Les prismes et les xénolites de péridotite du volcan de Peylenc, Saint-Pierre-Eynac, Haute-Loire

Ce mois d'aout 2025, j'ai passé une semaine de vacances en Ardèche et Haute-Loire. Ces vacances vont donner lieu à sept images de la semaine, deux sur le socle hercynien, et cinq sur le volcanisme et phénomènes associés. Cette troisième semaine est consacrée à une carrière de basalte, ses prismes et ses xénolithes.

Le volcan basaltique de Peylenc, à Saint-Pierre-Eynac en Haute Loire, est exploité pour les granulats par une grande carrière située à une dizaine de kilomètres au Sud-Est du Puy-en-Velay. L'accès de la zone en exploitation est interdit (mais on peut demander l'autorisation), mais sa partie Sud où l'exploitation a cessé depuis longtemps est, elle, accessible. L'histoire géologique de ce volcan est complexe. Et lors de son dernier stade éruptif qui a sans doute eu lieu au Pliocène (ce volcan, non daté, appartient vraisemblablement à la province volcanique du Devès, voir figures 21 et 22), son cratère a été rempli par un lac de lave. La carrière exploite le basalte de cet ancien lac de lave. Juste avant sa solidification, ce lac était animé de courants de convection complexes et pendant son refroidissement qui a suivi sa solidification, les isothermes avaient donc une géométrie complexe. La fracturation à l'origine des fractures limitant les prismes, progressant perpendiculairement aux isothermes, a aussi une géométrie complexe. Pour des compléments sur la genèse de la prismation, voir ou revoir La formation des orgues volcaniques et les liens associés.

Dans un premier temps, nous vous montrons des photographies de cette très belle prismation, sans chercher à en détailler la géométrie complexe (figures 1 à 8). Puis nous nous attarderons sur les xénolites de lherzolite et sur les enseignements qu'on peut en tirer (figures 9 à 16). Enfin, nous replacerons ce volcan de Peylenc dans son contexte régional.

Avant de tirer des conclusions de la présence et de la composition de ces nodules, regardons-les encore, et de plus en plus près.

L'immense majorité des enclaves de cette coulée est en péridotite, en lherzolite à spinelle pour être plus précis. Il s'agit donc d'échantillons de manteau quasiment intacts, arrachés par le magma basaltique en ascension dans des fissures intramantelliques, entre la zone de fusion partielle du manteau et la base de la croute. Dans le manteau supérieur, l'aluminium, en fonction de la pression, peut être contenu dans trois minéraux : le plagioclase à basse pression (moins profond que 20 km), le spinelle (MgAl₂O₄) entre 20 et 70 km de profondeur, ou le grenat alumino-magnésien [pyrope, Mg₃Al₂(SiO₄)₃] au-delà. L'absence de lherzolite à grenat suggère fortement que la zone de fusion du manteau sous la région du Puy-en-Velay se situe au-dessus de 70 km.

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Dans l'esprit de beaucoup, sous les volcans, il y a un réservoir (également appelé chambre) magmatique. Beaucoup confondent d'ailleurs ce réservoir, zone locale d'accumulation de magma, et la zone de fusion partielle où est généré ce magma. Si une zone de fusion partielle est évidemment nécessaire à l'existence d'un volcan, il n'en est pas de même des réservoirs magmatiques. Certains volcans n'en ont pas et le magma va directement de la zone de fusion à la surface, sans stagner dans un “réservoir”. C'est le cas des volcans de la province volcanique plio-quaternaire du Devès dont fait vraisemblablement partie le volcan de Peylenc. Le magma basaltique chaud et liquide a une masse volumique de 2800-2900 kg.m⁻³, celle d'une péridotite est d'environ 3300 kg.m⁻³. Un nodule de péridotite, dense, devrait “couler” dans un magma basaltique, moins dense. S'il ne le fait pas, c'est qu'il est entrainé vers le haut par la vitesse ascensionnelle du basalte dont la viscosité n'est pas nulle. En cas de forte diminution de cette vitesse et/ou de stagnation dans un réservoir, les nodules retomberaient et sédimenteraient au fond dudit réservoir. S'il y a des nodules de péridotite qui atteignent la surface, c'est que le magma n'a jamais ralenti entre la zone d'arrachage des nodules (quelque part entre le Moho et 60-70 km de profondeur) et la surface. Il n'y a pas de réservoir magmatique sous le volcan de Peylenc, du moins pas dans la croute.

Une des formulations de la loi de Stockes donne la valeur de la vitesse à l'équilibre V entre un corps dense qui chute dans un liquide moins dense au repos. Cette vitesse est d'autant plus grande (entre autres choses) que le corps qui chute est gros.

On a V = 2 ⋅ r 2 ⋅ g ⋅ Δ ( ρ ) / 9 ⋅ η$V=2\cdot r^2\cdot g\cdot \Delta \left(\rho \right)/9\cdot \eta$, avec

Une rapide application numérique permet de calculer l'ordre de grandeur de la vitesse V pour les plus gros nodules de la coulée de Peylenc :

V =

≈ 0,1 m.s⁻¹, soit un ordre de grandeur de V ≈ 10 cm/s.

Pour qu'un nodule remonte, il faut que la vitesse de remontée du basalte liquide soit supérieure à cette vitesse V, c'est-à-dire, dans notre cas, supérieure à 10 cm/s. Cela prouve que, nulle part sur le trajet compris entre la zone d'arrachage des nodules mantelliques et la surface, la vitesse d'ascension du magma n'a été inférieure à 10 cm/s, ce qui aurait été le cas dans une chambre magmatique. Il n'y a donc pas de chambre magmatique (intracrustale) sous le volcan de Peylenc, ni sous aucun volcan remontant des nodules de péridotite comme il y en a beaucoup dans le Devès. Les roches volcaniques du Devès sont d'ailleurs uniquement du basalte, contrairement à ce qu'on voit immédiatement plus à l'Est dans la province volcanique du Velay (dite aussi du Velay oriental), où l'on observe des séries de différenciation allant du basalte au trachyte et à la phonolite, prouvant l'existence d'une cristallisation fractionnée dans une chambre magmatique. Pas de chambre magmatique sous le Devès, présence d'une (ou plusieurs) chambre(s) magmatique(s) sous le Velay.