Navigation – Plan du site

AccueilNumérosvol. 19/2Articles originauxNouvelles données sur les téphras...

Articles originaux

Nouvelles données sur les téphras pléistocènes piégés dans les remplissages karstiques ardéchois (SE France)

New data on the pleistocene tephra trapped in the karstic infillings of Ardèche (SE, France)
Evelyne Debard et Jean‑François Pastre
p. 107-116

Résumés

Des retombées volcaniques issues soit du Mont-Dore, soit du Vivarais ont été découvertes dans plusieurs sites karstiques de la BasseArdèche. Après celle d’Orgnac 3 liée au paroxysme terminal du Sancy autour de 0,3 Ma et celle de la Baume Moula issue, il y a 72 ± 12 ka, d’un maar appartenant au volcanisme Pléistocène supérieur de l’Ardèche, deux nouvelles retombées volcaniques ont été mises en évidence dans l’aven Marzal II. Dans la partie moyenne du remplissage, une association zircon – sphène est caractéristique d’un volcanisme différencié typique du MontDore, et pourrait être corrélée avec des émissions de pyroclastites situées vers 0,45 Ma. Dans la partie supérieure du remplissage, un autre type de retombée volcanique apparaît nettement avec des minéraux (olivine, orthopyroxènes, diopside, clinopyroxène brun) issus d’un volcanisme basaltique à enclaves mantelliques. Cette association est typique d’une retombée phréatomagmatique liée sans doute à l’éruption d’un maar du Vivarais. Les données biochronologiques et 14C la rattachent à la phase récente de ce volcanisme, entre 40 000 et 30 000 ans. Enfin, l’aven du Devès de Reynaud renferme un téphra d’origine phréatomagmatique, à relier probablement au volcanisme du Vivarais. Ces découvertes montrent l’intérêt du milieu karstique, favorable à la conservation de phénomènes dynamiques inconnus en surface.

Haut de page

Texte intégral

Nous remercions Yves Billaud qui nous a confié en septembre 2006 l’échantillon de sable du Devès de Reynaud.

1 - Présentation du cadre de l’étude

1L’Ardèche, située au sud-est du Massif central, comprend deux entités naturelles (fig. 1).

2L’une correspond à la montagne cévenole où affleurent principalement des roches métamorphiques et granitiques appartenant au socle hercynien. Elle a connu deux phases volcaniques, l’une au Miocène supérieur à l’origine des coulées des Coirons, l’autre au Pléistocène supérieur, qui a donné naissance au volcanisme du Vivarais avec 17 édifices disposés selon 4 alignements (Berger, 1973).

3L’autre entité correspond à la partie sédimentaire de l’Ardèche. L’essentiel du paysage est dominé par des plateaux calcaires (Jurassique supérieur ; Crétacé inférieur à faciès urgonien) d’altitude peu élevée (en moyenne entre 300 et 400 m), mais en relief par rapport aux zones gréseuses (Trias, Crétacé supérieur) ou marno-calcaires (Jurassique inférieur ; base et fin du Crétacé inférieur). Les plateaux sont karstifiés avec de nombreuses cavités dont les remplissages conservent la trace d’évènements climatiques ou géodynamiques, comme des apports éoliens ou volcaniques, inconnus en surface (Debard, 1987, 1997).

4La découverte en 1988 d’un cryptotéphra dans le gisement Pléistocène moyen d’Orgnac 3 (Debard & Pastre, 1988) nous a conduit à une étude systématique des minéraux lourds dans les sites appartenant soit à l’exokarst (porches de grotte, avens colmatés ou non), soit à l’endokarst (cavités souterraines). Des retombées volcaniques pléistocènes ont ainsi été mises en évidence dans l’abri Moula (Pastre et al., 1994), et plus récemment, dans deux avens du plateau de Saint Remèze. Ces remplissages renferment fréquemment de la faune, associée ou non à des artéfacts préhistoriques, ce qui permet d’avoir des indications chronologiques.

Fig. 1 : Carte géologique simplifiée de l’Ardèche avec la localisation des sites étudiés.

Fig. 1 : Carte géologique simplifiée de l’Ardèche avec la localisation des sites étudiés.

2 - Le karst ardéchois

5La karstification de la région a débuté au Crétacé supérieur et s’est poursuivie jusqu’à nos jours (Guérin, 1973 ; Belleville, 1985 ; Gombert, 1988 ; Debard, 1997). À partir du Miocène supérieur, la karstogénèse est nettement liée aux variations du niveau de base régional (Mocochain et al., 2006).

6Elle intéresse principalement deux formations :

  • les calcaires du Jurassique supérieur (calcaires ruiniformes du Kimméridgien supérieur, calcaires compacts du Tithonien) qui s’étendent au pied des Cévennes en une étroite bande SW-NE, découpée en petits massifs par de nombreuses rivières (Ouvèze, Payre, Ardèche, Ligne, Baume, Chassezac). Le karst de cette unité est caractérisé par le développement des formes de surface (lapiez, dolines) et par le développement en profondeur de réseaux essentiellement horizontaux ;

  • les calcaires barrémo-bédouliens, à faciès urgonien, qui affleurent, en bordure de la vallée du Rhône, en un vaste plateau triangulaire entaillé par le canyon de l’Ardèche. Le karst, pauvre en modelés de surface, se caractérise essentiellement par le grand développement des formes souterraines (avens de plus de 50 m de hauteur, réseaux plurikilométriques).

3 - Les téphras déjà connus

3.1 - Aven d’Orgnac 3 (Orgnac l’Aven)

7Des minéraux volcaniques originaires du Mont-Dore ont été trouvés dans l’aven d’Orgnac 3 situé sur le plateau urgonien au Sud des gorges de l’Ardèche. Il s’agit d’une cavité entièrement colmatée qui a été exhumée à la suite de la dénudation karstique. Le remplissage, fouillé sur plus de 7 m de profondeur (Combier, 1967), renferme dans sa moitié supérieure (fig. 2) dix niveaux archéologiques du Paléolithique moyen ancien (Moncel & Combier, 1992). Les dépôts ont été regroupés en six ensembles sédimentologiques en fonction de leur nature et de l’évolution de l’aven (Debard, 1988) : le matériel grossier provient du délitage et de l’effondrement des parois, le matériel fin a été amené de l’extérieur essentiellement par ruissellement ; la phase principale d’ouverture de l’aven correspond à l’ensemble 3, regroupant les couches j4 à j1 (non représentées sur la figure 2). Les minéraux lourds d’origine volcanique sont présents sur toute la hauteur du remplissage (Debard & Pastre, 1988). Leur nature (sphène, zircon, clinopyroxène brun, orthopyroxène, diopside) et leur façonnement éolien montrent qu’ils sont issus d’un stock récurrent, déplacé par les vents, hérité d’un volcanisme ancien (Mont-Dore, Velay oriental, Coirons…). Après cette phase initiale d’éolisation, ils ont été entraînés dans le gisement par les eaux de ruissellement. Toutefois, la couche sommitale d1 se distingue par la présence du clinopyroxène vert, sous forme de baguettes non usées à faces basales denticulées, associé au sphène, hérité, et au zircon, d’aspect frais. Cette retombée, faiblement remaniée, est donc contemporaine ou sub-contemporaine du dépôt de la couche d1. Elle est probablement liée à une émission trachyandésitique du paroxysme terminal du Sancy survenu vers 0,3 Ma (Cantagrel & Baubron, 1983 ; Lavina, 1985). Une étude des zircons par la méthode de traces de fission a donné un âge absolu de 298 ± 55 ka (Khatib, 1994) et confirme ainsi la proposition chronologique faite à partir de l’étude des minéraux lourds. Des téphras de composition similaire, originaires également du Sancy, datés par 40Ar/39Ar de 275 ± 5 ka, ont été reconnus dans les maars de Praclaux et du Lac du Bouchet situés sur le plateau du Devès (Roger et al., 1999). Pour préciser une éventuelle corrélation avec ces retombées volcaniques, nous avons analysé à la microsonde la composition des feldspaths trouvés dans l’aven d’Orgnac 3 (voir paragraphe sur les nouvelles données).

Fig. 2 : Coupe stratigraphique du remplissage supérieur d’Orgnac 3.

Fig.  2 :  Coupe   stratigraphique  du  remplissage  supérieur d’Orgnac 3.

Fig. 3 : Coupe stratigraphique du remplissage supérieur de la Baume Moula.

Fig. 3 : Coupe stratigraphique du remplissage supérieur de la Baume Moula.

3.2 - Baume (ou abri) Moula (Soyons)

8Cette cavité s’ouvre au sein des calcaires kimméridgiens dominant la vallée du Rhône d’une centaine de mètres. Son remplissage supérieur est formé de 4 m de cailloutis et blocailles mis en place sous des conditions périglaciaires (Chennaoui, 1992) (fig. 3). Dans sa partie moyenne, il renferme un lit cendreux sombre (couche 7), de 2 à 10 cm d’épaisseur, bien circonscrit et étendu à la totalité de l’abri. La granulométrie homogène de ce sable très peu calcaire, la présence de matériel basaltique juvénile (granules de basalte et rares minéraux), de minéraux mantelliques de lherzolites (olivine, pyroxènes) et de minéraux du socle métamorphique (coupholites, biotite, almandin), la pulvérisation du matériel, en font indiscutablement un téphra, lié à l’éruption d’un appareil de type maar (Pastre et al., 1994). Celui-ci appartient selon toute vraisemblance aux édifices volcaniques du Pléistocène supérieur du Vivarais (fig. 4), dont 10 ont connu au moins une phase phréatomagmatique. Situés entre 45 et 60 km à l’WSW du site, ils se sont mis en place lors de trois périodes éruptives brèves (Rochette et al., 1993) qui viennent de faire l’objet de nouvelles datations par thermoluminescence (Guérin & Gillot, 2007). Les âges proposés sont 166 000 ± 15 ka, 78 800 ± 5,3 ka et 45 400 ± 3,2 ka. Compte tenu de la similitude du matériel émis par le maar de La Vestide‑du‑Pal, le plus vaste (diamètre de 1700 m) et le mieux conservé des appareils considérés, Pastre et al. (1994) relient la retombée trouvée à Moula à l’activité de ce volcan, il y a environ 40 000 ans. Toutefois, des datations par thermoluminescence donnent un âge de 72 ± 12 ka pour le téphra de Moula et de 49 ± 7 ka pour les produits de La Vestide‑du‑Pal (Sanzelle et al., 2000). Ces dates, en contradiction avec l’hypothèse précédente, soulèvent un certain nombre de remarques :

  • le téphra se trouve au sein de niveaux détritiques mis en place dans un contexte périglaciaire et l’âge de 72 ka le place plutôt à la fin de l’épisode tempéré Saint-Germain 2 ;

  • des ossements récoltés dans la couche 3 située sous la retombée (couche 7) ont fourni un âge 14C de 33200 ± 1 500 ans BP (Ly 2488). Cette date pose la validité de l’échantillonnage osseux qui a été prélevé sans repérage stratigraphique précis. On sait seulement qu’il a été recueilli au niveau de la couche 3. Celle-ci est formée de blocailles hétérométriques sans matrice qui ont pu permettre l’infiltration d’éléments en provenance des couches supérieures. D’autres facteurs ont pu également favoriser le glissement vers le bas d’os plus récents, comme la pente des couches déposées en cônes successifs, la présence de soutirages karstiques, le décollement fréquent du remplissage de la paroi rocheuse (Chennaoui, 1992 ; Chennaoui & Debard, 2003) ;

  • le maar à l’origine du téphra piégé à Moula n’est toujours pas connu. L’âge TL de 72 ± 12 ka de cette retombée la rattache à la seconde période d’activité du volcanisme ardéchois. Deux édifices y ont connu une phase phréatomagmatique : le Ray-Pic daté de 77 ± 10 ka et le Pic de l’Etoile, daté de 83 ± 9 ka (Guérin, 1983). Le premier pourrait être la source du téphra puisque ses produits, caractérisés par leur richesse en minéraux du socle, s’enrichissent vers le sommet en fragments basaltiques et en éléments lherzolitiques (Berger, 1973, 1981). Les olivines de la retombée de Moula montrent d’ailleurs une grand similitude minéralogique avec celles trouvées dans les dépôts du Ray-Pic alors que les olivines du Pic de l’Etoile sont moins magnésiennes.

Fig. 4 : Carte schématique du volcanisme récent du Vivarais (d’après Rochette et al., 1993 ; Guérin & Gillot, 2007).

Fig. 4 : Carte schématique du volcanisme récent du Vivarais (d’après Rochette et al., 1993 ; Guérin & Gillot, 2007).

4 - Nouvelles données sur les téphras ardéchois

4.1 – Aven d’Orgnac 3 (Orgnac‑l’Aven)

4.1.1 - Contexte stratigraphique

9La couche d1 est située au sommet du remplissage qui comblait entièrement l’aven (fig. 2). Il s’agit d’une brèche consolidant des cailloutis calcaires contenus dans une matrice abondante (Debard, 1988). Celle-ci est un sable grossier, légèrement argileux. Ce sable est présent également dans la dernière couche c. Ces deux unités stratigraphiques traduisent une pédogénèse ayant entrainé, entre autres, le lessivage des carbonates, la désilicification des silex, une augmentation nette des argiles dans la couche c et la formation d’un encroûtement calcaire dans la couche d1 (Khatib, 1994). Celle-ci contient des minéraux volcaniques, d’aspect frais, caractéristiques du Mont-Dore, précisément du Sancy (Debard & Pastre, 1988), et que l’on retrouve à l’état remanié dans la couche c.

4.1.2 - Etude des feldspaths

10Pour compléter les données sur ce cryptotéphra et appuyer l’hypothèse d’une éventuelle corrélation avec les téphras des remplissages des maars de Praclaux et du Bouchet (Devès) datés à 275 ± 5 ka (Roger et al., 1999), une analyse à la microsonde a été réalisée sur les feldspaths de la couche d1. Elle révèle des compositions An Ab Or proches des populations étudiées pour les téphras du Devès. En effet, la moitié des grains de feldspaths alcalins analysés (11 analyses) sont compris entre les valeurs Or58.11-62.7 Ab36.1-39.3 An1.2-2.6 obtenues à Praclaux. Toutefois, le spectre de l’ensemble des valeurs, plus large à Orgnac 3, étalé entre Or45.6-66.6 Ab32.5-52.6 et An0.9-3, ne permet pas de retenir avec certitude l’hypothèse d’une corrélation entre ces retombées.

4.2 – Aven Marzal II- Flahaut (Saint-Remèze)

4.2.1 - Le site et son remplissage

11Cet aven s’ouvre à la surface du plateau des Gras, à 150 m au NW de l’aven touristique de Marzal, dont il est un élément du réseau. Développé dans les calcaires urgoniens, il se présente actuellement comme un aven à double puits se rejoignant au niveau – 7,50 m et débouchant ensuite sur une vaste salle où se trouve conservé un remplissage de 15 m d’épaisseur. A l’origine, totalement colmaté jusqu’à la surface, il a été désobstrué de 1966 à 1991 sur plus de 25 m de hauteur. L’ancien remplissage était d’une richesse paléontologique exceptionnelle tant par la quantité d’ossements récoltés, le nombre d’espèces déterminées, que par la rareté de certaines d’entre elles (Debard et al., 1999). Il a également livré dans sa partie supérieure des restes archéologiques appartenant au Chasséen (– 5,30 m de profondeur), à l’Azilien final (de – 11,50 à – 11,80 m) et vraisemblablement au Moustérien (à – 13,80 m et à – 15,60 m). Le colmatage de la cavité depuis la surface s’est fait à partir de plusieurs ouvertures (au moins trois) proches les unes des autres, conduisant à l’imbrication de cônes détritiques dans la partie inférieure de la salle. Le remplissage actuellement conservé au fond de la cavité a été alimenté en grande partie par un conduit encore colmaté sur une épaisseur d’environ 8,60 m. Il peut se subdiviser en six ensembles sédimentologiques (fig. 5). Sa base est formée par une argile brun jaune (ensemble 1), très plastique, finement laminée, sondée sur 2,50 m d’épaisseur. C’est un sédiment typique de l’endokarst, visible dans de nombreux réseaux ardéchois. Au‑dessus, dans la partie ouest, s’observent des dépôts argilo-sableux riches en cailloutis calcaires et fragments stalagmitiques (ensemble 2). Leur mise en place traduit un changement de la sédimentation, sans doute lié à l’ouverture de la cavité vers l’extérieur entraînant le démantèlement d’anciens planchers stalagmitiques et les premiers apports détritiques externes. Puis s’est constitué un épais cône de sédiments hétérométriques très riches en matrice argileuse rougeâtre (ensemble 3) formant l’essentiel du remplissage étudié. Il correspond à des apports depuis l’extérieur de cailloutis calcaires, légèrement émoussés, et d’argile de décalcification. Cette phase s’est probablement déroulée sur un laps de temps relativement long compte tenu de l’épaisseur des sédiments accumulés (plus de 6 m). La partie supérieure du cône de l’ensemble 3 est recouverte par des lits d’argiles silteuses et des niveaux sableux associés à des cailloutis (ensemble 4), puis par des lentilles de limon gris alternant régulièrement avec des couches de petits cailloutis ouverts, granoclassés (ensemble 5). Cette sédimentation rythmique traduit des apports par des ruissellements de compétence variable, liées à des périodes de précipitations marquées ou peut-être de fonte de neige. La présence de gros fragments de faune (os longs, mandibule, crâne) seulement dans la partie la plus grossière des niveaux caillouteux, c’est-à-dire à leur base, va dans le sens d’un piégeage au début des cycles. Il est possible qu’une partie des éléments détritiques proviennent du remaniement du remplissage et des parois d’une ancienne rivière souterraine, mise en évidence sur le plateau de Saint-Remèze et dont le tracé se perd à proximité de Marzal II (Martin, 2005). Le sommet du remplissage est constitué par des blocs d’effondrement volumineux associés à des fragments stalagmitiques, des cailloutis en lentilles, le tout enrobé par une argile rouge de décalcification (ensemble 6). Ces sédiments, qui colmatent actuellement la base du puits ayant alimenté le remplissage résiduel, résultent sans doute de l’effondrement des parois du conduit lui-même et du remaniement de sédiments de surface. Une partie pourrait bien correspondre à la reprise des dépôts de la rivière précédemment mentionnée.

12La faune recueillie lors de la désobstruction de l’aven principal et dans le remplissage actuel apporte quelques éléments de chronologie (Debard et al., 1999). L’ensemble 1 renferme une mégafaune qui, avec Mammuthus intermedius (mammouth de Jourdan), Dinobastis laditens (machairodonte), pourrait marquer la fin du Pléistocène moyen. Cette attribution semble confirmée par la présence de Pliomys lencki (campagnol de Lenke). La microfaune des ensembles 2, 3 et 4 suggère également la fin du Pléistocène moyen. Par contre, celle trouvée dans les ensembles 5 et 6 ne diffère pas des formes du Pléistocène supérieur et de l’Actuel. Trois datations 14C précisent ces données biochronologiques obtenues pour la partie supérieure du remplissage. Deux ont été réalisées sur des restes osseux sortis lors de la désobstruction, malheureusement sans repérage stratigraphique ; elles ont donné un âge de 20 430 ± 380 BP (Ly 6583) (intervalle calibré : 23 608 - 21 560 BC ; Reimer et al., 2004), soit la fin du Pléniglaciaire, et de 16 120 ± 170 BP (Ly 6584) (intervalle calibré : 17 791 - 16 995 BC), soit le milieu du Tardiglaciaire. Une autre datation a été faite sur des ossements prélevés au sommet de l’ensemble 5 et a donné un âge de 10 770 ± 230 BP (Ly 7606) (intervalle calibré : 11 210 – 10 106 BC), ce qui indique la fin de la période de l’Allerød.

13Dans ce remplissage, deux types de cortèges minéralogiques dérivant de téphras contemporains ont été trouvés. Le premier, présent dès l’ensemble 1, est bien représenté dans les ensembles 2 et 3 ; il se trouve à l’état remanié dans les ensembles 5 et 6. Le deuxième apparaît très nettement dans l’ensemble 5 et subsiste sous forme remaniée dans l’ensemble 6.

Fig. 5 : Coupe stratigraphique de l’aven Marzal II (avec la localisation des échantillons étudiés).

Fig. 5 : Coupe stratigraphique de l’aven Marzal II (avec la localisation des échantillons étudiés).

Tab. 1 : Nature et pourcentages des minéraux lourds de l’aven Marzal II.

Tab. 1 : Nature et pourcentages des minéraux lourds de l’aven Marzal II.

4.2.2 - Analyse minéralogique

1456 échantillons ont été prélevés dans les six ensembles sédimentaires mais seuls 24 ont permis une analyse minéralogique correcte, les autres étant peu significatifs en raison de leur volume restreint ou de leur origine sédimentaire locale prépondérante. Ils montrent une importante variabilité granulométrique depuis des sables fins à moyens, voire grossiers. Les minéraux proviennent de trois origines : sédimentaire, socle granito‑métamorphique, volcanique (tab. 1).

4.2.2.1 - Les minéraux sédimentaires

15Toujours présents, leur représentativité varie fortement, de 9 à 100 % pour les échantillons non retenus. Il s’agit d’oxydes de fer de type « limonite » ou plus rarement « hématite », en grains xénomorphes anguleux à roulés, mats à luisants. Leur origine peut être les calcaires barrémo-bédouliens, ou des paléosols piégés à la surface du plateau, ou encore des remplissages karstiques anciens. De tels oxydes ont en effet été reconnus dans les alluvions de la paléo-rivière découverte sur le plateau de Saint-Remèze (Martin, 2005).

4.2.2.2 - Les minéraux du socle

16Ils sont abondants dans l’ensemble 1, minoritaires ailleurs. Ainsi, dans les échantillons 1bis25 et 1bis26, ils représentent la totalité des spectres ; dans les autres ensembles, leurs pourcentages sont inférieurs à 5 %, sauf dans les échantillons 2.26 (23,88 %) et 3.25 (10 %).

17L’ensemble 1 se caractérise par l’association sillimanite-fibrolite, andalousite et tourmaline et l’absence de grenats, sensibles à l’altération. Ces minéraux caractéristiques du socle métamorphique du Massif central proviennent du remaniement d’altérites (argile) dans lesquelles les grenats ont été totalement altérés. La différence dans la composition des échantillons 1 et 1 bis est due à leur position : 1 a été récolté à la base du remplissage résiduel, sous la couche 2, alors que 1 bis a été prélevé à l’aplomb de l’aven d’accès actuel et pourrait correspondre au mélange de sédiments arrivés par deux orifices différents.

18Les ensembles 2 à 6 montrent des spectres à staurotide et grenats, parfois rutile. Les autres espèces (andalousite, disthène, épidote) sont sous-représentées. Ces minéraux peuvent provenir des altérites du socle métamorphique ou du remaniement d’anciennes formations alluviales, voire d’apports éoliens.

4.2.2.3 - Les minéraux volcaniques

19Ils sont largement dominants (plus de 95 % des spectres des ensembles 2 à 6) et révèlent deux groupes :

  • un groupe lié à un volcanisme différencié, présent dans les ensembles 1 à 6 ;

  • un groupe lié à un volcanisme basaltique à enclaves mantelliques, présent dans les ensembles 5 et 6.

Les spectres différenciés

20Le cortège minéralogique est souvent dominé (31 – 74 %) par les oxydes de Fe – Ti cf magnétite/titanomagnétite. Les grains sont xénomorphes à automorphes. Le sphène représente 25 à 60 % ; il est xénomorphe à automorphe, plus ou moins émoussé. Le zircon (0,3 à 1,9 %) se présente sous forme de prismes automorphes rose clair. Le reste du spectre comporte des amphiboles (0 à 0,6 %) et de l’apatite, rare.

21Ces minéraux sont rares dans l’ensemble 1 (échantillons 1.23 et 1.24 avec sphène et magnétite), présents fréquemment dans l’ensemble 2 (2.23, 2.24, 2.25), abondants dans la plupart des échantillons de l’ensemble 3, globalement moins bien représentés dans l’ensemble 4. Dans les ensembles 5 et 6, on observe une présence récurrente traduisant un remaniement différé.

Les spectres basaltiques – mantelliques

22L’olivine est abondante dans les échantillons 5d.23, 24, 25 (59 à 67 %). Elle se présente sous forme de grains xénomorphes et de rares cristaux automorphes. Les premiers sont issus probablement de lherzolites dérivant du manteau supérieur, les seconds sont des phénocristaux basaltiques.

23Les orthopyroxènes (enstatite/bronzite) xénomorphes sont fréquents (5,9 à 15,3 %) de 5d.23 à 6.24. Ils sont issus de nodules de lherzolite. Dans les mêmes échantillons, on trouve également du diopside chromifère (2,5 à 10,7 %), xénomorphe, et du clinopyroxène brun cf augite. La présence de magnétite/titanomagnétite est probable mais difficilement séparable des apports antérieurs.

24Les minéraux mantelliques sont très rares dans les ensembles 2 et 3 et peuvent être attribuables à des retombées antérieures. En revanche, ils apparaissent très nettement dans l’ensemble 5 et perdurent dans l’ensemble 6 sous forme remaniée (diminution des olivines sensibles à l’altération).

4.2.3 - Origine volcanologique et chronologie

25Les spectres différenciés, en particulier avec l’association zircon – sphène, sont typiques du Mont-Dore et dérivent d’émissions pyroclastiques trachytiques à feldspaths (alcalins et/ou plagioclases + biotite ?) éjectées sous forme de retombées pliniennes ou de panaches, corollaires à des écoulements pyroclastiques. Les minéraux présents dans l’ensemble 1 pourraient provenir d’une première retombée, ceux des ensembles 2 et 3 d’une ou deux retombées postérieures. La présence de minéraux frais en fait des retombées sub-contemporaines aux émissions avec reprise ultérieure des grains entrainant l’émoussé de certains d’entre eux. L’absence du clinopyroxène vert dans ces cortèges minéralogiques exclut une retombée liée à l’activité pyroclastique terminale du Pléistocène moyen, autour de 0,3 Ma (cf Orgnac 3 où on a également l’association zircon-sphène). Une corrélation est éventuellement possible avec des pyroclastites émises vers 0,45 Ma (amont du ruisseau de Queureuilh) (Pastre & Cantagrel, 2001).

26Les spectres basaltiques/mantelliques sont typiques d’une retombée phréatomagmatique liée à une éruption de type maar. La proximité des volcans ardéchois du Pléistocène supérieur en fait une origine possible. Les données obtenues par biochronologie dans l’ensemble 5 suggèrent que cette retombée volcanique pourrait se rattacher à la phase récente de ce volcanisme, autour de 45 ka. Toutefois, cette attribution est en contradiction avec la datation 14C du sommet de l’ensemble 5 donnant un âge tardiglaciaire. Plusieurs hypothèses peuvent être proposées pour expliquer cet écart chronologique : 1) la mise en place des minéraux volcaniques pourrait correspondre au remaniement d’une ancienne retombée, mais qui aurait été protégée de l’altération météorique (peut‑être par un piégeage dans le karst?) puisque les olivines sont présentes ; 2) il pourrait exister une lacune de sédimentation, non décelable à l’observation des dépôts, entre le niveau du prélèvement des minéraux lourds et celui de l’os daté, situé à 50 cm au-dessus ; 3) enfin l’âge de la dernière phase du volcanisme ardéchois est sans doute mal connue en raison du faible nombre d’édifices datés.

4.3 - Aven du Devès de Reynaud (Saint‑Remèze)

27Des sables noirs ont été recueillis par Y. Billaud dans une salle latérale au puits d’accès profond de 40 m. Ils sont associés à des dépôts argileux qui renferment de nombreux ossements. Ceux-ci, connus de longue date (Balazuc, 1956 ; Debard & Philippe, 2007) sont attribués à la biozone MNQ 26 (Guérin, 1980). Les sables sont fins et micacés. Ils sont composés à peu près pour moitié de minéraux du socle (quartz, feldspaths et biotite) et de verre brun. Ce verre présente une composition en SiO2 comprise entre 45,12 et 47,42 % et des pourcentages en Na2O + K2O compris entre 5,88 et 7,6 % (tab. 2), ce qui le classe dans le diagramme silice-alcalin (Le Bas et al., 1986) dans le champ des basanites. La présence des minéraux du socle indique probablement une origine phréatomagmatique, plus qu’une contamination éolienne synchrone du dépôt. L’association des sables avec les niveaux fossilifères permet d’attribuer un âge würmien à cette retombée, issue selon toute vraisemblance d’un maar du Vivarais appartenant soit à la phase intermédiaire, soit à la phase la plus récente du volcanisme ardéchois. Après la Baume Moula, puis l’aven Marzal, c’est donc le troisième site karstique qui livre un téphra issu de cette province.

28La découverte récente de cette retombée ne nous permet pas pour le moment d’aller plus loin dans l’interprétation. Une étude du remplissage, dans lequel l’échantillon a été prélevé, ainsi que l’établissement précis des corrélations stratigraphiques avec les niveaux fossilifères, sont envisagés prochainement.

Tab. 2 : Composition du verre du téphra de l’aven du Devès de Reynaud.

Tab. 2 : Composition du verre du téphra de l’aven du Devès de Reynaud.

5 - Conclusion

29Quatre sites karstiques ardéchois ont livré des téphras liés à des émissions d’origine locale (Vivarais) ou plus lointaine (Mont-Dore). Il s’agit le plus souvent d’avens (Orgnac 3, Marzal II, Devès de Reynaud) ou de cavités en forme de cheminées obliques (Baume Moula) qui ont servi de pièges. Les téphras peuvent se situer à proximité de la surface, comme à Orgnac 3, ou se trouver dans des dépôts profonds, comme dans l’aven du Devès de Reynaud.

30La conservation des minéraux volcaniques est généralement bonne, avec des grains qui peuvent être très frais, montrant peu ou pas de remaniement. Ces retombées volcaniques peuvent constituer des marqueurs chronologiques pour toute la bordure orientale du Massif central et la vallée du Rhône. Toutefois, la multitude des émissions montdoriennes et l’absence d’une bonne connaissance des appareils ardéchois (produits émis, chronologie éruptive), en limitent pour le moment la portée.

31Si les retombées montdoriennes sont connues depuis longtemps dans de nombreux types de dépôts : fluviolacustres (Tourenq et al., 1978 ; Tourenq & Turland, 1982), fluviatiles (Bout, 1960 ; Pastre, 1987), lacustres (Teulade, 1989 ; Roger et al., 1999), karstiques (Chaline et al., 1985 ; Beiner, 1983), les téphras issus des volcans du Vivarais sont les premiers exemples de dispersion éloignée de produits phréatomagmatiques à être reconnu. Leur découverte dans le karst ardéchois confirme que ce milieu peut être une archive exceptionnelle pour des évènements qui ne sont plus conservés en surface, qu’ils soient d’origine géodynamique [cycle eustatique messino-pliocène (Mocochain et al., 2006) ; retombées volcaniques], climatique [apports éoliens (Debard, 1987)] ou anthropique [traces d’activités (Delannoy et al., 2004)].

Haut de page

Bibliographie

BALAZUC J., 1956 - Spéléologie du département de l’Ardèche. Rassegna speleologica italiana e Societa speleologica italiana, Como, mémoire II, 158 p.

BEINER M., 1983 - Etude des minéraux lourds de la Caune de l’Arago et de son environnement. Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du Quaternaire, 13 (1), 19-23.

BELLEVILLE L., 1985 - Hydrogéologie karstique. Géométrie, fonctionnement et karstogénèse des systèmes karstiques des gorges de l’Ardèche (Ardèche, Gard). Thèse de Doctorat, Université Joseph Fourier, Grenoble, 228 p.

BERGER E., 1973 - Le volcanisme récent de l’Ardèche. Thèse de 3ème cycle, Université Paris-Sud, 402 p.

BERGER E., 1981 - Enclaves ultramafiques et leurs basaltes-hôtes en contexte océanique (Pacifique Sud) et continental (Massif central français). Thèse de Doctorat es Sciences, Université ParisSud, 469 p.

BOUT P., 1960 - Le Villafranchien du Velay et du bassin hydrographique moyen et supérieur de l’Allier. Imprimerie Jeanne-d’Arc, Le Puy-en-Velay, 344 p.

CANTAGREL J.-M., & BAUBRON J.-C., 1983 - Chronologie des éruptions dans le massif volcanique des Mont-Dore (méthode potassium - argon). Implications volcanologiques. Géologie de la France, I (2), no 1-2, 123-142.

CHALINE J., RENAULT-MISKOVSKY J., BROCHET G., CLEMENT-DELS R., JAMMOT D., MOURER-CHAUVIRE C., BONVALOT J., LANG J., LENEUF N., & PASCAL A., 1985 - L’aven des Valerots (Nuits-Saint-Georges, Côte-d’Or), site de référence du Pléistocène inférieur. Revue de Géologie dynamique et Géographie physique, 26 (2), 109-118.

CHENNAOUI K., 1992 - Etude sédimentologique des sites préhistoriques de Soyons (Ardèche, France) : dynamique sédimentaire et paléoclimatologie. Thèse de Doctorat, Université Claude Bernard, Lyon 1, 126 p.

CHENNAOUI K., & DEBARD E., 2003 - Les séquences sédimento-climatiques des sites moustériens de Soyons (Ardèche, France). Géomaghreb, 1, 95-102.

COMBIER J., 1967 - Le Paléolithique de l’Ardèche dans son cadre paléoclimatique. Publication de l’Institut de Préhistoire de Bordeaux, 4, 462 p.

DEBARD E., 1987 - L’apport allochtone éolien dans les remplissages karstiques quaternaires du Bas-Vivarais (S.E. France). Bulletin de l’Association Française pour l’Etude du Quaternaire, 4, 183193.

DEBARD E., 1988 - Le Quaternaire du Bas-Vivarais d’après l’étude sédimentologique des remplissages d’avens, de porches de grottes et d’abris sous roche. Dynamique sédimentaire, paléoclimatologie, chronologie. Documents des laboratoires de Géologie de Lyon, 103, 315 p.

DEBARD E., & PASTRE J.-F., 1988 - Un marqueur chronostratigraphique du Pléistocène moyen à la périphérie du Massif central : la retombée à clinopyroxène vert du Sancy dans le site acheuléen d’Orgnac III (Bas-Vivarais, SE France). Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 306, série II, 1515-1520.

DEBARD E., 1997 - Les remplissages karstiques du Bas-Vivarais : karstogénèse, sédimentogénèse et archéologie. Quaternaire, 8 (2-3), 305-317.

DEBARD E., FAURE M., GUERIN C., ARGANT J., & JEANNET M., 1999 - Le gisement pléistocène de l’aven Flahaut à Saint-Remèze (Ardèche). Ardèche Archéologie, Orgnac-l’Aven, 16, 1-6.

DEBARD E., & PHILIPPE M., 2007 - Paléoenvironnements et faunes préhistoriques. In « De la Dent du Rez aux gorges de l’Ardèche », Syndicat des Gorges de l’Ardèche édit., Saint-Remèze, 51-63.

DELANNOY J.-J., PERRETTE Y., DEBARD E., FERRIER C., KERVASO B., PERROUX A.-S., JAILLET S., & QUINIF Y., 2004 - Intérêt de l’approche morphogénique pour la compréhension globale d’une grotte à haute valeur patrimoniale : la grotte Chauvet (Ardèche, France). Karstologia, 44, 25-42.

GOMBERT P., 1988 - Hydrogéologie et karstogénèse du Bas-Vivarais calcaire (Ardèche, France). Thèse de Doctorat, Université Montpellier 2, 484 p.

GUERIN C., 1980 - Les rhinoceros (Mammalia, Perissodactyla) du Miocène terminal au Pléistocène supérieur en Europe occidentale. Comparaison avec les espèces actuelles. Documents des laboratoires de géologie, 79, 1182 p.

GUERIN G., 1983 - La thermoluminescence des plagioclases, méthode de datation du volcanisme. Application au domaine volcanique français : chaîne des Puys, Mont-Dore et Césallier, BasVivarais. Thèse de 3ème cycle, Université Paris VI, 258 p.

GUERIN G., & GILLOT P.-Y., 2007 - Nouveaux éléments de chronologie du volcanisme Pléistocène du bas Vivarais (Ardèche, France) par thermoluminescence. Comptes-Rendus Géoscience, 339, 40-49.

GUERIN R., 1973 - Un exemple du rôle de la tectonique et de la microtectonique dans la géométrie des écoulements karstiques fossiles et actuels : le Bas-Vivarais calcaire. Thèse de 3ème cycle, Université Montpellier 2, 105 p.

KHATIB S., 1994 - Datation des cendres volcaniques et analyses géochimiques du remplissage d’Orgnac 3 (Ardèche, France). Quaternaire, 5 (1), 13-22.

LAVINA P., 1985 - Le volcan du Sancy et le « Massif adventif ». Thèse 3ème cycle, Université de Clermont-Ferrand, 211 p.

LE BAS M.J., LE MAITRE R.W., STRECKEISEN A., & ZANETTIN B., 1986 - A chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total Alkali-Silicia Diagram. Journal of Petrology, 27, 745-750.

MARTIN J., 2005 - Etude des paléokarsts des environs de SaintRemèze (Ardèche, France) : mise en évidence d’une rivière souterraine fossilisée durant la crise de salinité messinienne. Karstologia, 45-46, 1-18.

MOCOCHAIN L., BIGOT J.-Y., CLAUZON G., FAVERJON M., & BRUNET P., 2006 - La grotte de Saint-Marcel (Ardèche) : un référentiel pour l’évolution des endokarsts méditerranéens depuis 6 Ma. Karstologia, 48, 34-50.

MONCEL M.-H., & COMBIER J., 1992 - L’industrie lithique du site Pléistocène moyen d’Orgnac 3 (Ardèche, France). Gallia Préhistoire, t. I, 1-54.

PASTRE J.-F., 1987 - Les formations plio-quaternaires du bassin de l’Allier et le volcanisme régional (Massif Central, France). Thèse de Doctorat, Université Paris VI, 706 p.

PASTRE J.-F., DEBARD E., & CHENNAOUI K., 1994 - Un téphra-repère du volcanisme phréatomagmatique du Vivarais dans la séquence Pléistocène supérieur de l’abri Moula (Soyons, Ardèche, France). Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 319, série II, 937-943.

PASTRE J.-F., & CANTAGREL J.-M., 2001 - Téphrostratigraphie du Mont‑Dore. Quaternaire, 12 (4), 249-267.

REIMER P.J., BAILLIE M.G.L., BARD E., BAYLISS A., BECK J.W., BLACKWELL P.G., BUCK C.E., BURR G.S., CUTLER K.B., DAMON P.E., EDWARDS R.L., FAIRBANKS R.G., FRIEDRICH M., GUILDERSON T.P., HERRING C., HUGHEN K.A., KROMER B., MCCORMAC F.G., MANNING S.W., RAMSEY C.B., REIMER R.W., REMMELE S., SOUTHON J.R., STUIVER M., TALAMO S., TAYLOR F.W., VAN DER PLICHT J., & WEYHENMEYER C.E., 2004 - INTCAL04 terrestrial Radiocarbon Age Calibration, 0-26 CAL KYR BP. Radiocarborn, 46 (3), 1029-1058.

ROCHETTE P., BERTRAND H., BRAUN C., & BERGER E., 1993 - La province volcanique Pléistocène supérieur du Bas-Vivarais (Ardèche, France) : propagation de fentes crustales en échelons ? Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 316, série II, 913-920.

ROGER S., FERAUD G., BEAULIEU J.-L. de, THOUVENY N., COULON C., COCHEME J.‑J., ANDRIEU V., & WILLIAMS T., 1999 - 40Ar/39Ar dating on tephra of the Velay maars (France): implications for the Late Pleistocene proxy-climatic record. Earth and Planetary Science Letters, 170, 287-299.

SANZELLE S., PILLEYRE T., MONTRET M., FAÏN J., MIALLIER D., CAMUS G., GOËR H. de, & DEFLEUR A., 2000 - Datation par thermoluminescence : étude d’une corrélation possible entre le maar de La Vestide-du-Pal et un niveau de téphra de la Baume-Moula-Guercy (Ardèche, France). Comptes‑Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 330, 541-546.

TEULADE A., 1989 - Téphrologie des formations cendro-ponceuses en milieux lacustres quaternaires. Méthode d’étude et applications au Massif Central français (Velay) et aux Carpathes orientales roumaines (dépression de Brassov). Thèse de Doctorat, Université d’Aix-Marseille II, 249 p.

TOURENQ J., AMBROISE D., & ROHRLICH V., 1978 - Sables et argiles du Bourbonnais : mise en évidence des relations entre les minéraux lourds à l’aide de l’analyse factorielle des correspondances. Bulletin de la Société Géologique de France, XX (7), 733-737.

TOURENQ J., & TURLAND M., 1982 - Datations et corrélations de formations détritiques azoïques par les minéraux lourds issus des volcans du Massif Central. Synchronisme du Tertiaire terminal de Cosne d’Allier et des Sables et Argiles du Bourbonnais à l’aide des zircons volcaniques. Comptes-Rendus de l’Académie des Sciences, Paris, 294, série II, 391-394.

Haut de page

Table des illustrations

Titre Fig. 1 : Carte géologique simplifiée de l’Ardèche avec la localisation des sites étudiés.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 56k
Titre Fig. 2 : Coupe stratigraphique du remplissage supérieur d’Orgnac 3.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 43k
Titre Fig. 3 : Coupe stratigraphique du remplissage supérieur de la Baume Moula.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 38k
Titre Fig. 4 : Carte schématique du volcanisme récent du Vivarais (d’après Rochette et al., 1993 ; Guérin & Gillot, 2007).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 74k
Titre Fig. 5 : Coupe stratigraphique de l’aven Marzal II (avec la localisation des échantillons étudiés).
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 42k
Titre Tab. 1 : Nature et pourcentages des minéraux lourds de l’aven Marzal II.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 79k
Titre Tab. 2 : Composition du verre du téphra de l’aven du Devès de Reynaud.
URL http://journals.openedition.org/quaternaire/docannexe/image/2362/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 52k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence papier

Evelyne Debard et Jean‑François Pastre, « Nouvelles données sur les téphras pléistocènes piégés dans les remplissages karstiques ardéchois (SE France) »Quaternaire, vol. 19/2 | 2008, 107-116.

Référence électronique

Evelyne Debard et Jean‑François Pastre, « Nouvelles données sur les téphras pléistocènes piégés dans les remplissages karstiques ardéchois (SE France) »Quaternaire [En ligne], vol. 19/2 | 2008, mis en ligne le 01 juin 2005, consulté le 19 mars 2024. URL : http://journals.openedition.org/quaternaire/2362 ; DOI : https://doi.org/10.4000/quaternaire.2362

Haut de page

Auteurs

Evelyne Debard

Archéométrie et Archéologie, UMR 5138, Université Lyon 1, bâtiment Géode, 2 rue Raphaël Dubois, 69622 Villeurbanne Cedex. Courriel : debard@univ-lyon1.fr

Articles du même auteur

Jean‑François Pastre

Laboratoire de Géographie physique, UMR 8591, 1 place Aristide Briand, 92195 Meudon Cedex. Courriel : pastre@cnrs-bellevue.fr

Articles du même auteur

Haut de page

Droits d’auteur

Le texte et les autres éléments (illustrations, fichiers annexes importés), sont « Tous droits réservés », sauf mention contraire.

Haut de page
Rechercher dans OpenEdition Search

Vous allez être redirigé vers OpenEdition Search