1Située au sud-est du Massif Central, le haut bassin de la Loire s’étend sur l’ensemble du Velay (fig.1). L’histoire tectonique hercynienne et tertiaire y est à l’origine d’un important compartimentage morphostructural lié à deux directions majeures de fracturation : nord‑ouest / sud‑est et nord-est / sud-ouest. Complexe dans le détail, le jeu différentiel des blocs est responsable, avec le volcanisme, de l’organisation des grands systèmes de pentes auxquels s’est adaptée l’hydrographie. La Loire prend ainsi naissance au mont Gerbier-de‑Jonc au niveau d’une zone culminante du socle recouverte par les laves d’âge Miocène supérieur du Velay oriental. Après un détour par le sud, elle adopte à partir d’Arlempdes un tracé sud nord et rejoint le graben tertiaire du Puy-en-Velay. Elle s’en échappe vers le nord par les gorges de Peyredeyre qui franchissent le horst de Chaspinhac interposé entre le bassin du Puy et celui de l’Emblavès.
2Ce secteur présente à l’emplacement du bassin du Puy-en-Velay une épaisse séquence sédimentaire étendue du Pliocène supérieur au Pléistocène inférieur (3 à 0,8 Ma environ), dont l’intérêt pour la connaissance de cette période a été depuis longtemps reconnu (Boule, 1892 ; Bout, 1960a). L’intérêt de cette séquence est renforcé par un contexte géologique et morphologique qui, au travers de jalons chronologiques divers et du témoignage des formes et formations, fournit des éléments complémentaires pour aborder la question des rythmes et facteurs de l’évolution morphosédimentaire plio-quaternaire (tectonique, contexte bioclimatique, volcanisme) :
3- Le volcanisme, tout d’abord, permet de disposer de précieux repères chronostratigraphiques, sédimentologiques ou géomorphologiques datés avec plus ou moins de précision par les méthodes radiométriques ou le paléomagnétisme.
4Son existence s’exprime principalement par l’édification du vaste plateau basaltique du Devès entre 3 et 0,6 Ma à l’ouest et au sud-ouest du bassin du Puy. L’essentiel des épanchements résulte de deux paroxysmes d’activité situés vers 2 et 1 Ma (Mergoil et Boivin, 1993). L’importante interaction entre activité volcanique et évolution sédimentaire du bassin est à l’origine d’une évolution complexe. Dans le bassin du Puy le volcanisme, interférant avec l’évolution fluviolacustre, a pris localement un caractère hydromagmatique. En contexte sous-lacustre, les explosions contraintes liées à l’interaction eau-magma ont généré une activité surtseyenne à l’origine d’édifices hyaloclastiques spécifiques dont la structure permet de différencier les parties sous-lacustres et subaériennes. Les hyaloclastites qui en résultent sont associées à différentes intrusions (dykes, necks) qui donnent au bassin ses reliefs caractéristiques. Outre ces édifices, des coulées s’interstratifient dans les dépôts ou les recouvrent en continuité avec le plateau du Devès. Les épanchements les plus récents s’emboîtent quant à eux dans l’axe de la gorge actuelle (plaine de Rome, plaine de Chadrac).
5À l’amont du bassin, les coulées du Devès présentes dans la haute vallée de la Loire à partir de Goudet jalonnent des formes modelées dans le substratum cristallin qui permettent de reconnaître les étapes de l’encaissement du réseau hydrographique.
6Les répercutions du volcanisme régional sont en outre enregistrées dans le secteur par la présence de téphras originaires du Mont-Dore dont des minéraux caractéristiques sont repérés en plusieurs points du bassin du Puy et de son amont (fig. 2).
7- L’analyse géomorphologique joue également un rôle important dans les interprétations : la juxtaposition d’un secteur amont où ne subsiste que le témoignage des formes en creux liées à l’histoire plioquaternaire de l’incision, et d’un secteur aval affecté dans le même temps par la mise en place d’une épaisse séquence sédimentaire, permet d’aborder la question des modalités et facteurs de l’évolution plio-quaternaire en tirant partie des complémentarités de ces deux facettes – positive et négative – d’une même évolution (fig. 3 et 4).
8La séquence plio-quaternaire du bassin du Puy, à laquelle nous nous intéresserons tout d’abord, fournit l’essentiel des données paléoenvironnementales. Celles-ci renseignent sur les modalités d’une évolution qui, corrélée aux caractères de la section amont, peut ensuite être replacée dans le contexte de l’histoire morphotectonique régionale.
Fig. 1 : Grandes unités géologiques et structurales du Velay (d’après A. de Goër, 1971, modifié). A : socle hercynien ; B : sédiments tertiaires ; C : volcanismemio-pliocènedu Velayoriental ;D : volcanismeplio-pléistocènedu Devès ;E : volcanismerécent du Bas-Vivarais ;1 :grabendes Boutières ; 2 : massif du Velay oriental ; 3 : bassin de l’Emblavès ; 4 : bassin du Puy-en-Velay ;5 : plateau du Devès ; 6 : plateau d’Alleyrac (Devès) ; 7 : Bas-Vivarais.
Fig. 2 : Répartition et organisation stratigraphique des retombées de minéraux lours du Mont-Dore dans le bassin amont de la Loire. Notations d’abondance : • : quelques individus ; •• : commun ; ••• : très abondant ; x : présence sans indication de fréquence ; rien : absence ; grisé : position stratigraphique du banc à galets du méandre de Farges (BG).
9La séquence Plio-Pléistocène du bassin du Puy s’emboîte dans les dépôts tertiaires du même bassin, partiellement déblayés par la Loire et ses affluents au cours du Pliocène. Son épaisseur maximum atteint 150 m (700720 à 850 m NGF environ).
10L’important cloisonnement morphostructural et l’interaction entre l’activité volcanique et la sédimentation fluvio-lacustre sont à l’origine d’une paléogéographie complexe d’autant plus difficile à reconstituer que les affleurements sont dispersés (fig. 5). La multiplication des observations montre cependant une logique d’organisation spatiale et stratigraphique applicable à l’ensemble du bassin, et permet de proposer une coupetype (fig. 6). La séquence fluvio-lacustre, subcontinue, y montre dans les grandes lignes une succession stratigraphique divisée en quatre grandes phases :
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À la base de la séquence (fig. 6, I), différents poudingues alluviaux grossiers situés entre 710 et 730 m d’altitude jalonnent le cours de la paléo-Loire (ravin de Bauzy en rive droite du Dolaison, vallon de Farnier au nord du plateau d’Ours-Mons, flanc sud-est du plateau de Marnhac, ravin de Soye au nord-ouest du plateau de Marnhac). Ils sont constitués de galets de 5 à 15 cm de grand axe. Les cortèges pétrographiques associent quartz et roches du socle, quelques chailles et grès arkosiques, basaltes et phonolites, dans une matrice sableuse grossière peu abondante et ferruginisée. Mis à part les quartz et les chailles, tous les galets présentent un épais cortex d’altération. Antérieures à la sédimentation fluvio-lacustre, ces alluvions témoignent d’un transit fluvial énergique s’inscrivant dans la phase d’évidement pliocène de la dépression.
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Au-dessus de ces nappes, la moitié inférieure de l’accumulation (environ 80 m d’épaisseur ; fig. 6, II) caractérise un premier épisode fluvio-lacustre révélé par la mise en place de dépôts argilo-silteux, à passées plus sableuses (II.a). Vers le haut, ce premier ensemble sédimentaire évolue vers des faciès sableux à sablograveleux lités (II.b) traduisant le passage à un régime fluvial en tresses. Cette évolution est enregistrée au niveau de la plupart des coupes principales du bassin (coupe du ruisseau de Ceyssac ; coupe de La Rochelambert ; coupe de la Pépinière dans le méandre de Farges), où les sables atteignent une épaisseur de l’ordre de la quinzaine de mètres. La mise en place de ces dépôts pourrait être liée soit à une péjoration climatique responsable d’un regain de détritisme, soit à la progradation vers le bassin de cônes deltaïques, particulièrement dans l’axe de la paléo-Loire.
11Dans toute cette moitié basse de l’accumulation, la sédimentation est essentiellement alimentée par l’érosion du socle cristallin et par le remaniement des dépôts argilo-sableux tertiaires du bassin dont la richesse en illite constitue un marqueur caractéristique (Bout, 1960a). Les minéraux lourds issus de retombées aériennes du Mont-Dore sont à ce niveau relativement abondants (méandre de Farges, Tressac, Ceyssac) et dominés par du sphène et de l’apatite automorphes. Ils pourraient dériver d’un téphra mis en évidence dans la coupe de La Rochelambert (voir infra), ce type d’association caractéristique n’étant pas fréquent dans les pyroclastites du Mont-Dore (Pastre et Cantagrel, 2001).
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Vers 785 m d’altitude, à peu près à mi-hauteur entre la base et le sommet de la séquence, apparaît brutalement un banc fluviatile grossier à galets (faciès de poudingue, à matrice sableuse grossière peu abondante et ferruginisée) qui s’inscrit en position légèrement ravinante sur la séquence sableuse précédemment évoquée (fig. 6, III). Dans le méandre de Farges (commune de Cussac), la coupe de la Pépinière en donne la meilleure illustration. Les basaltes dominent très largement dans la composition pétrographique de cette formation (80 % environ) qui se développe sur quelques mètres d’épaisseur. Cette décharge fluviatile grossière coïncide avec l’apparition, dans le cortège des minéraux lourds, d’augites vertes aciculaires du Mont-Dore absentes des niveaux inférieurs.
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Après ce regain de la dynamique fluviale, un contexte plus franchement lacustre se réinstalle (fig. 6, IV), comme en témoigne le caractère essentiellement argilo-silteux des 30 à 50 m supérieurs de l’accumulation, par ailleurs appauvrie en minéraux lourds du Mont-Dore.
12Aux caractères stratigraphiques de cette séquence s’ajoute une logique d’organisation spatiale de la sédimentation témoignant de la paléogéographie générale du bassin. À altitude équivalente, et particulièrement à celle (785 m) de la nappe fluviatile grossière représentant le membre intermédiaire de l’accumulation, les dépôts les plus grossiers se concentrent dans l’axe d’un couloir de 2 à 3 km de large joignant directement le cours de la Loire situé à l’amont du bassin (secteur englobant le méandre de Farges et les ravins du Riou et du Dolaizon) à la gorge creusée par le fleuve dans le horst de Chaspinhac, à l’exutoire aval du bassin (plateaux de Chambeyrac - Marnhac et de Rachat). De part et d’autre de cet axe grossièrement sud-nord, la granulométrie des dépôts s’affine progressivement vers l’ouest comme vers l’est. Ainsi, aux galets de 10 à 15 cm de grand axe des bancs grossiers observés à mi‑hauteur de la séquence du méandre de Farges, correspondent des niveaux graveleux dans le ravin de Ceyssac, 4 km plus à l’ouest. On repère donc, particulièrement au moment où se produit le regain d’activité fluviale médian, l’axe d’un paléocours de la Loire situé dans l’alignement des gorges amont et aval actuelles.
Fig.3 : Profils en travers synthétisant les principales étapes de l’évolution de la vallée supérieure de la Loire du Miocène supérieur au Pléistocène supérieur.
Fig. 4 : Profil en long synthétique de la vallée supérieure de la Loire, suivant les principales étapes de l’évolution et particulièrement au cours du Plio‑Pléistocène.
Fig. 5 : Géologie et formations plio-pléistocènes du bassin du Puy-en-Velay. Topographie : 1 : réseau hydrographique ; 2 : courbes de niveau (équidistance 100 m) ; Structure et géologie : 3 : réseau de fracturation ; 4 : socle ; 5 : formations paléogènes ; 6 : couverture volcanique ; 7 : cônes stromboliens ; 8 : projections et brèches volcaniques diverses ; 9 : brèches basanitiques ; 10 : cratère de maar ; Formations superficielles et fluviatiles : 11 : couverture colluviale indifférenciée ; 12 : formations alluviales actuelles et sub-actuelles et matériaux de déjection ; 13 : alluvions anciennes indifférenciées et nappes alluviales ou colluvio-alluviales résiduelles dégradées ; 14 : formations fluvio-lacustres plio-pléistocènes indifférenciées ; Points d’observation ponctuelle des formations plio-pléistocènes : 15 : nappes fluviatiles grossières, à galets ; 16 : nappes à graviers et gravillons ; 17 : séquences sableuses ; 18 : séquences sablo-silteuses ; 19 : séquences lacustres.
Fig.6 : Coupe schématique synthétique de la séquence sédimentaire Plio‑Pléistocène du bassin du Puy.
I : alluvions de la Loire anté-dépôt ; II :séquence inférieure fluvio-lacustre, alimentée par le socle et le remaniement des sédiments paléogènes (illite), contexte de faible activité volcanique, présence de sphènes et apatites du Mont-Dore ; II a : dépôts fluvio-lacustres argilo‑silto‑sableux ; IIb : sables fluviatiles ; III : alluvions grossières ravinantes, basaltiques à 80 %, présence d’augites vertes du Mont-Dore ; IV : séquence supérieure lacustre, cortège appauvri en minéraux lourds du Mont-Dore ; V :coulées basaltiques sommitales.
13Malgré les apports de la paléontologie des vertébrés, de la palynologie, du paléomagnétisme et des datations radiométriques, le calage chronologique de cette séquence reste très inégal. À la complexité du terrain s’ajoutent les problèmes de datation (K‑Ar) induits par l’altération des laves et la présence d’enclaves du socle susceptibles d’entraîner des contaminations.
14L’accumulation aurait commencé à se constituer autour de 2,5 à 3 Ma (fig. 6). À Ceyssac (Ablin, 1985, 1991 ; Ablin et Couthures, 1987), le paléomagnétisme positif de sédiments situés à 30 ou 40 m au-dessus des plus bas niveaux sédimentaires actuellement reconnus dans ce ravin (720 m) a été attribué à la période Gauss (Biquand, 1987). Il pourrait s’accorder avec la présence à la partie supérieure de ces sédiments de clinopyroxènes verts du Mont-Dore, qui pourraient provenir des retombées pliniennes trachytiques de Perrier datées à 2,47 - 2,35 Ma (Ly, 1982). Ces âges sont compatibles avec ceux déterminés pour les coulées du plateau de Chambeyrac - Marnhac : 2,64 ± 0,13 Ma et 2,49 ± 0,04 Ma (Couthures et Pastre, 1983). Mises en place à l’exutoire aval du bassin au-dessus des alluvions grossières de la Loire anté-dépôt, ces coulées auraient bloqué l’écoulement et induit la sédimentation amont. Des témoins existent cependant d’une amorce localement plus ancienne de la sédimentation, en lien avec les phases initiales de l’activité volcanique du Devès. Ainsi à Vialette, en position excentrée par rapport au cœur du bassin (au revers du horst, au nord du plateau de Chambeyrac-Marnhac) et sans connexion avec le reste de la sédimentation, les datations de coulées et de minéraux lourds du Mont-Dore associés aux dépôts donnent des âges compris entre 3,4 et 2,48 Ma (Biquand, 1987 ; Biquand et al., 1981), ou entre 2,92 et 2,48 Ma (Fouris et al., 1991). Ici comme à Saint-Vidal ou La Rochelambert, P. Bout a signalé (Bout, 1960a, 1963) la présence de quartz bipyramidés que leur rattachement aux retombées pliniennes rhyolitiques du Mont-Dore (Pastre et Cantagrel, 2001) permet de situer vers 3 Ma, mais dont nous n’avons pu retrouver la trace. Leur présence à Vialette est compatible avec le caractère archaïque d’une partie de la faune de ce gisement (Paleoloxodon Borsoni de la faune de Montpellier par exemple).
15Le calage chronologique de la partie médiane de l’accumulation (fig. 6) ne peut être établi que de manière approchée. Le schéma d’évolution du bassin actuellement en vigueur (Defive, 1996, 1998, 2001 et cet article) permet d’avancer une hypothèse quant au moment de la mise en place de la nappe fluviatile grossière représentée par le banc à galets du méandre de Farges et ses équivalents latéraux (fig. 7). Les corrélations altitudinales la situent entre deux barrages volcaniques édifiés plus à l’aval au niveau du horst (voir infra), le premier correspondant à la coulée déjà évoquée du plateau de Chambeyrac - Marnhac (2,64 ± 0,13 Ma et 2,49 ± 0,04 Ma ; Couthures et Pastre, 1983), le second aux coulées du plateau de Rachat que les datations fixent dans une fourchette d’âges de 2,34 à 1,70 Ma (Y. Bandet et al., 1978 ; M. Fouris, 1989). Latéralement, les alluvions grossières du méandre de Farges trouvent leur équivalent altitudinal au niveau des sables fluviatiles du membre A5 de la séquence de Ceyssac (Ablin, 1985, 1991). Ces sables se placent entre les deux séquences polliniques Cey-4 et Cey-5 que D. Ablin situe d’après les corrélations proposées (Ablin, 1991) avec la climatostratigraphie européenne (Zagwijn et Suc, 1985) au début de l’Éburonien, après l’événement positif d’Olduvai. Sur cette base, un âge voisin de 1,6 Ma pourrait être avancé pour caler cette phase intermédiaire de détritisme. La prudence s’impose cependant aux vues des incertitudes chronologiques qui subsistent (Defive, 1996).
16Seul le ravin de Ceyssac renseigne enfin sur l’âge de la fin du remblaiement sédimentaire. Les argiles sommitales ont été datées par traces de fission sur apatite à 0,91 ± 0,25 Ma (Chambaudet et Couthures, 1982). Les coulées qui les recouvrent jusqu’au sommet du plateau appartiennent à la période Matuyama post-Jaramillo de paléomagnétisme négatif (0,9 – 0,73 Ma) et ont donné des âges K‑Ar de 0,85 à 0,95 Ma (Cassignol in Girod et al., 1979).
17Au total la séquence, épaisse de 150 m, s’étend donc du Pliocène supérieur / début du Pléistocène inférieur à la fin du Pléistocène inférieur et se constitue pour moitié au moins dans la première partie de cette période. Dans les années 1960, P. Bout avait soutenu l’idée d’une importante discontinuité dans l’histoire sédimentaire du bassin puisqu’il divisait la séquence en deux unités emboîtées séparées par un important épisode de creusement (premier et second « remblaiements villafranchiens » ; Bout, 1960a, 1963). Notre schéma est en meilleur accord avec l’interprétation initiale de M. Boule qui soutenait l’idée d’un remblaiement unique (Boule, 1892). L’épaisseur de l’accumulation (150 m) pose la question de son origine.
18Pour expliquer la mise en place d’une séquence d’une telle épaisseur, la tentation est grande de vouloir faire intervenir comme facteur principal la tectonique, d’autant que l’on se situe déjà dans un fossé tertiaire. L’idée d’une subsidence importante du bassin, développée par Bout (1960), a ainsi été reprise ultérieurement (Le Griel, 1988, 1991). L’analyse des profils en long successifs de la paléo-Loire, tels qu’ils ont pu être reconstitués à partir de l’analyse morphostratigraphique des niveaux alluviaux grossiers intercalés au sein des dépôts et piégés sous les coulées de lave (fig. 4), infirme cependant cette hypothèse sans pour autant exclure l’existence de mouvements de faible ampleur (Defive, 1996). D’après les décalages longitudinaux observés et les anomalies de pente, c’est au plus 20 à 30 m d’influence qui peuvent leur être attribués, et seulement dans les premiers temps de la constitution du remblaiement. Le pendage faible (0 à 3o) de certains niveaux lacustres (ravins de Ceyssac, du Dolaizon...) s’accorde avec ces données.
Fig. 7 : Rapport chronostratigraphique entre le banc à galets du méandre de Farges et les coulées situées à l’exutoire aval du bassin du Puy.
1 : socle ; 2 : formations paléogènes ; 3 : basalte ; 4 : dépôts Plio-Pléistocènes indifférenciés ; 5 : nappes à galets jalonnant le talweg de la Loire anté-dépôt ; 6 : nappe à galets du méandre de Farges et ses équivalents latéraux.
19Les coupes de référence de Ceyssac et de La Rochelambert, qui permettent de comparer données sédimentaires et données polliniques, témoignent du contrôle bioclimatique de l’histoire sédimentaire.
20Les travaux palynologiques de D. Ablin (1985, 1991) constituent la référence pour la séquence du ravin de Ceyssac. Cette séquence présente l’alternance de phases forestières tempérées et de phases à formations ouvertes xérophiles situées par cet auteur entre le Tiglien et le Bavelien. La transition Tiglien - Éburonien, qui se marque par l’installation d’une végétation steppique, s’accompagne d’après nos observations par un passage rapide de la sédimentation argileuse diatomitique à une sédimentation sablo-graveleuse grossière.
21Corroborant ce type d’évolution, nous présentons ici les premiers résultats tirés d’une étude en cours de la séquence de La Rochelambert, coupe située à l’ouest du bassin du Puy dans la vallée de la Borne, principal affluent de rive gauche de la Loire (fig. 5). Sa position par rapport à la stratigraphie générale du bassin est discutée plus loin. L’ensemble de la séquence, de polarité négative, a été attribué à la période Matuyama (Sémah et Biquand, 1979). Trois membres principaux se succèdent sur un peu moins d’une quarantaine de mètres d’épaisseur. Ils sont recouverts par une coulée de basalte dont le degré d’altération ne permet pas la datation (fig. 8).
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Le membre inférieur (RL I) évolue de faciès fluvio-lacustres à des faciès de plus en plus lacustres. Au sommet de cette première unité apparaissent deux bancs de lignite (niveaux 23 et 32-34 de la fig. 8) dont le plus élevé (niveau 32-34) intègre un téphra du MontDore à plagioclases et biotite, riche en sphène et apatite (niveau 33). Celui-ci n’a pu être daté directement mais semble pouvoir être corrélé à un tuf de retombée plinienne caractérisé à la Bouay près de Besse-en-Chandesse (sud du Mont-Dore, Pastre et Cantagrel, 2001), tuf recouvert par une coulée basaltique qui a donné un âge K‑Ar de 2,20 ± 0,25 Ma (Bourdier et Cantagrel, 1983). La partie médiane (RL IC) de ce membre inférieur contient par ailleurs une faune mammalienne attribuable à la biozone de Saint-Vallier MNQ 17 (Heintz et al., 1974), ce qui permet de la situer dans une fourchette chronologique estimée entre 2,2 et 1,8 Ma (Mein, 1975). Dans toute cette unité inférieure enfin, les minéraux lourds témoignent de la faiblesse de l’activité volcanique dans le bassin amont d’alimentation. À la différence de la situation généralement observée (voir coupe-type, fig. 6, et sa description au chapitre I.1.), sphène et apatite du Mont-Dore n’apparaissent qu’au niveau du téphra intégré à la partie sommitale de cette unité RL I, ce qui suggère l’antériorité chronologique de la partie basse au moins de cette séquence par rapport aux autres coupes du bassin.
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À cette unité succède brutalement un membre sableux d’une quinzaine de mètres d’épaisseur (RL II), marquant un détritisme accru.
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Les dépôts argileux supérieurs (RL III), recouverts par la coulée, traduisent la réinstallation momentanée d’un contexte lacustre. Les minéraux lourds (augite brune basaltique, amphiboles) y expriment désormais une forte influence du volcanisme local.
22L’étude palynologique préliminaire menée sur le membre inférieur RL I montre qu’y alternent trois principaux types de formations végétales (fig. 9).
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À la base (zone pollinique Rlb-1), les spectres provenant du sommet de l’unité RL IA indiquent la présence d’une formation forestière mixte où dominent Pinus et Picea associés à quelques feuillus caducifoliés.
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Le sommet de l’unité RL IC témoigne de l’installation d’une formation ouverte de type steppique où Artemisia et Amaranthaceae-Chenopodiaceae atteignent des valeurs élevées (zones polliniques Rlb-2 et Rlb-4). Elle est interrompue par un épisode caractérisé par le développement de Pinus, Betula, Quercus caducifolié et Ulmus (zone pollinique Rlb-3). Cette formation de transition se distingue des formations forestières mixtes par une diversification nettement moins importante et par les fréquences encore élevées des herbacées héliophiles et steppiques.
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La zone pollinique Rlb-5a reflète le développement d’une forêt mixte décidue dominée par Quercus caducifolié associé à Acer, Carpinus betulus type, Carya, Pterocarya, Ulmus suivi de l’expansion d’une forêt de conifères à Pinus, Picea et Tsuga (zone pollinique Rlb-5b). Cette phase forestière est suivie par une formation ouverte (zone pollinique Rlb-6) où les éléments herbacés et steppiques sont importants et qui précède les dépôts sableux du membre moyen RL II.
23Cette alternance de phases forestières et de phases à végétation steppique suggère la succession de phases climatiques chaudes-humides et froides-sèches associée à l’alternance des cycles glaciaire-interglaciaire. La comparaison de ces premiers résultats avec les séquences régionales de Ceyssac (Ablin, 1985, 1991) et de Senèze (Elhaï, 1969) montre une forte similitude dans la composition floristique des phases forestières attribuées pour ces gisements au Tiglien, période à laquelle pourrait donc se rattacher le membre inférieur (RL I) de la séquence de La Rochelambert. Cette attribution au Tiglien nous semble devoir être retenue malgré la proposition de rattachement d’une grande partie de la séquence pollinique de Senèze à un Prétiglien rajeuni compris entre les stades isotopiques 81 et 89 (Roger et al., 2000).
24Ces données palynologiques éclairent les données sédimentologiques pour montrer une corrélation générale de la sédimentation fine avec des phases tempérées et attribuer – au moins pour partie – la sédimentation détritique grossière à des périodes de dégradation climatique. Plusieurs changements climatiques significatifs s’opèrent durant la période représentée par le membre inférieur RL I. Cependant, le changement le plus accentué marque le passage du membre inférieur RL I au membre médian RL II.
25Celui-ci correspond à une phase de détritisme grossier attribuable, compte-tenu des imprécisions chronostratigraphiques, soit à une phase froide intratiglienne, soit à l’Eburonien. Un schéma identique se retrouve à Ceyssac. Dans le méandre de Farges au sud-sud-est du bassin du Puy, les sables sous-jacents au banc à galets en position médiane dans la séquence pourrait également s’y rattacher. Les données sédimentologiques présentent en tout cas des similitudes (épaisseur et figures de stratification oblique de l’accumulation sableuse, encadrement de cette dernière par des dépôts plus fins d’origine lacustre à fluvio-lacustre). Comme il a été dit plus haut, les minéraux lourds poussent néanmoins à voir dans le membre RL I de la séquence de La Rochelambert un épisode sédimentaire antérieur à ceux des coupes de Ceyssac, Tressac, et du méandre de Farges. Ces dernières sont en effet enrichies en sphène et en apatite, alors que ces minéraux n’apparaissent qu’au sommet du membre inférieur de la séquence de La Rochelambert. C’est le remaniement du téphra en place à La Rochelambert qui aurait nourri les accumulations postérieures en ces minéraux.
26Ces résultats montrent ainsi le rôle du contrôle climatique sur l’évolution de la sédimentation fluviolacustre du bassin du Puy. Ce contrôle se manifeste en particulier par le regain du détritisme lors des épisodes de péjoration climatique, que ceux-ci soient attribués à des phases de dégradation intratigliennes ou au contexte globalement plus froid de l’Eburonien.
Fig. 8 : Log stratigraphique synthétique de la séquence de La Rochelambert.
1 : sable fin ; 2 : sable ; 3 : lignite ; 4 : argile ; 5 : coulée de basalte ; 6 : tuf phréatomagmatique.
Fig. 9 : Diagramme pollinique simplifié de la séquence de La Rochelambert.
1 : sable fin ; 2 : sable ; 3 : lignite ; 4 : argile ; 5 : coulée de basalte ; 6 : tuf phréatomagmatique.
27Les arguments climatiques ne suffisent cependant pas à comprendre l’origine d’une telle séquence sédimentaire. Ils en éclairent certains des caractères, mais ne résolvent ni la question de son épaisseur, ni celle de l’arrivée, à mi-hauteur de la séquence, d’une décharge fluviatile grossière surchargée en galets de basalte et en contact brutal avec les formations encadrantes.
28C’est finalement le volcanisme qui semble jouer le rôle principal. L’activité volcanique interférant avec l’histoire sédimentaire a induit une paléogéographie et des dispositifs complexes. Nous avons cependant pu proposer un schéma d’évolution général, ce qui implique un même facteur et un lieu commun d’évolution. Comment un contexte lacustre généralisé a-t-il pu se développer à l’emplacement du bassin du Puy ?
29Il a été établi qu’un passage ancien (Pliocène inférieur au moins) de la Loire existait au niveau du horst de Chaspinhac, à peu de choses près au même emplacement que les gorges qui servent actuellement d’exutoire au bassin (Defive, 1996). Cet exutoire existait donc déjà antérieurement à la mise en place de la séquence sédimentaire plio-pléistocène. Les corrélations altitudinales, stratigraphiques et chronologiques nous ont permis de mettre en évidence la trace du chenal de la paléo-Loire anté-dépôt, ainsi que celle d’un cours de la Loire intermédiaire dans l’histoire du remblaiement, matérialisé par l’épisode fluviatile grossier précédemment évoqué. Celui-ci ne fait que prolonger au sein du bassin une série de dépôts fluviatiles grossiers repérés à l’amont, dont l’augite verte aciculaire du Mont-Dore constitue également le marqueur caractéristique (fig. 2 et 4). À l’exutoire aval du bassin, à l’entrée de la paléo-Loire dans les gorges qui franchissent le horst de Chaspinhac, les alluvions grossières de la paléo-Loire antérieure aux dépôts fluvio-lacustres sont recouvertes par les projections et coulées du plateau de Chambeyrac - Marnhac. Ces observations permettent de proposer comme cause principale de la sédimentation fluvio-lacustre l’hypothèse d’un barrage volcanique formé à l’exutoire aval du bassin. Le passage du phréatomagmatisme à l’hydromagmatisme matérialisé par les formations du plateau de Chambeyrac - Marnhac (fig. 10) atteste bien la constitution d’un lac en amont, dont la mise en place rapide a modifié le style éruptif et induit la formation des édifices hyaloclastiques nombreux entre Polignac et Le Puy. Ces derniers culminent à une altitude plus ou moins constante de l’ordre de 800 m, ce qui semble indicateur du niveau du lac au moment de leur mise en place. Or cette altitude est aussi approximativement celle de la surface du plateau de Chambeyrac - Marnhac sur laquelle devait se régler le niveau du lac, et celle de l’épisode fluviatile grossier intercalé au sein du dépôt (fig. 7). La convergence de ces éléments permet de considérer ainsi cette décharge détritique comme le témoignage du franchissement du barrage volcanique constitué au niveau du plateau de Chambeyrac - Marnhac. Le retour postérieur à un contexte lacustre matérialisé par une sédimentation à dominante limono-argileuse s’expliquerait, suivant le même schéma, par l’édification d’un nouveau barrage volcanique à l’exutoire : la position et les datations des laves du plateau de Rachat (2,34 à 1,70 Ma ; Y. Bandet et al., 1978 ; M. Fouris, 1989) sont compatibles avec cette hypothèse. Ce plateau situé lui aussi immédiatement en rive gauche des gorges de Peyredeyre domine en effet la surface du plateau de Chambeyrac - Marnhac dont il est actuellement séparé par la vallée du ruisseau de Chalon. La base des coulées qui le forment coïncide avec l’altitude du précédent plateau (780 m), tandis que leur sommet situé vers 840 - 850 m fixe l’altitude du plateau de Rachat au même niveau que le toit du remblaiement.
30Il apparaît ainsi que le volcanisme a joué un rôle déterminant dans l’histoire plio-quaternaire de ce bassin. Sans ce barrage, la puissance de l’accumulation (150 m) ne trouverait pas d’explication valable.
31De même, c’est à son édification en deux temps que la séquence doit probablement son caractère triphasé (fluvio-lacustre / fluviatile grossier / lacustre), les incidences climatiques étant enregistrées à un autre niveau de détail.
32Quoiqu’il y ait coïncidence enfin, il semble possible de faire la différence entre l’origine climatique des sables qui chapeautent la moitié basse de l’accumulation et l’origine conjoncturelle de la décharge fluviatile grossière du méandre de Farges, liée au franchissement du premier niveau de barrage volcanique positionné à l’exutoire aval du bassin. Le comblement de la retenue créée à son amont a en effet permis la reconstitution du profil en long de la paléo-Loire et la reprise du transit fluvial alimenté en alluvions grossières depuis l’amont.
33L’influence du volcanisme se marque aussi dans la composition de cette nappe, dont la richesse en basalte (80 %) témoigne de l’importante volcanisation qui affecte alors la vallée et ses abords en amont du bassin du Puy.
34L’étude de la partie amont du cours de la Loire apporte des informations complémentaires aux données fournies par le bassin du Puy, et permet de s’interroger sur le rapport entre l’histoire sédimentaire et l’évolution géomorphologique dans le cadre plus large de l’évolution morphotectonique régionale (fig. 3 et 4).
35À l’amont du bassin du Puy, les marqueurs alluviaux se réduisent principalement à des niveaux d’alluvions grossières fossilisés sous les laves du Devès. L’apport des données paléomorphologiques fournies par les replats inscrits au sein de la vallée et par les coulées qui les jalonnent devient alors essentiel.
36À l’amont du secteur Arlempdes - Goudet, la vallée de la Loire s’inscrit principalement dans le socle cristallin et prend l’aspect d’une gorge dominée, aux deux tiers supérieurs, par des formes en berceau corrélatives des phases mio-pliocènes de l’incision (fig. 3). Des datations 39Ar/40Ar sur coulées (Cantagrel in Defive, 1996) permettent de fixer entre 2,8 et 2 Ma le creusement du dernier berceau et de la gorge qui marque en contrebas un brutal changement de style dans la morphologie. Ce changement de style est attribué aux modifications des dynamiques érosives (érosion linéaire plus efficace, et plus exclusive pour la partie basse en gorges), elles-mêmes en relation avec les modifications du contexte bioclimatique (Defive, 1996).
37Il faut souligner la coïncidence entre cette phase d’incision et le début de l’histoire sédimentaire du bassin, dans un contexte encore faiblement volcanisé. De même est-on amené à se poser la question d’une éventuelle corrélation entre ce changement de style de la vallée amont et l’accès de détritisme enregistré dans le bassin au sommet de la séquence inférieure de dépôt. La morphologie en gorge de l’amont viendrait ainsi en regard de l’accumulation sédimentaire aval en expliquant une partie de l’origine du matériel sédimentaire et en enregistrant dans les formes (passage du berceau à la gorge) l’influence du contrôle bioclimatique de l’évolution que traduisent les caractéristiques sédimentologiques de la séquence sédimentaire du bassin.
38Des incertitudes subsistent cependant quant au calage chronologique des événements. Dans le bassin du Puy, le détritisme invoqué peut se rattacher d’après les données palynologiques aussi bien à l’Éburonien qu’à une ou plusieurs phases de péjoration climatique intra-tigliennes. Dans la section amont de la vallée de la Loire, le spectre des possibilités est plus large puisque l’évolution responsable du creusement du dernier berceau et de la gorge intègre en plus, d’après les datations, une partie au moins du Reuvérien et le Prétiglien. Si les datations K/Ar et 39Ar/40Ar des coulées de la section amont permettent de fixer l’âge minimum des gorges dans lesquelles elles s’emboîtent vers 2 Ma, elles peuvent aussi servir à évaluer l’âge maximum de la décharge fluviatile grossière du méandre de Farges (voir infra), et poussent alors à corréler l’histoire de la partie inférieur du dépôt aux fluctuations climatiques intratigliennes plutôt qu’à l’Éburonien, sans pour autant que puisse être totalement réfutée cette dernière hypothèse.
39La section de la vallée comprise entre Goudet Arlempdes et le bassin du Puy éclaire en effet les événements enregistrés dans le bassin à la partie médiane de l’accumulation (épisode fluviatile grossier du méandre de Farges). La Loire s’y inscrit en une gorge épigénique profonde et récente creusée dans l’épaisse succession des coulées du plateau du Devès et dans le socle sous-jacent. Un certain nombre d’affluents de rive gauche la rejoignent par des gorges vigoureuses. Dans ce secteur, les laves épanchées ont totalement masqué la morphologie antérieure, mais les observations effectuées à flanc de versant permettent de reconstituer la trace des paléocours successifs de la Loire (fig. 3). Une première gorge décalée vers l’ouest par rapport à la gorge actuelle peut être corrélée, d’après la morphologie et l’altitude des nappes alluviales associées, à la fois avec la gorge amont et avec les alluvions grossières de la Loire anté-dépôt dans le bassin du Puy. Lors du premier paroxysme d’activité du Devès, vers 2 Ma, cette gorge a été totalement ennoyée par les laves, obligeant la Loire à reprendre son travail d’incision plus à l’est. Les nappes alluviales associées à cette phase de l’évolution forment une suite de niveaux alignés sur la position altitudinale de la formation fluviatile grossière médiane du bassin du Puy (fig. 5). La corrélation est renforcée par la présence presque systématique d’augites vertes aciculaires du Mont-Dore (fig. 2). La prépondérance du basalte dans les alluvions s’accorde bien avec cette première phase majeure d’extension des laves, qui a entraîné à l’amont des changements de cours, et a été répercutée dans la sédimentation à l’aval. De même, le retour à un contexte lacustre induit dans le bassin par l’édification du second barrage va de pair avec un nouvel ennoiement amont par les laves émises lors du second paroxysme d’activité du Devès (autour de 1 Ma). Ce paroxysme a obligé la Loire à se décaler une nouvelle fois vers l’est, là où s’inscrira la gorge épigénique actuelle.
Fig. 10 : Étapes de la construction du barrage volcanique du plateau de Chambeyrac-Marnhac.
40Le bassin du Puy-en-Velay a constitué au cours du Pliocène supérieur et du Pléistocène inférieur un piège pour la sédimentation alimentée par l’évolution morphologique du haut bassin versant de la Loire. Dès 3 Ma environ s’amorce, localement au moins, une histoire sédimentaire en lien avec les prémices du volcanisme du Devès. La généralisation de cette tendance, à partir de 2,5 Ma, est à mettre au compte du barrage volcanique de l’exutoire aval du bassin du Puy, induisant à son amont une sédimentation lacustre. Jusque vers 2 Ma, ce barrage ne fait que renforcer les effets de la subsidence modérée du bassin et de l’influence du climat sur la sédimentation. Seul le volcanisme semble apte, par la suite, à expliquer le maintien d’un contexte favorable à l’accumulation jusque vers 1 ou 0,8 Ma.
41C’est donc au volcanisme qu’il faut attribuer le rôle majeur dans la constitution du remblaiement. Il assure et force même la subcontinuité stratigraphique de la sédimentation dans le bassin mais explique aussi la principale des discontinuités (alluvions à galets du méandre de Farges) repérée au sein de la séquence sédimentaire lors du franchissement du premier barrage. Par le blocage de l’écoulement et du fait des modalités de démantèlement des coulées, il exerce un contrôle sur le calibre et le volume de la charge en transit et sur la continuité même de ce transit, perturbée par l’instauration d’un contexte lacustre et, plus généralement, par la complexité des conditions paléogéographiques induites. En conséquence, il a provoqué un important retard dans le progrès de l’incision à l’emplacement du bassin du Puy durant le Pliocène supérieur et surtout le Pléistocène inférieur. Le rattrapage postérieur (Pléistocène moyen) y a abouti à un perchement légèrement supérieur à 100 m du niveau du talweg anté-dépôt par rapport au talweg actuel, tandis que les deux profils se confondent encore à l’amont de Goudet.
42Forçant la sédimentation dans le bassin du Puy, le volcanisme a permis l’enregistrement sédimentaire des changements bioclimatiques. Les corrélations locales et régionales entre séquences (Sénèze, Ceyssac, La Rochelambert) renforcent la valeur paléoclimatique des enregistrements polliniques et sédimentologiques qui montrent plusieurs récurrences froides au sein de l’accumulation constituée à l’arrière du barrage volcanique. Celles-ci sont vraisemblablement imputables à des phases de péjoration intervenues au cours du Tiglien, ou à l’Éburonien.
43Les caractéristiques de la séquence sédimentaire pliopléistocène conservée dans le bassin du Puy, et celles de la morphologie observable en amont, permettent de formuler des hypothèses quant à la part des différents facteurs dans le contrôle de cette évolution. Hors des particularités locales induites par le dispositif morphotectonique et surtout par le volcanisme, l’évolution enregistre les influences d’un contexte et d’une évolution bioclimatiques conformes aux connaissances acquises pour l’Europe du NW. Ici simplement, une conjonction favorable entre tectonique (soulèvement amont, légère tendance subsidente aval), climat (commande des caractéristiques sédimentologiques du dépôt) et volcanisme (barrages forçant la sédimentation, contrôle de la charge des cours d’eau en éléments grossiers) semble s’être instaurée du Pliocène supérieur à la fin du Pléistocène inférieur pour la constitution d’un enregistrement sédimentaire riche d’enseignements pour la connaissance des deux millions d’années de cette période charnière. Le cadre chronologique de cette évolution reste cependant encore à préciser ; c’est sur le volcanisme local et régional (téphras) que se fondent sur ce plan les espoirs grâce à la multiplication des datations.