le temps peuvent être une indication du changement du régime tectonique, ou tectono-volcanique, au cours de l’histoire du volcan du Sancy.
Par ailleurs, au Nord-Est du volcan du Sancy, certains dykes s’orientent à N0° - N20°E, directions préférentielles des faisceaux de failles observés le long de la faille de la Limagne et sur les alignements des cônes de scories de la chaîne des Puys plus jeune (80 000 à 6 000 ans). Ce changement de directions des dykes pourrait être le marqueur et la préfiguration d’un changement de l’état des contraintes tectoniques régionales à l’origine du déplacement souterrain des magmas et de l’amorce d’une activité volcanique plus récente.
Dans ce sens, nous observons, en effet, que les dômes du massif Adventif, contemporain du volcan du Sancy pendant sa deuxième période, sont relayés, sur les pentes Nord-Nord-Est du massif des Monts-Dore et de l’Aiguillier, par les cônes de scories ponctuels, plus jeunes, appartenant à la « petite chaîne des Puys » (150 000 à 80 000 ans ; Camus et al, 1986).
 

La caldeira du Sancy

Le tracé proposé de la caldeira d’effondrement du Sancy s’appuie sur plusieurs arguments indirects qui sont :

• la cartographie des ponces ;
• la localisation des tuffites lacustres ;
• la localisation d’un volcanisme hydromagmatique et principalement des hyaloclastites dont la formation nécessite que les éruptions se produisent sous une faible tranche d’eau,
• l’impossibilité de raccorder les coupes levées sur les rives des trois vallées rayonnantes (vallée de la Haute-Dordogne, entrée de la vallée de Chaudefour et vallée de la Fontaine Salée, sous le puy de Sancy), de part et d’autre de la faille bordière supposée ;
• la présence de tous les grands dykes à l’intérieur de la structure ;
• des dépôts hydrothermaux (Lavina, 1985) associés à des sources (Fouillac et al, 1984, 1987) circonscrits dans la zone centrale,
• un contraste magnétique (Lénat, 1979) et magnéto-tellurique (Hulot, 1988) de part et d’autre de ces limites.

Des dépôts d’avalanches de débris dans la vallée de Chaudefour
La cartographie des formations volcaniques sensu-stricto et volcano-sédimentaires dans l’enceinte de la Réserve Naturelle de la Vallée de Chaudefour, réalisée entre 1994 et 1996, confirment l’existence de deux édifices volcaniques superposés (P. Lavina et al, 1983) ; les dépôts du plus récent édifice reposent sur une remarquable surface d’érosion, laquelle pourrait être la trace d’un arrachement destructif (base  et partie d’une paroi ? d’un ancien cratère en fer à cheval ouvert vers l’Est). Des dépôts d’avalanches de boue et de débris de type Mont Saint-Helens (environ cent mètres d’épaisseur) ont été découverts à la sortie de la vallée de Chaudefour, entre les sources Sainte-Anne et la cascade de Peyrouse (P. Lavina, 1999) ; la matrice contient des fragments de pierres ponces trachytiques de type Rivaux-Chaudefour. En l’absence de datation absolue, cet événement cataclysmique est plus jeune que 450 000 ans B.P.

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