Le plus méconnu des volcanismes, le volcanisme des zones de collision, et son volcan actif le plus emblématique : le Mont Ararat (Turquie orientale)

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

03/04/2017

Résumé

Du volcanisme de collision actuel moyen-oriental au volcanisme de collision tardi-hercynien français.


Figure 1. Le Mont Ararat (à gauche), 5165 m, ou plus précisément le Grand Ararat également appelé Agri Dagi, et le Petit Ararat (à droite), 3925 m, photographiés d'avion en novembre 2016

Le Mont Ararat (à gauche), 5165 m, ou plus précisément le Grand Ararat également appelé Agri Dagi, et le Petit Ararat (à droite), 3925 m, photographiés d'avion en novembre 2016

Ces deux volcans sont entièrement situés en Turquie, mais tout près des frontières avec l'Arménie et l'Iran. La dernière éruption de ce complexe date du XIXème siècle (1840). Le Mont Ararat est un stratovolcan de 40 km de diamètre qui domine les plateaux environnant de 3000 à 4000 m. Ce stratovolcan est constitué d'un "empilement" de coulées de lave, de coulées pyroclastiques, de cônes, de dômes… Ses principales laves sont des andésites, des basaltes andésitiques, des dacites, des basaltes, des basaltes riches en olivine, des trachybasaltes, des téphrites et des rhyolites. Juste devant le Mont Ararat, on voit un autre volcan aux pentes moins raides avec un très beau cratère sommital (caldeira probable). Le Mont Ararat est surtout connu parce que la Bible prétend que c'est là que se serait échouée l'Arche de Noé après le déluge (Genèse 8-4).


Le Mont Ararat est un superbe volcan actif. Il est situé en pleine zone de collision, la collision entre la plaque arabique et la plaque eurasienne (la micro-plaque anatolienne se termine « en pointe » quelques centaines de kilomètres à l'Ouest de ce complexe volcanique (cf. figure 17, plus loin). Ses premières laves datent d'environ 2 Ma, sa dernière éruption date de juillet 1840. Le Mont Ararat est un stratovolcan de 40 km de diamètre, soit un diamètre intermédiaire entre les stratovolcans auvergnats des Monts Dore et du Cantal. Il domine les plateaux environnant de 3000 à 4000 m. Ce stratovolcan est constitué d'un "empilement" de coulées de lave, de coulées pyroclastiques, de cônes, de dômes… Ses principales laves sont des andésites, des basaltes andésitiques, des dacites, des basaltes, des basaltes riches en olivine (basaltes picritiques), des trachybasaltes, des téphrites et des rhyolites. La pétrographie et la chimie de ces laves indiquent un volcanisme oscillant entre un pôle alcalin et un pôle calco-alcalin, avec une forte composante crustale (contamination et/ou hybridation par de la croûte continentale). Ce volcan (et son "petit frère", le Petit Ararat) n'est que l'un des 26 volcans actifs ou holocènes que recense le Global Volcanism Program de la Smithsonian Institution dans la région comprenant l'Est de la Turquie, l'Ouest de l'Iran, l'Arménie et la Géorgie. Ce n'est donc en rien une « rareté » !

Le « Livre » des trois religions monothéistes parle d'un Déluge, et, après ce Déluge, la Bible fait s'échouer l'Arche de Noé sur une montagne qu'elle nomme Ararat : « les eaux se retirèrent de dessus la terre, s'en allant et s'éloignant, et les eaux diminuèrent au bout de cent cinquante jours. Le septième mois, le dix-septième jour du mois, l'arche s'arrêta sur les montagnes d'Ararat », Genèse 8-4. Malgré cette "réputation", le volcanisme de ces régions est très peu abordé quand on parle de volcanisme. Outre le fait que ces régions ne sont pas, politiquement parlant, les plus stables actuellement et ne favorisent pas études et voyages, la doxa[1], que ce soit dans l'Éducation nationale (du collège à l'université), dans les médias faisant de la vulgarisation scientifique… ne connait et/ou développe que 3 types de volcanisme (que j'appelle par dérision la « Sainte Trinité du volcanisme »), à savoir : le volcanisme de dorsale (et de rift), le volcanisme de subduction, et le volcanisme de point chaud. Or, le Mont Ararat et tous les autres volcans actifs et holocènes régionaux n'appartiennent à aucune de ces catégories, puisqu'ils sont situés dans une zone de limite de plaques, mais une zone de collision, la collision arabo-eurasiatique, à l'origine des chaînes du Taurus, du Bitlis, du Zagros... Deux raisons peuvent partiellement expliquer (mais non justifier) cette "omission" du volcanisme associé aux zones de collision.

(1) Le volcanisme actif de collision est actuellement relativement peu fréquent dans le monde, en dehors de ces régions moyen-orientales. Il n'y en a pas dans les Alpes (mais il y en a eu à l'Oligocène, cf. Un volcanisme français ignoré voire « interdit » : le volcanisme andésitique oligocène de la plaque européenne des Alpes franco-suisses ) ; il n'y a que 3 volcans actifs ou holocènes dans l'ensemble Himalaya-Tibet d'après le Global Volcanism Program , mais il y en avait beaucoup au Mio-Pliocène… Par contre, le volcanisme de collision est très bien représenté dans beaucoup de chaines anciennes qui intègrent ce volcanisme sur des dizaines de millions d'années, beaucoup plus que les 10 000 ans de l'Holocène. C'est le cas de la chaine hercynienne en France.

(2) Si le volcanisme "habituellement traité" est relativement facile à expliquer (décompression du manteau pour les dorsales et les points chauds, hydratation du manteau pour les subductions), le volcanisme (et plus généralement le magmatisme) des zones de collision est plus difficile à expliquer car il est multifactoriel.

Dans la suite de cet article, nous allons vous montrer :

  1. Des vues du Mont Ararat et des volcans voisins, vues aériennes, sous la neige et au coucher du soleil et prises par le hublot d'un vol régulier, puis des images Google Earth car le Mont Ararat est un "musée" des morphologies volcanique élémentaires, ainsi que des images vues du sol.
  2. Des cartes et des schémas (très) simplifiés permettant de visualiser le contexte de ce volcanisme et d'en proposer/discuter l'origine.
  3. Des cartes et autres documents sur un volcanisme de collision bien français, très important, mais bien peu enseigné, le volcanisme hercynien.

Figure 2. Vie générale sur les deux Ararat (5165 et 3925 m) et sur les plateaux environnants

Vie générale sur les deux Ararat (5165 et 3925 m) et sur les plateaux environnants

La limite inférieure des zones enneigées se situe vers 1800 m.


Figure 3. Vue centrée sur le Grand Ararat

Vue centrée sur le Grand Ararat

On voit très bien les différentes coulées, ainsi que le volcan avec sa caldeira au premier plan.


Figure 4. Vue globale du petit Ararat

Vue globale du petit Ararat

Figure 5. Vue lointaine sur les Grand et Petit Ararat

Vue lointaine sur les Grand et Petit Ararat

Au premier plan, le Tendürek Dagi , volcan « bouclier » avec deux  « cratères sommitaux », culminant à 3584 m. Ce volcan dont la dernière éruption date de 1855 a surtout émis de vastes coulées de basalte alcalin, quelques cônes basaltiques, le tout associées à quelques coulées et dômes de trachyte.


Figure 6. Le Tendürek Dagi, volcan bouclier fait de basalte alcalin, avec deux cratères sommitaux

Le Tendürek Dagi, volcan bouclier fait de basalte alcalin, avec deux cratères sommitaux

Le cratère de droite ressemble à un cône surbaissé (cf. Les cônes de scories à forte explosivité et autres tuff-rings , Parc National de Timanfaya, Lanzarote, îles Canaries (Espagne) ) ; celui de gauche ressemble à une caldeira (ou à un pit crater vue son diamètre voisin de 1000 m)).


Figure 7. Vue de détail sur la partie Ouest du Tendürek Dagi, son cratère sommital et ses coulées basaltiques

Vue de détail sur la partie Ouest du Tendürek Dagi, son cratère sommital et ses coulées basaltiques

Un petit graben recoupe le flanc "gauche" (Ouest) du volcan.


Figure 8. Vue globale sur les Grand et Petit Ararat et sur les ombres qu'ils font derrière eux à cause de l'éclairage rasant

Vue globale sur les Grand et Petit Ararat et sur les ombres qu'ils font derrière eux à cause de l'éclairage rasant

Un beau et rare spectacle.


Le Mont Ararat est un stratovolcan qui a émis des laves variées, des laves basiques (basaltes, basaltes andésitiques, andésites…) et des laves acides (trachytes, rhyolites, dacites…). Certaines éruptions ont eu lieu sous ou près des glaciers sommitaux et ont donc un caractère phréatomagmatique. Les éruptions les plus récentes permettent donc de voir les morphologies des édifices élémentaires très variés : cônes stromboliens, coulées de lave, maars phréatomagmatiques, dômes… Mais comme il est difficile de faire faire des allers-retours et des survols rapprochés à un avion de ligne, on est obligé de se "rabattre" sur Google Earth pour visiter ce véritable musée volcanologique.

Figure 9. Un "petit" cône strombolien égueulé (1400 m de diamètre, 300 m de haut) avec une coulée sortant par l'égueulement

Un "petit" cône strombolien égueulé (1400 m de diamètre, 300 m de haut) avec une coulée sortant par l'égueulement

Au fond, le petit Ararat.


Figure 10. Coulée de lave s'étalant sur le versant Sud du Grand Ararat

Coulée de lave s'étalant sur le versant Sud du Grand Ararat

Près des "sources" de cet ensemble de coulées, on reconnait le cône de la figure précédente. Cet ensemble de coulées mesure environ 12 km de long pour 10 km de large.


Figure 11. Deux probables maars phréatomagmatiques sur le flanc NNO du Grand Ararat

Deux probables maars phréatomagmatiques sur le flanc NNO du Grand Ararat

Le plus grand des maars mesure 850 m de diamètre. Il est contourné par la gauche (par l'Est) par une coulée de lave plus récente.


Figure 12. Alignement de six dômes de lave visqueuse (trachytes, dacites ?)

Alignement de six dômes de lave visqueuse (trachytes, dacites ?)

Ces dômes sont alignés (vraisemblablement sur une fissure) presque en direction du Grand Ararat dont on voit la base. Chaque dôme individuel mesure de 300 à 800 m de diamètre. À droite, un cône "strombolien".



Figure 14. Le versant Ouest (côté turc) du Grand Ararat photographié en août 1975

Le versant Ouest (côté turc) du Grand Ararat photographié en août 1975

La haute altitude de cette montagne (5165 m) lui permet d'avoir son sommet recouvert de neiges éternelles et de glaciers malgré sa latitude relativement basse (39° lat. N) et le climat sec qui règne dans ce secteur de l'Est anatolien.


Figure 15. Le versant Ouest du Grand Ararat photographié en août 1975 (à gauche) et en juin 2007 (à droite) depuis la Turquie

Le versant Ouest du Grand Ararat photographié en août 1975 (à gauche) et en juin 2007 (à droite) depuis la Turquie

Bien que la saison estivale et la fonte des neiges soient normalement plus avancées en août qu'en juin, la comparaison des deux photos prises à peu près du même endroit et à la même échelle montre le recul des glaciers de l'Ararat en 32 ans.


Quelle(s) est (sont) l'(les) origine(s) de ce volcanisme moyen-oriental qui n'entre pas dans le cadre de la « Sainte Trinité du volcanisme » et ne correspond pas à la doxa habituelle ? Avant de discuter de ses origines possibles, il faut bien en préciser le contexte structural. Google Earth , dans sa rubrique "Galerie", permet de visualiser tous les volcans actifs durant l'Holocène (de -10 000 ans à aujourd'hui). Des articles disponibles sur le web permettent de trouver facilement des schémas précisant le très complexe contexte géodynamique et les limites de plaques (plaques majeures et micro-plaques) dans tout le domaine méditerranéen et moyen-oriental. Il ne reste plus qu'à rajouter les volcans actifs sur ces schémas pour essayer de caractériser le contexte géodynamique de ce volcanisme.

Le volcanisme du Mont Ararat (et des volcans voisins) est situé géographiquement dans une zone de collision. La lithosphère océanique (faisant partie de la Néotéthys) située entre les plaques arabique et eurasiatique a disparu par subduction, et la collision des deux lithosphères continentales a débuté vers -40 à -35 Ma, avec développement d'une chaine de montagne typique des zones de collision (grands charriages…). Chronologiquement ce volcanisme actuel du Mont Ararat et des volcans voisin a lieu dans une phase assez tardive de la collision, quand la convergence des deux plaques se traduit autant par des expulsions latérales et grands décrochements que par des failles inverses et des chevauchements.

Figure 16. Les volcans actifs durant l'Holocène dans l'Est de la Méditerranée et au Moyen-Orient d'après la rubrique "Galerie" de Google Earth

Les volcans actifs durant l'Holocène dans l'Est de la Méditerranée et au Moyen-Orient d'après la rubrique "Galerie" de Google Earth

Les volcans oranges (couleur habituelle des volcans dans Google Earth ) et entourés de l'ellipse rouge correspondent aux volcans situés dans les chaines de collisions du Taurus, du Bitlis, de Zagros…, chaines résultant de la collision entre l'Eurasie et la plaque arabique (et la partie continentale de l'Est de la plaque africaine). Le Mont Ararat correspond au "gros" volcan rouge. Les volcans que j'ai coloré en vert correspondent aux volcans associés à la subduction égéenne, les seuls volcans locaux qui "obéissent" à la « Sainte Trinité ». Les volcans que j'ai colorés en jaune correspondent encore à un autre contexte géodynamique, puisqu'ils ne sont même pas associés à une zone de collision. Les quatre volcans les plus occidentaux (situés en Syrie) sont géographiquement associés à la faille du Levant (faille transformante) ce qui est une relation géographique mais qui n'explique pas la cause de la fusion. Quant au volcan le plus au Sud-Est situé en Arabie Saoudite  ?Il y a encore beaucoup à faire pour comprendre toutes les causes de fusion du manteau !


Figure 17. Positions des volcans moyen-orientaux (étoiles rouges) et égéens (étoile bleues) surajoutées à une carte du très complexe contexte géodynamique et des limites de plaques (plaques majeures et micro-plaques) dans tout le domaine méditerranéen et moyen-oriental

Positions des volcans moyen-orientaux (étoiles rouges) et égéens (étoile bleues) surajoutées à une carte du très complexe contexte géodynamique et des limites de plaques (plaques majeures et micro-plaques) dans tout le domaine méditerranéen et moyen-oriental

Ni les volcans Sud-syriens et saoudiens (en jaune sur la carte précédente), ni les volcans italiens… ne sont représentés sur cette carte. Les volcans égéens (étoiles bleues) sont associés à la subduction encore active (trait épais violet) de ce qu'il reste de lithosphère océanique "africaine" (océan appelé parfois Néotéthys) située au Nord de la plaque africaine. Les volcans d'Anatolie, d'Arménie, d'Iran… (étoiles rouges) sont associés à la zone de collision entre l'Eurasie et aux plaques continentales arabique (à l'Est) et africaine (à l'Ouest). Au niveau du Mont Ararat, la subduction de la Néotéthys s'est achevée il y a 35 à 40 Ma et se poursuit par une collision active.


L'origine du volcanisme des zones de collision (celui d'Anatolie comme celui de toutes les chaines de collisions), volcanisme « hors Sainte Trinité », est complexe et encore sujet d'actives recherches et d'hypothèses variées (et pas forcément exclusives). Mais ce n'est pas parce que son (ses) origine(s) est (sont) mal comprise(s) qu'il faut l'ignorer, au moins au niveau universitaire, et qu'il ne faille pas proposer des hypothèses génétiques même si elles risquent de s'avérer un jour incomplètes ou trop simples. Il serait intéressant de savoir comment font les collègues et professeurs de SVT turcs ou arméniens qui doivent enseigner l'origine de "leurs" volcans actifs, volcans qu'il leur est difficile d'ignorer.

Les origines proposées pour ce volcanisme moyen-oriental et celui des autres chaines de collision doivent satisfaire et à la pétrologie/géochimie des laves, et à leur contexte géodynamique, ainsi qu'au fait que ce volcanisme est moins continu dans l'espace et dans le temps que le classique volcanisme de subduction. Cette origine serait à rechercher dans une combinaison (avec des proportions variables) (1) de phénomènes de fusion partielle profonde affectant un manteau "normal" (série à tendance alcaline) - ce manteau peut être un manteau asthénosphérique, ou un manteau lithosphérique en cours de réchauffement, (2) de la fusion partielle d'un manteau métasomatisé et hydraté, par exemple par la subduction qui a précédé la collision (série à tendance calco-alcaline), (3) d'une importante contribution de la croûte continentale que ce soit par contamination, ou hybridation d'un magma basique avec un magma d'origine crustal, et (4) de l'arrivée en surface d'un magma d'origine purement crustal qui peut donner des rhyolites sans contribution mantellique. La variation de l'importance relative de ces processus dans les différentes chaines de collision, ou leur variation au cours du temps dans une même chaine explique la grande variabilité chimique et pétrologique de ce volcanisme (et du magmatisme en général si on y inclut les plutons et autres intrusions). Le magmatisme de subduction qui a précédé la collision complique encore la situation.

Sous une zone de collision, les isothermes mantelliques sont perturbés, avec des zones froides au-dessous de leur profondeur "habituelle" et des zonez chaudes au-dessus. Tout cela engendre des mouvements de chaleur et de matière. Les plus fréquemment évoqués de ces mouvements seraient dus au moins en partie aux phénomènes de lithospheric break-off (ou lithospheric break-down ) et/ou de lithospheric delamination (en français, rupture ou délamination lithosphérique). Il peut y avoir rupture (sous son propre poids) de la lithosphère océanique plongeante froide, une fois la collision des croûtes continentales réalisée, mais qui est restée "attachée" un certain temps à la lithosphère continentale. Il peut y avoir aussi la délamination / le détachement (sous son propre poids) du manteau lithosphérique épaissi situé sous la croûte continentale elle aussi épaissie. Tout cela va entrainer des mouvements mantelliques, et en particulier des remontées du manteau asthénosphérique, parfois précédemment hydraté. Cette remonté de manteau provoque sa décompression et donc sa fusion partielle pour donner des magmas primaires basiques. La délamination lithosphérique peut se faire au sein du manteau lithosphérique qui va se trouver réchauffé par du manteau asthénosphérique plus chaud qui a remplacé le manteau froid plongeant. Asthénosphère et manteau lithosphérique réchauffés peuvent fondre partiellement. La délamination peut se faire au niveau du Moho comme s'est dessiné sur la figure 19. L'asthénosphère (chaude) arrive alors au contact du Moho continental, ce qui pourra entrainer une fusion partielle de la base de la croûte continentale. Il pourra donc arriver en surface des magmas basiques "primaires" variés, des laves issues de la différenciation de ces magmas basiques primaires, des laves issues de la contamination/hybridation (lors de la traversée de la croûte continentale épaissie) des magmas primaires basiques, et même des laves issues directement de la fusion anatectique.

Et à côté de ces phénomènes où le manteau intervient directement ou indirectement, il peut y avoir fusion et anatexie crustale pour des raisons purement "crustales" sans intervention mantellique. Il peut y avoir sous-charriage d'une croute inférieure chaude et anhydre par une croute supérieure hydratée se déshydratant, remontée et donc décompression de la base de la croûte continentale lors de l'effondrement gravitaire tardi- ou post-collisionnel...

Et si tous ces magmas peuvent arriver en surface et donner du volcanisme (thème de cet article), ils peuvent aussi bien sûr ne pas arriver en surface et donner des intrusions grenues.

Cette extrême complexité intervient aujourd'hui dans les chaines de collision active comme la zone Turquie-Arménie-Iran, et est intervenue dans le passé dans les paléo-chaines de collision, comme la chaine hercynienne, en particulier en France.

Nous vous présentons deux schémas inspirés/modifiés de ceux (1) de Christian Nicollet et (2) de Esmaeil Shabanian et al. (2012, Tectonics, 31, TC3013) résumant certains de ces phénomènes, ceux où intervient le manteau et pouvant expliquer au moins partiellement ce volcanisme moyen-oriental (et, pourquoi pas, une partie du volcanisme et autres magmatismes hercyniens).

Figure 18. Schéma montrant une situation géodynamique pouvant être à l'origine d'une part du magmatisme (dont du volcanisme) des zones de collision

Schéma montrant une situation géodynamique pouvant être à l'origine d'une part du magmatisme (dont du volcanisme) des zones de collision

En haut, schéma classique d'une zone de collision après la fermeture de l'océan, mais avant le lithospheric breakdown .

En bas, le lithospheric breakdown et la lithospheric delamination associée commencent. Un panneau de lithosphére se décolle et se détache de la croûte sus-jacente en basculant. Du manteau asthénosphérique remonte pour combler le "vide" ainsi produit, surtout sur le côté droit où il s'agit de l'asthénosphère fortement métasomatisée par la subduction qui a précédé la collision. Cette remontée entraine la fusion partielle de cette asthénosphère ascendante et la production d'une grande quantité de magma basique surtout calco-alcalin sur la "droite", peut-être plus alcalin sur la gauche. Une partie de ce magma se plaque sous la croûte. Une autre partie remonte à travers la croûte continentale pour donner intrusions ou volcanisme. La mise en contact de l'asthénosphère (T = 1300°C) avec la base de la croûte continentale, le plaquage sous-crustal d'un important volume de magma basique et la traversée de la base de la croûte par ce magma réchauffent cette base de croûte et entraine sa fusion partielle et la production d'un magma acide. Le magma basique peut, au cours de sa traversée de la croûte continentale (1) subir une différenciation par cristallisation fractionnée, (2) subir une contamination par le matériel crustal traversé, (3) se mélanger avec le magma acide issu de l'anatexie continentale. L'importance relative de ces différents processus explique les variations pétrographiques et géochimiques observées dans les chaines de collision.

Ce schéma a été déjà montré dans Un volcanisme français ignoré voire « interdit » : le volcanisme andésitique oligocène de la plaque européenne des Alpes franco-suisses pour expliquer le magmatisme calco-alcalin post-subduction des Alpes, notamment des Alpes françaises.


Figure 19. Schéma montrant une situation géodynamique assez voisine pouvant être à l'origine d'une partie du volcanisme des zones de collision, durant une période où l'épaississement crustal et lithosphérique est presque terminé et où la convergence se manifeste surtout par des grands décrochements

Schéma montrant une situation géodynamique assez voisine pouvant être à l'origine d'une partie du volcanisme des zones de collision, durant une période où l'épaississement crustal et lithosphérique est presque terminé et où la convergence se manifeste surtout par des grands décrochements

Sur ce schéma, on n'a pas représenté la partie "avant" de la chaine (à gauche) appartenant à la plaque continentale "gauche", mais seulement la partie arrière de la chaine appartenant à la plaque continentale "droite", derrière la suture océanique et ses ophiolites. On voit à gauche une rupture de l'ancienne lithosphère océanique subduite et la remontée asthénosphérique que cela produit. La part continentale de cette lithosphère (non représenté car à gauche hors du schéma) est déjà entré en collision avec la lithosphère continentale de droite. Sous cette lithosphère de droite, on voit une délamination lithosphérique et les remontées asthénosphériques que cela produit. Le dessin figure une délamination au niveau du Moho ; il peut exister des délaminations internes au manteau lithosphérique. La fusion partielle est figurée par des petits cercles, rouges pour la fusion mantellique, violets pour la fusion crustale. Les flèches bleues indiquent les mouvements décrochants superficiels, fréquents dans les phases tardives des chaines de collision. Les flèches noires indiquent les mouvements des panneaux lithosphériques "sombrant" dans l'asthénosphère. Les flèches vertes et rouges indiquent les mouvements de remontée du manteau. La couleur rouge à l'extrémité de ces flèches n'indique pas un réchauffement, mais une tendance à la fusion partielle à cause de la décompression. On est là en contexte tardi-collisionnel, avec σ1 et σ3 horizontaux, et σ2 vertical (contexte de décrochement, voir par exemple la figure 22 de Plis et décrochements dans une zone de convergence (chaîne de subduction) : exemple de la chaîne du Makran, Iran du Sud-Est / Pakistan du Sud-Ouest /, et/ou de pull apart ). Ces accidents tectoniques guident et localisent la sortie des laves. Ni les phénomènes de contamination/hybridation, ni le plutonisme associé à ce volcanisme ne sont représentés ici.


La quasi-absence de ce volcanisme de collision dans l'enseignement français peut s'expliquer en partie par sa relative discrétion dans les Alpes occidentales. Mais si on peut (à la rigueur) le négliger dans les Alpes française (cf. Un volcanisme français ignoré voire « interdit » : le volcanisme andésitique oligocène de la plaque européenne des Alpes franco-suisses ), c'est plus difficile dans les Alpes italiennes (cf. Filons d'andésite et les intrusions de diorite oligocènes (post-subduction) d'Italie du Nord, témoins magmatiques d'un détachement lithosphérique également à l'origine des andésites des Alpes françaises ) et c'est carrément impossible dans la chaîne hercynienne. Et pourtant…

Le volcanisme hercynien est abondamment représenté sur la carte géologique de la France au 1/1 000 000, bien qu'il soit moins visible que ses équivalents plutoniques quand on regarde la carte de loin. En effet, les granites sensu lato hercyniens sont représentés en couleurs vives, mais les roches volcaniques ne le sont que par des surcharges discrètes ajoutées sur les terrains du Paléozoïque supérieur représentés en couleurs "ternes" (gris, brun…). Ce volcanisme devient plus évident si, sur cette carte au 1/1 000 000, on remplace les couleurs ternes de ces roches volcaniques (majoritairement d'âge carbonifère) par d'autres couleurs plus vives pour les distinguer des granites et/ou des roches sédimentaires de même âge. Ce volcanisme est également évident si on consulte la légende de cette carte. Cette légende détaille très bien ce volcanisme paléozoïque présent dans la chaine hercynienne, et même le sépare en quatre stades : (stade 1) le volcanisme des ophiolites hercyniennes, bien sûr anté-collision, (stade 2) le volcanisme associé à la subduction précédent la collision hercynienne et à d'éventuels bassins d'arrière arc, (stade 3) le volcanisme contemporain de la collision et des décrochements hercyniens, et (stade 4) le volcanisme associé à l'extension continentale tardi-hercynienne.

Le volcanisme du Mont Ararat et des volcans voisins pourrait être l'équivalent du stade 3, et éventuellement du stade 4.

Il serait donc bon de se rappeler qu'à côté du magmatisme (volcans et plutons) lié à la subduction qui a précédé la collisions, qu'à côté des plutons granitiques et autres intrusions "profondes" liés aux différentes phases de la collision, il y a aussi du volcanisme dans les zones de collision anciennes (en particulier dans la chaine hercynienne en France), et qu'il devait être bien plus important que ce qui est visible aujourd'hui, l'érosion en ayant sans doute fait disparaitre la majorité.

Figure 20. Extrait de la carte géologique de France au 1/1 000 000, centré sur le NO du Massif Central, une des régions hercyniennes françaises où le volcanisme hercynien est le plus abondant

Extrait de la carte géologique de France au 1/1 000 000, centré sur le NO du Massif Central, une des régions hercyniennes françaises où le volcanisme hercynien est le plus abondant

Les affleurements volcaniques d'âge paléozoïque supérieur ont été sur-colorés en vert intense pour en augmenter la visibilité. C'est dans la région de Roanne, du Beaujolais et du Morvan (cf. Crochons de faille affectant des prismes rhyolitiques, carrière de Montauté, Montreuillon (Nièvre) ) que ce volcanisme est le plus abondant à l'affleurement, sans doute parce qu'il a été moins érodés qu'ailleurs. Mais il est toujours présent un peu partout dans la chaine hercynienne, par exemple au Sud des Vosges (cf. Excursion sur le paléovolcan du Rossberg (Alsace), coulée prismée et « porphyre vert antique » ), bien que souvent assez "discret". Ce volcanisme est, peu ou prou, né dans le même contexte géodynamique que le volcanisme actuel de l'Est anatolien, de l'Arménie et de l'Ouest iranien. L'abondance de ce volcanisme (majoritairement acide, mais également basique) rend difficilement explicable sa quasi-absence dans l'enseignement et la vulgarisation scientifique.


Figure 21. Extrait (modifié) de la légende de la carte géologique de France au 1/1 000 000 concernant le volcanisme carbonifère

Extrait (modifié) de la légende de la carte géologique de France au 1/1 000 000 concernant le volcanisme carbonifère

Les numéros des stades, absents dans la légende de la carte, ont été rajoutés. Ce qui est nommé « d'extension continentale » peut concerner soit de l'extension arrière-arc plus ou moins liée à la subduction (stade 2), soit de l'extension tardi-orogénique liée à l'effondrement de la chaine (stade 4). Les stades 3 et 4 correspondent plus ou moins à la situation géodynamique actuelle de l'Est anatolien, de l'Arménie, de l'Ouest iranien...


Les notices des cartes géologiques au 1/50 000 permettent, surtout pour les plus récentes d'entre elles qui sont bien plus qu'une simple description des terrains, d'avoir des compléments sur ce volcanisme qui s'étale du Dévonien supérieur au Permien inférieur. La notice et la légende de la carte de Roanne (Loire), par exemple, montre très bien la complexité de la réalité géologique, et indique très bien la coexistence de volcanismes basique, intermédiaire et acide (dominant) au Viséen (Carbonifère inférieur). Cette notice nous indique très bien que, si le volcanisme basique est forcément d'origine mantellique, une partie au moins du volcanisme acide a une origine anatectique (fusion partielle de la croûte continentale) comme le montrent les deux extraits suivants.

On y distingue des roches basiques, intermédiaires et acides. La diversité des textures et des compositions minéralogiques est grande. Il existe aussi quelques variations importantes d'ordre géochimique.

[ ... ]

Du grenat proche du pôle almandin a été observé en de nombreux endroit dans les magmas acides. Une étude détaillée (Bertaux, 1981) a montré que ce grenat représentait des xénocristaux, reliques d'une fusion anatectique du socle métamorphique à l'origine du magmatisme acide du Viséen supérieur.

Figure 22. Extrait (modifié) de la légende de la carte géologique à 1/50 000 de Roanne montrant la coexistence au Viséen (Carbonifère inférieur) du volcanisme basique, intermédiaire et acide, ce dernier étant dominant

Extrait (modifié) de la légende de la carte géologique à 1/50 000 de Roanne montrant la coexistence au Viséen (Carbonifère inférieur) du volcanisme basique, intermédiaire et acide, ce dernier étant dominant

Peut-être qu'une carte géologique de l'Est anatolien, de l'Arménie et de l'Ouest iranien, dans 300 millions d'années, ressemblera à la carte géologique actuelle de la chaine hercynienne française.


Ce volcanisme hercynien français est vraiment une source d'affleurements et de sorties de terrain, de données et de documents… pour faire prendre conscience à des étudiants de l'importance du volcanisme de collision, à défaut de pouvoir organiser des excursions géologiques dans des pays lointains.



[1] doxa : du grec ancien δοξα = "opinion" : ensemble, plus ou moins homogène, de préjugés populaires, de présuppositions généralement admises sur lesquelles se fonde toute forme de communication (Wiktionnaire).