1Le volcanisme alcalin du Massif central français est caractérisé par une activité majeure au cours du Pléistocène inférieur (Maury & Varet, 1980 ; Brousse & Lefèvre, 1990, Nehlig et al., 2003). Cette activité concerne deux provinces volcaniques : le Devès, basaltique et le Mont-Dore, strato-volcan différencié qui est la source de nombreux téphras (Pastre & Cantagrel, 2001 ; Nomade et al., 2014b) (fig. 1). Elle est accompagnée par la mise en place de séquences volcano-sédimentaires importantes comme dans le bassin du Puy (Bout, 1960 ; Defive et al., 2005) ou la vallée de l’Allier (Bout, 1960 ; Pastre, 1987, 2004b).
2Le maar de Senèze (Domeyrat, Haute-Loire, fig. 1) constitue un site clef au sein de cet ensemble de sites fréquemment fossilifères. Il comporte en effet un gisement de vertébrés exceptionnel (Delson et al., 2006) et une séquence lacustre dilatée de grand intérêt palynologique et paléoclimatique (Elhaï, 1969 ; Ablin, 1991). S’inscrivant dans l’activité basaltique du nord du Devès, il a également enregistré différentes éruptions pyroclastiques du Mont-Dore qui se retrouvent sous forme de niveaux de téphras intercalés au sein du gisement fossilifère. Cet article se propose de s’intéresser au contexte géologique et volcanologique du volcan de Senèze, à l’étude géologique des formations du gisement fossilifère et à l’étude des téphras et leur datation par la méthode 40Ar/39Ar sur monocristal au laser.
3Le contexte géologique et volcanologique du système volcanique de Senèze a été étudié par Grangeon (1962), Devis (1969, 1970), Bout (1970, 1978) et Lasnier et al. (1982). Ces auteurs proposent diverses interprétations qui seront précisées ici grâce à de nouvelles observations de terrain et à une nouvelle cartographie du secteur.
4Comme différents cratères phréatomagmatiques, le maar de Senèze ne constitue pas un appareil strictement monogénique. Il est associé à des émissions de scories et une coulée basanitique, la coulée des Laniers (ou de Senèze). Il est aussi bordé par un croissant de tufs phréatomagmatiques contemporain de sa formation (fig. 2 et 3).
5Dans toutes les études antérieures, la coulée des Laniers est considérée marquer le début de l’activité. Cette position est déduite du fait qu’elle domine le maar sans l’avoir oblitéré. Les vues diffèrent par contre sur la position des scories et des produits de maar, les cartes et les données de terrain des différents auteurs donnant plusieurs interprétations des formations volcaniques et de leur extension.
Fig. 1 : Carte géologique simplifiée du volcanisme du Massif central et localisation du site de Senèze.
1/ Socle hercynien, 2/ Sediments tertiaires, 3/ Volcanisme cenozoique effusif, 4/ Pyroclastites et epiclastites, 5/ Sediments quaternaires, 6/ Failles.
Fig. 2 : Carte géologique du secteur de Senèze.
Fβ/ Alluvions sous-basaltiques, β0/ Basaltes de la Sénouire, βs/ Basanite de Senèze-Les Laniers, TPM/ Tufs et brêches phréatomagmatiques, Sβ/ Scories basaltiques, VL/ Dépôts de pente et facies lacustres externes, CL/ Colluvions et facies lacustres de transition, LF/ Facies lacustres internes (argiles, silts et sables), M/ Socle métamorphique (gneiss), Fy/ Alluvions récentes, CM/ Cratère de maar, CB/ Coulée basanitique et sens d’écoulement, R/ Rivière, F/ Faille, Faille supposée, IPC/ Isohypses équidistance 50 m et points-côtés NGF, AF/ Affleurements : LA : Les Laniers RN 102, JP : carrière de la Jeune Pireyre, VP : carrière de la Vieille Pireyre.
Fig. 3 : Coupe est-ouest du maar de Senèze.
6La coulée de basanite des Laniers (ou coulée de Senèze) se situe à l’ouest du cratère de maar (fig. 2 et 3). Cette coulée a recouvert une topographie déprimée irrégulière. Son origine est clairement située au « Pié de Charenty », mais cette butte ne correspond pas au cône de scories décrit par la plupart des auteurs et cartographié en scories stromboliennes sur la carte géologique de Brioude au 1/50 000e (Lasnier et al., 1982). Il s’agit d’une intrusion massive de basanite continuant directement la coulée.
7La plupart des limites entre la coulée et le socle sont masquées et seuls quelques affleurements exposent le contact. Une coupe complète peut être observée le long de la nationale 102, près du hameau des Laniers, exposant :
81- le socle métamorphique (gneiss), visible sur 6 m ;
92- des colluvions plus ou moins riche en quartz incluant une proportion importante d’éléments de socle : 100 cm environ ;
103a- un tuf argileux avec des grains de basalte fortement altérés et de rares fragments de socle : 55 cm ;
113b- un tuf argileux ocre-brun avec nombreux petits grains de basalte < 1 cm : 30 cm ;
124- une coulée de basanite : larges prismes altérés ; la texture de la base des prismes est vitreuse : 280 cm.
13L’antériorité de la coulée des Laniers par rapport au maar est probable. En effet, si elle avait été postérieure elle aurait coulé dans le maar et l’aurait oblitéré. Les tufs qui précèdent la coulée prouvent l’existence d’une activité volcanique antérieure. La rareté et la distance des autres appareils du secteur s’accordent mal avec la présence de ces tufs qui résultent donc de la phase d’activité initiale du système. L’hypothèse d’une courte activité phréatomagmatique avant la mise en place de la coulée semble donc l’hypothèse la plus raisonnable actuellement.
14Cette coulée est datée par K/Ar à 2,28 ± 0,15 et 2,30 ± 0,15 Ma (Prévot & Dalrymple, 1970) et 2,52 ± 0,06 Ma (Couthures & Pastre, 1983). L’écart entre ces datations nécessiterait de nouvelles mesures pour pouvoir trancher sur l’âge réel de cette coulée.
15Concernant les scories, la carte géologique au 1/50 000e de Brioude (Lasnier et al., 1982) est erronée. Il est attribué une importance excessive aux scories situées à l’ouest du maar et figuré comme scories une partie des tufs phréatomagmatiques du maar.
16Le Pié de Charenty est interprété par la plupart des auteurs comme un cône de scories correspondant exactement à la butte du même nom. Cette interprétation due à la morphologie convexe de la butte doit être rejetée. Les flancs sud-est et sud-ouest de la butte montrent de la basanite, alors que le versant nord est modelé dans le socle métamorphique (fig. 2). Seules quelques scories soudées exposées au nord du sommet coté 754 m indiquent une petite activité de fontaine de lave.
17Le seul affleurement significatif de scories de Senèze est de relativement petite taille. Il affleure au sud du Pié de Charenty et est clairement distinct de la basanite formant la butte. Composé de scories rouges, il borde le cratère d’explosion 450 m à l’ouest du hameau de Senèze et est directement bordé par les tufs de maar au sud et au nord (fig. 2). Ces scories sont remaniées dans les dépôts de pente intracratériques (ex. tranchées T1 et T2 des fouilles du gisement fossilifère). Dans la première des hypothèses, ces scories précèdent les tufs phréatomagmatiques. Ces tufs qui ne recouvrent pas les scories sont érodés. La solution d’un cône de scories recoupé par le maar concorde avec cette hypothèse. Dans la seconde hypothèse, beaucoup moins probable, ces scories pourraient suivre les tufs, expliquant leur disparition et le contact rapide entre eux.
18Actuellement cette question ne peut être tranchée définitivement, mais l’hypothèse d’un cône de scories contemporain de la coulée et partiellement détruit par le maar plus jeune semble raisonnable. Nous n’avons jamais observé les relations stratigraphiques entre les deux formations. D’après Couthures et al. (1991) une coupe montrerait les scories recouvrant les tufs phréatomagmatiques. Cependant, nous n’avons jamais observé une telle coupe, donc les scories pourraient être de nature colluviale.
19Les tufs phréatomagmatiques forment un croissant bordant les limites ouest et sud-ouest du cratère de maar. Sur la carte de la figure 2 son extension est largement différente de celle figurée sur la carte géologique de Brioude au 1/50 000e où elle est limitée à un petit affleurement au sud du système à proximité de la départementale D20. Il recouvre deux affleurements : (1) à 750 m au nord-est de la Chomette, au sud de la butte 722 m, (2) entre la base nord de la butte 697 (S) et le thalweg localisé au sud de la butte 717 m du Pié de Charenty (N). La partie centrale de ce dernier affleurement est interrompue par les scories précédemment exposées. Ces affleurements ont été exploités en carrières à la « Vieille Pireyre » au nord et à la « Jeune Pireyre » au sud (cf. localisation des affleurements sur la figure 2).
20Dans la carrière de la « Vieille Pireyre » environ 5 m de tufs phréatomagmatiques sont visibles. La section type est la suivante :
211- tuf cendreux induré avec une matrice cendreuse brune englobant des feldspaths, du quartz, des amphiboles et de la biotite < 1 mm, petits lapilli de basanite disséminés dans la matrice : 1 m visible ;
222- tuf à blocs et lapilli avec lits granoclassés (épaisseur des lits < 20 cm), matrice cendreuse moins abondante, nombreux fragments lithiques : basanite juvénile vitreuse ( = plus de 70 %), gneiss (< 30 %), blocs de socle < 20 cm, un gros bloc d’environ 1 m3, quelques amphiboles brunes : épaisseur 2 m ;
233- tuf cendreux induré, homogène, non lité, à granulométrie fine, pauvre en lithiques : épaisseur environ 2 m.
24La succession observée dans la carrière de la « Jeune Pireyre » est différente. La section type visible dans la partie est de la carrière est la suivante :
251- tufs phréatomagmatiques composés de cinq sous-unités :
26a- tuf induré avec environ 90 % de lapilli de basanite < 2 cm et environ 10 % de gneiss non lité, visible sur une épaisseur de 2,50 m ;
27b- cendre brune soudée : 0,10 m ;
28c- tuf à lapilli similaire à a) : 1,5 m environ ;
29d- tuf fin brun très pauvre en fragments lithiques : 1 m environ ;
30e- tuf lité granoclassé (dans la partie centrale de la carrière) : 1,5 m environ ;
312- tuf lité granoclassé (lits de < 1 cm à 5 cm) texture sableuse à sablo-graveleuse : 0,9 m ;
323- tuf massif soudé et non lité à texture sableuse, rares fragments lithiques : environ 2 m.
33Ces formations sont caractérisées par leur richesse en lapilli et en blocs et leur faciès induré qui correspond probablement à une induration primaire. L’absence de litage dans plusieurs couches évoque un faciès d’écoulement différent des classiques faciès de déferlantes basales litées qui sont trouvés couramment dans la plupart des maars. Ces spécificités posent la question de la genèse de ces produits phréatomagmatiques. L’induration pose la question d’une origine thermique ou hydromagmatique. Le faciès d’écoulement peut être autant phréatomagmatique qu’épiclastique. La richesse en blocs indique une forte activité explosive. La fréquence de mégacristaux d’amphiboles (xénolithes d’origine profonde) est à signaler. La composition minéralogique met en évidence la présence de minéraux de lherzolites : olivine, enstatite et diopside chromifère associés à des minéraux volcaniques : olivine et clinopyroxène brun et à des minéraux du socle : quartz, feldspaths, biotite, grenats et sillimanite.
34Ces formations ont été canalisées sur une paléomorphologie contrastée. La position subverticale du tuf de la « Jeune Pireyre » par rapport au socle évoque un probable paléoversant d’une petite paléovallée. Comme le tuf de la « Jeune Pireyre » atteint environ 50 m d’épaisseur de 670 m à 722 m, une telle épaisseur résulte donc probablement d’un contrôle topographique.
35D’autres tufs phréatomagmatiques peuvent être observés dans une position interne dans la partie sud du cratère. Représentés par des tufs soudés sans litage, ils sont très riches en xénolithes de socle < 2 cm avec de rares bombes de basanite indurée. Ces tufs peuvent avoir été plaqués dans le cratère lors de la phase éruptive ou correspondre à un effondrement de l’anneau de tuf lié à un mouvement de masse. Des effondrements plus limités de tufs phréatomagmatiques se sont produits pendant la mise en place des dépôts fossilifères comme cela est visible par exemple dans la coupe A (cf. partie 3.3.1.1) où un gros bloc de tuf peut être observé au sein des dépôts.
36La coupe de la figure 3 permet de reconnaître l’organisation des formations affleurant au niveau du maar de Senèze. La partie inférieure du cratère de maar est occupée par des formations lacustres surmontant le diatrème. Le carottage réalisé en 1965 a traversé 123 m de sédiments représentés par des niveaux à dominante sableuse (80 à 123 m.) surmontés par des argiles diatomifères (Elhaï, 1969). Onze phases d’évolution de la végétation ont été reconnues. Elles se caractérisent par une alternance de phases tempérées humides et de phases fraîches ou froides. Ces phases sont marquées par le développement successif de forêts d’arbres thermophiles (feuillus indigènes ou exotiques) et de forêts de conifères accompagnées d’herbacées.
37Les trois carottages réalisés par le Laboratoire de Géologie du Quaternaire de Marseille en 1989 ont recoupé 24 m de sédiments (Roger et al., 2000). Ils ont permis de reconnaître un téphra à 20,75 m de profondeur qui a été daté à 2,10 ± 0,01 Ma par 40Ar/39Ar. La transition paléomagnétique normal (Réunion) / inverse (Matuyama) repérée dans cette séquence a été située vers 2,09 Ma. La séquence pollinique pourrait s’étendre ainsi du stade 85 au stade 76. Sur ces bases une attribution globale de la séquence lacustre au Tiglien est envisageable.
38Les formations fossilifères, composées de formations de versant et de hauts niveaux lacustres se rencontrent sur le versant à l’ouest du hameau (fig. 3). Connues depuis la fin du xixe siècle (Boule, 1892), elles ont été exploitées au début du xxe siècle (Depéret & Mayet, 1912 ; Stehlin, 1923). Les fouilles effectuées entre 2001 et 2006 ont permis de reconnaître leur contexte sédimentaire et ont livré de nouveaux fossiles.
39Les études paléontologiques récentes ont été réalisées par A. Argant, E. Crégut-Bonnoure, E. Delson, V. Eisenmann, M. Faure, J. Gaudant, C. Guérin, M. Hugueney, L. Maul, B. Menouret, C. Mourer-Chauviré et A. Valli.
40Au total quarante espèces de mammifères, seize d’oiseaux et deux de poissons ont été découvertes à Senèze. En ce qui concerne les mammifères, il y a six rongeurs, deux primates, un lagomorphe, dix carnivores, quinze artiodactyles, un proboscidien, cinq périssodactyles.
41Rodentia Arvicolidae : Mimomys pusillus (Méhély, 1914) ; Mimomys pitymyoides Forsyth Major, 1902 ; Mimomys pliocaenicus Forsyth Major, 1902 ; Mimomys newtoni Forsyth Major, 1902.
42Rodentia Sciuridae : aff. Eutamias sp.
43Rodentia Hystricidae : Hystrix refossa Gervais, 1852.
44Primates Cercopithecidae : Paradolichopithecus arver-nensis (Depéret, 1929) ; Macaca sylvana cf. florentina (Cocchi, 1872).
45Lagomorpha Leporidae : Oryctolagus cf. lacosti (Pomel, 1853).
46Carnivora Canidae : Nyctereutes megamastoides megamastoides (Pomel, 1842) ; Vulpes alopecoides Forsyth Major, 1877 ; Canis arnensis Del Campana, 1913 ( = ? Canis senezensis Martin, 1973) ; Canis sp. ? cf. etruscus Forsyth Major, 1877.
47Carnivora Ursidae : Ursus etruscus Cuvier, 1823.
48Carnivora Hyaenidae : Pachycrocuta perrieri (Croizet & Jobert, 1828) ; Chasmaportethes lunensis (Del Campana, 1914).
49Carnivora Felidae : Acinonyx pardinensis pardinensis (Croizet & Jobert, 1828) ; Homotherium crenatidens (Fabrini, 1890) ; Megantereon cultridens (Cuvier, 1824).
50Artiodactyla Suidae : Sus strozzii Meneghini, F. Major, 1881
51Artiodactyla Cervidae : Croizetoceros ramosus minor Heintz, 1970 ; Metacervoceros rhenanus philisi Schaub, 1941 ; Eucladoceros ctenoides senezensis Depéret & Mayet, 1910 ; Libralces gallicus Azzaroli, 1952.
52Artiodactyla Bovidae : Gazellospira torticornis (Aymard, 1854) ; Procamptoceras brivatense Schaub, 1923 ; Megalovis latifrons Schaub, 1923 ; Gallogoral meneghinii (Rütimeyer, 1878) ;
53Hemitragus aff. orientalis Spassov & Crégut-Bonnoure, 1999 ; Pliotragus ardeus (Depéret, 1884) ; Ovis sp. ; Caprinae indet. ; Leptobos (Leptobos) furtivus Duvernois, 1989 ; Leptobos (Smertiobos) etruscus (Falconer, 1859) ; Eobison sp. ; Bovidae indet.
54Proboscidea Elephantidae : Mammuthus meridionalis meridionalis (Nesti, 1825)
55Perissodactyla Equidae : Allohippus senezensis (Prat, 1964) ; Très grand Allohippus, ? Equus bressanus Viret, 1954 ; ? Allohippus vireti (Prat, 1964) ; Très petit Allohippus, ? Equus cf. stehlini Azzaroli, 1965.
56Perissodactyla Rhinocerotidae : Dicerorhinus etruscus etruscus (Falconer, 1859).
57Les espèces de mammifères dominantes sont Eucladoceros ctenoides, Allohippus senezensis, Dicerorhinus etruscus, suivies de Metacervoceros rhenanus et Gallogoral meneghinii.
58Pour des raisons taphonomiques (absence de possibilité de nidation pour les oiseaux rapaces, pentes trop fortes et glissements fréquents sur les berges du lac, sédiment trop grossier), le site montre un net déficit en micromammifères : les rongeurs sont très rares, les Insectivores et les Cheiroptères sont totalement absents.
59La communauté mammalienne de Senèze présente un mélange de taxons typiques d’un environnement steppique (les chevaux, les Bovidés, le guépard et la hyène chasseresse), d’espèces forestières (les Cervidés, le sanglier, l’ours) et d’espèces ubiquistes. Un tel mélange traduit un paysage en mosaïque évoquant une savane boisée sous un climat relativement humide et sans doute pas particulièrement froid.
60Du point de vue biostratigraphique, le tableau 1 indique l’extension temporelle des principaux mammifères recueillis dans le site. Il montre que Senèze doit être placé dans la standardzone MNQ 18 (Guérin, 2007).
61Par ailleurs la communauté des mammifères montre :
62– quatre associations caractéristiques : Gallogoral + Metacervoceros rhenanus philisi ; Acinonyx + Megalovis latifrons ; Pliotragus + Canis senezensis ; Libralces gallicus + Sus strozzii ;
63– la présence de cinq stades évolutifs typiques dans autant de lignées mammaliennes : Allohippus senezensis, Metacervoceros rhenanus philisi, Eucladoceros ctenoides senezensis, Croizetoceros ramosus minor, et Leptobos furtivus ;
64– la première apparition connue de huit espèces : Mimomys pliocenicus ; Canis senezensis ; Libralces gallicus ; Leptobos furtivus ; Leptobos etruscus ; Procamptoceras brivatense ; Megalovis latifrons.
Tab. 1 : Extension temporelle des principaux taxons de mammifères recueillis à Senèze.
MNQ 16 : Villafranchien inferieur ; MNQ 17 : Villafranchien moyen ; MNQ 18 : Villafranchien supérieur ; MNQ 19 : Villafranchien terminal ; MNQ 20 : Pléistocène moyen ancien.
65Ce sont là trois caractéristiques participant à la définition de la standardzone MNQ 18, qui correspond au Villafranchien supérieur.
66D’après l’ensemble des données fauniques les âges proposés par la biochronologie seraient plus jeunes (de l’ordre de 1,8 à 1,5 Ma) que ceux obtenus par la méthode 40Ar/39Ar sur les téphras.
67Les dépôts fossilifères ne sont pas visibles, excepté au niveau d’anciennes coupes. Lors des fouilles de 2001-2006, certaines ont été ravivées, comme la coupe A. L’essentiel des observations géologiques ont pu être menées grâce à la réalisation de tranchées et de décapages horizontaux, à l’ouest et au sud-est du village de Senèze (fig. 4). Ces travaux ont mis au jour des faciès de versant localement fossilifères dans lesquels s’intercalent progressivement des niveaux lacustres.
Fig. 4 : Localisation des travaux 2001-2006 (relevés F. Parenti).
7/ Coupe nord de la tranchée 2 (fig. 5) ; 13/ Coupe A (fig. 6) ; 17-18/ Coupes nord de la tranchée 5 (fig. 7).
68Trois tranchées y ont été réalisées. Elles ont mis au jour des formations situées entre 626,50 m et 614 m d’altitude, plongeant en direction du centre du maar, avec une pente moyenne de 15 à 20°. La tranchée 1 (T1) est la plus longue (40 m) et s’étend entre 622 m et 614 m. La tranchée 2 (T2), d’une longueur de 25 m, recoupe les dépôts les plus élevés et descend jusqu’à 620 m (fig. 5). La tranchée 3 (T3) a été ouverte perpendiculairement aux précédentes sur 15 m de longueur. Enfin, deux décapages (fouilles 2003 et 2004, fig. 4A) ont été fouillés de part et d’autre de T2.
69Au sud de ces tranchées, la coupe A a été ravivée sur 11,50 m de longueur et montre des dépôts situés entre 619,30 et 617 m d’altitude (fig. 6). Au nord, la coupe D (non figurée sur la fig. 4), nettoyée sur une longueur d’environ 8 m et une hauteur de 6 m, permet d’observer des sédiments entre 628,50 m et 624 m d’altitude.
70Les unités stratigraphiques, ainsi mises au jour, montrent de nombreuses variations latérales et verticales dues à des changements de faciès et à des déformations cassantes ou souples. On peut les regrouper en 6 ensembles sédimentaires, soit de bas en haut :
71– ensemble 1’ (T2a à T2g - ensemble inférieur de la coupe A) : essentiellement formé de formations de versant, il débute par un microconglomérat (T2a) reprenant des éléments expulsés par le maar et des scories issues du petit cône sommital, accumulés sous forme de dépôt massif en bordure du lac. Sa mise en place a été favorisée par la pente raide du versant et peut-être par l’absence de végétation à cette époque. Cette première unité est recouverte par des niveaux limoneux (T2b, T2c), puis plus grossiers (T2d à T2g). T2b, finement laminé, épais au maximum de 20 cm, matérialise un haut niveau lacustre ;
72– ensemble 2’ (T2h - ensemble moyen de la coupe A) : il est formé principalement de niveaux limoneux lacustres renfermant plusieurs lits de sable, étirés et boudinés en lentilles, correspondant à des retombées volcaniques. Des apports de versant de granulométrie plutôt fine (graviers gneissiques, petites scories, colluvion) s’interstratifient parfois. L’ensemble 2’ a livré un squelette entier de rhinocéros dans la tranchée 2 ainsi que des restes de poissons dans la fouille 2003 ;
73– ensemble 3’ (T2i - base de l’ensemble supérieur de la coupe A) : ce sont des dépôts de versant avec des microconglomérats plus ou moins grossiers, à matériel gneissique et volcanique, et des limons graveleux, entrecoupés de niveaux limoneux. A l’extrémité de la tranchée 1, ils remanient des niveaux lacustres ;
74– ensemble 4’ : visible seulement dans la tranchée 1, il s’agit d’une colluvion limoneuse s’épaississant vers l’aval, recouvrant et remaniant des limons lités, d’origine lacustre ;
Fig. 5 : Tranchée 2 : coupe stratigraphique nord.
Fig. 6 : Coupe A.
75– ensemble 5’ (T2j - sommet de l’ensemble supérieur de la coupe A) : il correspond à des apports de versant, très grossiers (de type convoi de blocs) ravinant les ensembles précédents ;
76– ensemble 6’ : il s’agit d’une colluvion fine visible seulement dans la partie aval de la tranchée 1.
77Six tranchées ont été réalisées dans les dépôts du secteur sud-est.
78La tranchée 4 (fig. 4), d’une vingtaine de mètres de longueur, a mis au jour, entre 623,80 m et 619,80 m d’altitude, des colluvions remaniant des éléments issus essentiellement de l’altération du socle et comblant un vallon fossile.
79Les tranchées 8 et 9, montrent uniquement des produits phréatomagmatiques plus ou moins accrétionnés, recouverts de dépôts de versant, situés entre 629 m et 616 m d’altitude.
80La tranchée 5, d’environ 25 m de longueur, a été creusée en deux parties (T5‑sup et T5‑inf) entre les cotes 624,70 et 613,40 m. Quatre grands ensembles, présentant une pente moyenne de l’ordre de 20°, affectés de cassures et de figures de glissement, peuvent être distingués, de bas en haut (fig. 7) :
81– ensemble 1 (unités 1.1 à 1.4) : il correspond à un conglomérat grossier, hétérométrique. Sa limite supérieure est irrégulière, de type érosif. Les éléments s’organisent en lits de granulométrie variable : sables grossiers, graviers essentiellement basaltiques, cailloux et petits blocs gneissiques surtout, parfois basaltiques. Il s’agit typiquement d’une formation de versant, remaniant les éléments du socle altéré (arène, blocs émoussés) et les constituants de l’anneau pyroclastique. La mise en place des matériaux s’est faite par unités successives progradant vers l’aval. La présence d’énormes blocs anguleux dans la partie aval de la tranchée suggère une arrivée par coulée de débris ;
82– ensemble 2 (unités 2.1 à 2.6) : il se caractérise par l’alternance de niveaux limoneux et graveleux dans T5‑sup passant à des niveaux plus fins en T5‑inf. Un litage, de plusieurs centimètres à quelques millimètres, s’exprime par des différences granulométriques (granules essentiellement basaltiques, millimétriques à infra-millimétriques, sables grossiers à fins, limons). L’ensemble 2 correspond à une formation de versant dont la granulométrie plus fine que celle de l’ensemble 1, traduit probablement un changement des conditions environnementales (climat moins froid, développement de la végétation) ;
83– ensemble 3 : il s’agit d’un conglomérat hétérométrique à support matriciel. Les blocs visibles en T5‑sup ont des dimensions importantes (jusqu’à 1,80 m de longueur) ; ils sont anguleux et proviennent du socle. Ils sont accompagnés par des éléments plus petits (cailloux, graviers) essentiellement basaltiques. La matrice est un sable graveleux, gris à la base en raison de l’abondance des éléments issus du maar, ensuite plus jaune par enrichissement en arène gneissique. On y trouve des grains de quartz, très arrondis, de type fluviatile. L’ensemble 3 correspond à une coulée de débris volumineux arrachés au substratum et à l’anneau pyroclastique ;
Fig. 7 : Tranchée 5 : coupes nord.
84– ensemble 4 (unités 4.1 à 4.16) : visible seulement dans la partie aval de T5‑inf, en contact direct avec l’ensemble 1, il est formé de limons plus ou moins grossiers et de sables, regroupés en seize unités, en fonction de la nature des constituants et de leur granulométrie. Les niveaux limoneux, à fines laminations, s’épaississant vers l’aval correspondent à des dépôts lacustres. Ils sont entrecoupés de minces passées détritiques (limons sableux surtout, sables et graviers, petits cailloux parfois) marquant l’arrivée d’apports de versant. Des niveaux de téphras sont présents sous forme de sables ou de limons homométriques.
85De nombreuses déformations liées à des mouvements gravitaires ou des tassements mécaniques affectent ces dépôts. Il s’agit de microfailles, de 10 à 20 cm de rejet, fréquemment soulignées par des infiltrations de sables ou d’argiles, de pli (affectant les ensembles 3 et 4 au milieu de T5‑inf), de micro-injections à la partie supérieure de certaines unités (2.1, 4.1), d’étirement et de boudinage de certains niveaux (4.2, 4.5).
86La tranchée 6 a été réalisée à l’aval de la tranchée T5. Sur plus de 6 m de longueur, elle a mis au jour, entre 613,30 m et 611,90 m d’altitude, des dépôts lacustres appartenant à l’ensemble 4, recoupés selon une surface érosive par une accumulation massive de graviers roulés de basalte et de quelques éléments du socle altérés, emballés dans une matrice arénique (ensemble 5).
87La tranchée 7, creusée en deux parties entre 619,80 m et 612,75 m d’altitude, montre dans sa partie supérieure (T7‑sup) des dépôts détritiques de versant et les premiers niveaux lacustres. Ces formations sont à rapprocher de celles décrites dans T5‑sup et la moitié supérieure de T5‑inf. Plus bas (T7‑inf), les dépôts sont essentiellement lacustres. On retrouve les retombées volcaniques décrites dans l’ensemble 4 de T5.
88Les dépôts de versant, reprenant des éléments du socle et des produits éjectés par le maar, montrent une organisation progradante vers le centre du cratère, selon une pente de 15 à 20°. Ils forment un biseau sédimentaire, caractéristique de la bordure des lacs de maar (Bonifay & Truze, 1987 ; Raynal & Kieffer, 2001 ; Chapron et al., 2010, 2010-2011). Cette disposition est encore visible dans la morphologie actuelle : alors que les versants du cratère montrent une pente de l’ordre de 35 %, on observe une rupture entre 630 et 620 m d’altitude, marquant la limite supérieure du prisme. Celui-ci semble s’être construit essentiellement dans les parties ouest et sud de la cuvette, les autres côtés étant plus raides.
89Les premiers dépôts lacustres apparaissent à la cote de 625 m, au niveau de T2 (fig. 5) où ils s’épaississent rapidement (ensemble 2 = T2h) et ont été reconnus jusqu’à la cote 620 m, limite inférieure du creusement de cette tranchée. La tranchée T1 montre surtout des dépôts de versant ; les niveaux lacustres y apparaissent vers 621 m, avec une épaisseur plus faible qu’en T2 (moins d’un mètre) ; ils ne se généralisent que vers la cote de 616 m.
90Dans le secteur sud-est, les formations de versant sont prépondérantes en T4, T8, T9, T5‑sup alors qu’on se trouve à la même hauteur que les niveaux lacustres de la tranchée T2. Le niveau lacustre le plus élevé a été observé en T7‑sup à la cote de 619,50 m, c’est-à-dire pratiquement à l’altitude de la base de T2. La sédimentation lacustre devient continue vers 617,50 m, c’est-à-dire à peu près à la même hauteur que dans la tranchée T1. T6 et T7‑inf ne montrent que des sédiments lacustres, puisque creusées en dessous de cette cote marquant ainsi la généralisation des niveaux lacustres.
91On constate donc d’un secteur à l’autre et même d’une tranchée à l’autre, une grande variabilité dans l’organisation et la nature des dépôts. Plusieurs hypothèses peuvent être proposées pour expliquer ces rapides changements de faciès.
92– Le contexte morphologique a visiblement entrainé une évolution de la sédimentation sur le pourtour du cratère. Ainsi, nous avons vu que la construction du biseau littoral s’est effectuée dans les secteurs les moins raides. Ailleurs, les flancs plus escarpés n’ont pas permis une telle organisation. Il existe probablement des abrupts sub-verticaux du socle, comme semblent le démontrer les sondages à la tarière effectués en mars 2005 par le BRGM au pied du versant à proximité de la coupe A. Poussés pour l’un à 22,50 m et l’autre à 28,50 m de profondeur, ces investigations n’ont traversé que des formations détritiques fines sans rencontrer le substratum. De nos jours, un tel contexte morphologique peut s’observer sur le côté est du lac d’Issarlès, où le socle affleure largement en bords sub-verticaux. Entre les affleurements rocheux, se sont déposés les dépôts phréatomagmatiques stratifiés, organisés en lentilles à lits progradants vers le lac. Un autre exemple du rôle de la topographie est illustré par la tranchée 4, située à l’aplomb d’un thalweg peu marqué qui a canalisé régulièrement des colluvions.
93– Les formations affleurant sur le pourtour du cratère vont jouer également sur la nature des dépôts situés en contrebas. Ceux du secteur ouest ont largement été alimentés par le cône de scories sous forme de pierres, graviers et grains rouges, présents dans toutes les couches. Les tufs phréatomagmatiques ont produit une bonne part du matériel fin mais aussi des blocs, comme celui visible dans la partie ouest de la coupe A. Par contre, côté sud-est, les sédiments ont été en majeure partie nourris par l’érosion du socle gneissique.
94– Des remaniements syn- et post-sédimentaires ont entraîné plusieurs types de modifications. Par exemple, on observe des figures de charge, d’étirement et de boudinage sur de nombreuses coupes révélant des glissements subaquatiques de certaines unités. Dans certains cas, comme dans les tranchées 2 et 5, des mouvements, liés peut-être à la dessiccation des sédiments, ont induit des failles de tassement à l’origine d’un abaissement par panneaux des dépôts en direction du centre du maar. D’autres affaissements apparaissent de plus grande amplitude. Ainsi, les dépôts de la zone de la coupe A semblent avoir été affectés par un décollement en masse, révélé par l’absence de déformation des sédiments sous le bloc de tuf et par la présence d’un creux bien marqué entre le pied du versant et le début de l’affleurement. Un glissement a également touché les ensembles supérieurs de la tranchée T5 entraînant leur plissement. Bout (1970) évoque des bouleversements dans les sédiments de la partie supérieure du remplissage lacustre pour expliquer la triple récurrence d’une même phase chaude dévoilée par les spectres polliniques (Elhaï, 1969). Des tels remaniements gravitaires ont été mis en évidence dans les dépôts du lac d’Issarlès (Coûteaux, 1984) et ceux du lac Pavin (Chapron et al., 2010, 2010-2011). Dans le premier cas, plusieurs hypothèses sont proposées pour expliquer ces effondrements sous-lacustres : rupture d’équilibre de sédiments déposés sur une forte épaisseur sur les replats, secousses sismiques, fluctuations du niveau lacustre. Dans le second cas, ils ont été reliés à des baisses rapides du niveau du lac induites par l’incision de l’exutoire, ce qui pourrait être le cas pour Senèze. De nos jours, le départ du ruisseau drainant la cuvette de Senèze se situe à l’altitude de 570 m, soit à plus de 55 m en contrebas des dépôts fossilifères. Il est possible que l’incision de l’exutoire ait débuté dès le début de leur formation, en relation peut-être avec l’évolution, il y a environ 2 Ma, du cours de la Sénouire dans lequel se jette le ruisseau de Senèze (Grangeon, 1967 ; Pastre et al., 1997).
95– La présence de dépôts lacustres interstratifiés avec des formations de versant indique une mise en place des niveaux fossilifères au niveau de la zone de variations du niveau d’eau du paléo-lac. Cette imbrication peut refléter des changements climatiques. Ainsi, l’arrivée des dépôts de versant traduirait plutôt un couvert végétal réduit sur les pentes du cratère, lié à des conditions périglaciaires favorisant des coulées de solifluxion et des ruissellements lors du dégel du sol. Compte tenu des datations obtenues sur les téphras qui placent l’essentiel des dépôts dans l’intervalle 2,21 et 2,09 Ma, cette péjoration du climat pourrait correspondre au refroidissement bien marqué mis en évidence au sein du Tiglien (Popescu et al., 2010). Les niveaux lacustres marqueraient des remontées du lac en raison de précipitations importantes entraînant un bilan hydrique positif. Ce changement, lié à des fluctuations climatiques plus humides, amorcerait le passage aux conditions plus chaudes de la partie supérieure du Tiglien.
96Les résultats concernent des échantillons prélevés dans les niveaux les moins grossiers des tranchées T1, T2, T5, T6, T7, de la coupe A et de la fouille 2003 (fig. 4).
97La granulométrie globale révèle la dominance des fractions inférieures à 50 µm, associées aux sables auxquels s’ajoutent parfois une faible quantité de graviers.
98La granulométrie laser des fractions inférieures à 2 mm montre la prédominance des sables sur les limons qui sont en proportion très variable (de 10 à 45 %). Elles sont en grande majorité très bien classées (So < 2,5) avec généralement un meilleur classement du côté des particules grossières. Les argiles (< 2 μm) sont très peu représentées (moins de 2,5 %).
99L’illite est présente partout, associée à la chlorite. Quelques échantillons présentent des traces d’argile gonflante. Cette composition minéralogique est différente de celle des sédiments du remplissage lacustre, dominée par la montmorillonite (Grangeon, 1962).
100L’analyse micromorphologique effectuée sur quelques échantillons montre partout la présence de détritique (granules laviques, grains de quartz, micas, feldspaths, grenats, sillimanite, oxydes opaques), même dans les niveaux les plus fins.
101Ces résultats sont relativement homogènes d’un échantillon à l’autre. Ils suggèrent que les constituants des sédiments ont une origine commune, à partir de formations peu évoluées, issues de l’érosion des roches formant le pourtour du maar. Les phénomènes d’altération pédologique n’ont pas été décelés dans les échantillons analysés. Les variations de granulométrie enregistrées par les sédiments reflètent l’évolution des conditions environnementales, comme celle du régime des pluies entraînant, selon la compétence des ruissellements, l’entraînement de débris plus ou moins gros sur les versants du cratère.
102Différents échantillons sableux ont fait l’objet de prélèvements pour l’étude de leurs minéraux lourds (tab. 2). Ceux-ci précisent leur origine. Les clinopyroxènes bruns et l’olivine qui dominent plusieurs échantillons (ex. SEN 2,3, tranchée 2 ; SEN 25, tranchée 1 ; SEN 39 coupe A, fig. 6, tab. 3) sont principalement des minéraux basaltiques. Une partie de l’olivine, l’enstatite et le diopside chromifère qui sont communs dans plusieurs échantillons (tab. 3) sont des minéraux mantelliques issus de nodules de lherzolites. Les minéraux du socle métamorphique sont dominés par des grenats et de la sillimanite, associés avec quelques staurotides et andalousites (tab. 3). Si une petite partie de ces minéraux peut provenir des roches dures environnantes (gneiss du cratère, basanite de la coulée), la plupart proviennent des tufs phréatomagmatiques dominant le cratère où ils ont été pulvérisés par les explosions phréatomagmatiques. Les amphiboles brunes peuvent aussi provenir des tufs de maar où elles sont présentes en mégacristaux ou elles peuvent également provenir de téphras du Mont-Dore remaniés. Quelques concentrations importantes de clinopyroxène brun et d’olivine comme dans l’échantillon SEN 59 (sable, partie supérieure de la coupe A, tab. 3) peuvent probablement dériver des scories basaltiques dominant ce secteur (SEN 88). Le clinopyroxène vert (diopside automorphe) et la titanite qui sont présents dans plusieurs échantillons (ex. SEN 3, 23, 25, 41, tab. 3) montrent le remaniement de téphras du Mont-Dore retombés sur les pourtours ou à l’intérieur du cratère. Ils sont particulièrement fréquents dans la partie supérieure de la coupe A (sable graveleux SEN 43, sable SEN 53, tab. 3) où ils font suite au téphra TS 4 et aux horizons téphriques THS 1-5. Le sable fin SEN 81 (partie inférieure de T5) qui contient des amphiboles brunes, du clinopyroxène brun et de la titanite remanie probablement un téphra du Mont-Dore. Le sable graveleux SEN 86 (partie inférieure de T5) qui est dominé par de l’olivine (71,3 % des minéraux volcaniques) remanie probablement directement un tuf phréatomagmatique ou peut aussi représenter un tuf in situ.
103Ces compositions minéralogiques témoignent des processus gravitaires ou des processus de ruissellement remaniant principalement les tufs phréatomagmatiques de la partie supérieure du cratère.
Tab. 2 : Provenance et nature des échantillons de sédiments et de téphras prélevés pour l’étude des minéraux lourds.
Tab. 3 : Pourcentages des minéraux lourds (minéraux volcaniques et du socle) des sédiments du site fossilifère de Senèze.
104L’activité du strato-volcan du Mont-Dore durant le Pleistocène est à l’origine de nombreux téphras disséminés sur le Massif central et sa périphérie (Pastre, 1987 ; Teulade, 1989). Ces téphras sont en particulier connus dans les remplissages lacustres de plusieurs cratères de Maars (Teulade, 1989 ; Roger et al., 1999, 2000 ; Pastre et al., 2007 ; Nomade et al., 2010 ; Degeai et al., 2013). Leur occurrence en place ou faiblement remaniés est connue dans différents sites fossilifères (Debard & Pastre, 1988, 2008 ; Pastre et al., 1996 ; Pastre, 2004a, Nomade et al., 2014a). Ils sont largement remaniés dans les alluvions de la haute vallée de l’Allier (Pastre, 1987). A Senèze, un téphra a été trouvé dans le remplissage lacustre et daté à 2,10 μ 0,01 Ma par 40Ar/39Ar (Roger et al., 2000). La localisation du site à 60 km au sud-est du strato-volcan constitue une condition favorable à la découverte de téphras dans la séquence fossilifère bordant le rivage de l’ancien paléolac. Les autres téphras identifiés dans le secteur se situent à moins de 100 km en moyenne du strato-volcan et montrent la multiplicité des émissions. La découverte de dix téphras in situ et de six horizons téphriques faiblement remaniés répond à cette perspective et donne une opportunité exceptionnelle pour caractériser le contexte téphrostratigraphique et dater le site.
105Les téphras (TS) et les horizons téphriques (THS) du gisement fossilifère ont été découverts dans les fouilles paléontologiques (tranchées T2 à T5, parcelle 233 W) et dans deux coupes préexistantes (coupe A, fig. 6, dénommée aussi « coupe du bungalow », coupe D dénommée aussi « coupe du ravin Philis »). Les localisations précises sont récapitulées dans le tableau 2. La texture sableuse ou limono-argileuse des échantillons résulte de l’altération qui a causé une disparition complète du matériel vitreux originel (fraction cendreuse / micro-ponces). Le téphra TS 1 (échantillon SEN 1) est un sable fin jaune interstratifié dans l’argile inférieure de la partie moyenne de la tranchée T2 (lit hi 2). Le téphra TS 2 (SEN 8) constitue un niveau sableux fin homométrique situé à la base de la coupe nord de la tranchée T2 (niveau b). Le téphra TS 3 (SEN 10) est aussi un sable fin gris, épais d’un centimètre. Il a été trouvé dans la partie sud de la tranchée T2 (unité f, niveau hi 8). Le téphra TS 4 (SEN 42) est un silt argileux blanc ressemblant à une cendre altérée. Il a été identifié dans la partie supérieure de la coupe A (coupe du « bungalow »). Les téphras TS 5 (SEN 51), TS 6 (SEN 53) et TS 7 (SEN 60) sont des sables fins fournis par la fouille de la parcelle 233 W. Le téphra TS 8 (échantillon SEN 62) est un silt blanc issu de l’ensemble 1 de la coupe non fossilifère T4. Les téphras TS 9 (échantillons SEN 80, 87 et 98) et TS 10 (SEN 90, 95, 101, 102, 103) ont été découverts dans la tranchée T5. Ils proviennent des unités 4.2 (TS 9) et 4.10 (TS 10). Le téphra TS 9 présente une texture sableuse. Dans une partie de l’affleurement il peut être divisé en trois lits : a (0-2 cm d’épaisseur, sableux), b (2-4 cm, sableux), c (0-0,5 cm, silt argileux blanc). Le téphra TS 10 constitue un lit sableux (a, 2 à 5 cm d’épaisseur) qui peut être recouvert par un silt sableux blanc (b, 0 à 4 cm) et par un lit silteux avec des petits lapilli de basalte (c, 0 à 10 cm). Les horizons téphriques THS 1-5 (SEN 54, 55, 56, 57, 58) sont des niveaux argilo-silteux blancs faiblement remaniés (cendre altérée) provenant de la partie supérieure de la coupe A (« bungalow »). L’horizon téphrique THS 6 est un sable argileux localisé dans la coupe D du « ravin Philis ».
106A cause de l’absence de verre, les téphras peuvent seulement être caractérisés par leurs feldspaths et leur contenu en minéraux lourds (ferromagnésiens, oxydes et minéraux accessoires). Les feldspaths et les clinopyroxènes ont été étudiés à la microsonde électronique (Cameca SX 100, 15 kV, 10 à 12 nA, temps de comptage 10 secondes). Les minéraux lourds séparés avec du bromoforme (d = 2,8) dans la fraction granulométrique 50 μm – 2 mm ont été décomptés au microscope (silicates et apatite ; oxydes de Fe-Ti = principalement magnétite et titanomagnétite, quelques ilménites et biotite-phlogopite non decomptées).
107Les pourcentages de minéraux lourds sont reportés dans le tableau 4 et illustrés par le diagramme de la figure 8. Les spectres sont soit dominés par des amphiboles brunes (kaersutite, pargasite principalement : Ménard, 1979 ; Pastre & Cantagrel, 2001), du clinopyroxène brun (diopside Wo45,4 En41,9 Fs12,7 à Wo49,8 En38 Fs12,2, Al2O3 = 4,15-10,08 %, TiO2 = 1,08-3,64 %), du clinopyroxène vert (diopside Wo46,7 En31 Fs22,3 à Wo48,7 En26,8 Fs24,5, Al2O3 = 1,02-2,08 %, TiO2 = 0,24-1,18 %) ou de la titanite. Parmi les minéraux accessoires, les zircons et l’apatite sont présents en faibles pourcentages dans la plupart des échantillons.
Tab. 4 : Pourcentages des minéraux lourds des téphras et horizons téphriques du Mont-Dore étudiés.
108Tous ces minéraux sont typiques des pyroclastites du Mont-Dore (Pastre & Cantagrel, 2001). Le téphra TS 1 (SEN 1) est dominé par la titanite (41,5 %) suivi par le clinopyroxène vert (29,3 %) et montre le pourcentage le plus élevé en apatite (19,8 %). Ce spectre caractérise une composition trachytique. Le téphra TS 2 (SEN 8) présente un spectre dominé par le clinopyroxène vert (46,6 %) caractérisant aussi une composition trachytique (Pastre & Cantagrel, 2001). TS 3 (SEN 10) est dominé par des amphiboles brunes (41 %), suivies par des clinopyroxènes bruns et verts. Une telle composition pourrait s’accorder avec une composition téphritique (tuf hyaloclastique ou phréatomagmatique) ou latitique. Le téphra TS 4 (SEN 42) contient du clinopyroxène vert (60,1 %) et de la titanite (18,7 %) ; indiquant une composition trachytique (Pastre & Cantagrel, 2001). Le téphra TS 5 (SEN 51) est dominé par du clinopyroxène vert (60,3 %), suivi par de la titanite (25,2 %) et de l’apatite, une composition typique des pyroclastites trachytiques. Le téphra TS 6 (SEN 53) est dominé par les amphiboles brunes (78,2 %). Le téphra TS 7 (SEN 60) contient principalement des amphiboles brunes (60,5 %) et du clinopyroxène brun (21,8 %). Le téphra TS 8 (SEN 62) comprend des amphiboles brunes (59,2 %) et de la titanite (31,6 %). Les échantillons SEN 80, 87, 98, 99 et 100, représentant tous le téphra TS 9 montrent des compositions variables dominées par des amphiboles brunes et du clinopyroxène brun, suivis par de la titanite. Les échantillons SEN 90, 95, 101, 102 et 103, représentant le téphra TS 10 livrent des spectres variables avec des amphiboles brunes, du clinopyroxène brun, du clinopyroxène vert et de la titanite. L’échantillon SEN 103 livre des cristaux d’olivine indiquant une contamination basaltique durant la dernière part de l’éruption comme cela est aussi indiqué par la présence de granules de basalte (micro-lapilli).
109Les horizons téphriques THS 1-5 (SEN 54, 55, 56, 57, 58) sont principalement dominés par du clinopyroxène vert (34,9-60,1 %) suivis par des amphiboles brunes et de la titanite avec quelques zircons et apatite (tab. 4). Ce sont des téphras faiblement remaniés avec un petit apport de minéraux du socle (sillimanite, grenats et staurotide) et des minéraux basaltiques et mantelliques (clinopyroxènes bruns, olivine, enstatite et diopside chromifère) indiquant leur contamination par du matériel local. L’horizon téphrique THS 6 (SEN 96) contient des amphiboles brunes et de la titanite (45,7 %). La fréquence de grains de cendre rouge indique probablement sa contamination par les scories dominant le maar.
110Parmi les autres minéraux, la biotite/phlogopite est commune dans la plupart des échantillons. Les oxydes de Fe-Ti (principalement de la magnétite et de la titanomagnétite sont fréquents dans la plupart des échantillons (excepté dans SEN 10/TS 3, SEN 53/TS 6, SEN 60/TS 7, SEN 96/THS 6 où ils sont rares).
111Les feldspaths sont abondants dans tous les échantillons. Les analyses à la microsonde permettent de mettre en évidence la variabilité des compositions en anorthite (An), albite (Ab) et orthose (Or) dont les pourcentages constituent un moyen pour différencier les téphras. Parmi les 236 analyses réalisées, seulement quelques-unes caractéristiques sont reportées dans le tableau 5. Trois diagrammes ternaires, présentés dans la figure 9 permettent d’identifier les différences caractéristiques de la composition des spectres.
112Les feldspaths du téphra TS 1 (SEN 1) sont des feldspaths alcalins (anorthose – sanidine sodique). Leur composition varie entre Or19,2 Ab69,1 An11,7 et Or45,1 Ab51,9 An3. Les feldspaths du téphra TS 2 (SEN 8) sont principalement de la sanidine sodique Or32,5 Ab61 An6,5 à Or52 Ab46,1 An1,9. Le téphra TS 3 (SEN 10) est principalement composé de plagioclases (oligoclase-andésine Ab49,9 An46,7 Or3,4 à Ab68,1 An22,8 Or9,1) avec de rares feldspaths alcalins (sanidine sodique Or40,6 Ab57,1 An2,3). Le téphra TS 4 (SEN 42) est composé d’un mélange de plagioclases (oligoclase-andésine Ab51,4 An45,9 Or2,7 à Ab69,6 An19,5 Or10,9) et de feldspaths alcalins (sanidine sodique Or49,2 Ab46,8 An4 à Or52,1 Ab44,9 An3). Le téphra TS 5 (SEN 51) contient principalement de l’anorthose Or13,2 Ab73,3 An13,5 à Or33,2 Ab61 An5,8 et quelques sanidines sodiques (1 grain analysé Or46,6 Ab50,5 An2,9). Le téphra TS 6 (SEN 53) contient des feldspaths alcalins (anorthose-sanidine sodique Or24,8 Ab69,8 An5,4 à Or57,8 Ab40,3 An19) et des plagioclases (labrador-oligoclase Ab35,5 An63 Or1,5 à Ab64,7 An29,8 Or5,5). TS 7 (SEN 60) est principalement composé de plagioclases (oligoclase-andésine Ab63,8 An30,4 Or5,8 à Ab70,3 An19 Or10,7) et contient aussi quelques feldspaths alcalins Or25,4 Ab64,2 An10,4 à Or55,2 Ab41,9 An2,9. Le téphra TS 8 (SEN 62) est composé de plagioclases (oligoclase Ab83,2 An15,3 Or1,5 à Ab77,6 An19,5 Or2,9) et de feldspaths alcalins (anorthose-sanidine sodique Or28,5 Ab64,1 An7,4 à Or42,9 Ab55,3 An1,8). Les feldspaths du téphra TS 9 (SEN 80, 87 et 98) sont des feldspaths alcalins (anorthose-sanidine sodique Or23,3 Ab65,6 An11,1 à Or51,5 Ab45,3 An3,2). Le téphra TS 10 (SEN 90, 95, 101 et 103) est composé de sanidine sodique avec une composition très homogène (Or49,3 Ab46,5 An4,2 à Or55,6 Ab41,8 An2,6, 52 analyses). L’horizon téphrique THS 3 (SEN 56) est composé par une sanidine sodique homogène (Or50 Ab46,6 An3,4 à Or56,8 Ab39,6 An3,5). Les horizons téphriques THS 1, 2, 4 et 5 n’ont pas été analysés car ils sont probablement issus du même téphra. L’horizon téphrique THS 6 (SEN 96), hétérogène en composition contient de la sanidine sodique Or38,8 Ab58,1 An3,1 à Or56,8 Ab39,6 An 3,5 et de l’anorthose Or11,4 Ab71,8 An16,8 à Or28 Ab66,4 An5,6. Toutes ces compositions sont typiques des pyroclastites du Mont-Dore (Pastre & Cantagrel, 2001 ; Pastre, analyses inédites).
113Les compositions minéralogiques différentes des téphras étudiés impliquent des âges différents pour les séquences de dépôts dont ils sont issus. Ces séquences caractérisent plusieurs stades d’évolution du rivage lacustre et des versants du cratère correspondant aux diverses séquences stratigraphiques observées dans les fouilles et tranchées du site paléontologique (T1 + T2, parcelle 233 W et T5) et montrent aussi que les sédiments dans les coupes A et T4 n’ont pas le même âge.
Tab. 5 : Analyses à la microsonde électronique de feldspaths des téphras caractéristiques des téphras montdoriens de Senèze
114La nature de ces téphras peut être comparée avec la composition des téphras émis durant la phase d’activité du strato-volcan du Mont-Dore vers 2 Ma (Pastre, 1987 ; Pastre & Cantagrel, 2001). Si aucune unité pyroclastique connue du Mont-Dore ne peut être corrélée directement avec un téphra de Senèze, plusieurs peuvent être contemporaines.
115Dans le secteur de Guéry, dans la partie nord-est du Mont-Dore, la coulée pyroclastique de Guéry possède une composition minéralogique avec de l’anorthose et de la sanidine sodique, des oxydes de Fe-Ti, de la biotite-phlogopite, des amphiboles brunes, du clinopyroxène brun, de la titanite et du zircon (Pastre, 1987 ; Pastre & Cantagrel, 2001) qui est proche de plusieurs téphras de Senèze. Elle est associée avec d’autres pyroclastites mineures (coulées et retombées ponceuses) d’âge probablement proche. Elle a été datée à 2,04 ± 0,03 Ma (Féraud et al., 1990) et 2,08 ± 0,01 Ma (Nomade et al., 2014b). Dans la partie nord de ce secteur, les pyroclastites de la bordure ouest du Puy de l’Ouire montrent plusieurs unités dominées par des feldspaths, des oxydes de Fe-Ti et des amphiboles (Pastre, 1987). Plusieurs téphras sont aussi associés avec l’activité sous-saturée (téphrites et trachyphonolites) enregistrée dans ce secteur vers 2 Ma (Nomade et al., 2014b ). Comme pour la plupart des téphras de Senèze, l’occurrence simultanée d’amphiboles brunes, de clinopyroxène brun et de clinopyroxène vert est typique de la majorité des pyroclastites de cette période. Les résultats de cette comparaison s’accordent avec les âges 40Ar/39Ar proches de 2,1 Ma obtenus sur les téphras de Senèze (cf. chapitre 5).
Fig. 9 : Diagramme orthose (Or), albite (Ab), anorthite (An) des téphras et horizons téphriques étudiés.
116A Blassac, dans la haute vallée de l’Allier, les spectres de minéraux lourds de la séquence fluviatile associée aux produits basaltiques locaux montre l’influence de quatre types de retombées du Mont-Dore : (a) à clinopyroxène vert, (b) à amphiboles brunes et titanite, (c) à clinopyroxène vert et titanite, (d) à amphiboles brunes, clinopyroxène vert et titanite (Pastre, 1987). Ces compositions avec des cortèges dominés par des amphiboles brunes ou du clinopyroxène vert et les âges K-Ar de 2,04 ± 0,05 (Couthures, 1982 ; Couthures & Pastre, 1983) et 2,14 ± 0,06 Ma (Fouris, 1989) obtenus pour la coulée de basalte sus-jacente permettent une comparaison avec les téphras de Senèze.
117Cinq niveaux de téphras découverts ont été datés par 40Ar/39Ar sur monocristal de feldspath alcalin : TS 9 (SEN 98) et TS 10 (SEN 101), THS 3 (SEN 56) ; TS 1 (SEN 1) et TS 2 (SEN 8). Les âges ont été obtenus au laboratoire du LSCE (Gif-Sur-Yvette) suivant le protocole expérimental présenté en détail dans l’article de Nomade et al., (2014a). Les âges sont recalculés relativement au standard ACs-2 à 1,201 Ma (Nomade et al., 2005 ; Kuiper et al., 2008) et les incertitudes correspondent à un intervalle de confiance à 1σ (Renne et al., 2009). Ce choix est motivé par le fait que la charte internationale stratigraphique publiée en 2012 recommande l’utilisation de ces calibrations (Schmitz, 2012).
118L’ensemble des âges obtenus sont compris entre 2,21 ± 0,02 Ma à 2,09 ± 0,01 Ma. Les spectres d’âges et isochrones correspondant à chaque téphra sont présentés figure 10. Les expériences menées sur un échantillon TS 1, TS 10 montrent des spectres complexes avec un mélange de cristaux anciens (barres grises) et primaires (barres noires) (fig. 10). Néanmoins, en éliminant les cristaux les plus anciens il est possible d’obtenir une population statistiquement homogène permettant de calculer un âge moyen de 2,16 ± 0,02 Ma et 2,13 ± 0,01 Ma, pour TS 10, et TS 1 respectivement. Les isochrones inverses de ces deux échantillons ont des rapports 40Ar/36Ar atmosphérique à une incertitude près et suggèrent donc que ces âges ne sont pas affectés par la présence d’excès d’argon. Les diagrammes de probabilités des échantillons TS 9, TS 2, et THS 3 sont simples, dominés par des cristaux primaires. Les isochrones inverses de ces trois échantillons permettent de calculer des rapports 40Ar/36Ar compatibles à une incertitude près avec le rapport atmosphérique, ce qui suggère que les âges obtenus ne sont pas affectés par de la présence de 40Ar non radiogénique (fig. 10). Les âges moyens pondérés obtenus pour ces trois téphras sont de 2,21 ± 0,02 Ma ; 2,17 ± 0,02 Ma et 2,09 ± 0,01 Ma (fig. 10).
Fig. 10 : Spectres d’âges et isochrones inverses des téphras datés par 40Ar/39Ar (incertitudes analytiques à 1σ).
119Le système volcanique de Senèze est caractérisé par l’association d’une coulée de basanite, des formations scoriacées et des tufs phréatomagmatiques bordant le cratère de maar. Un premier épisode phréatomagmatique caractérisé par des tufs de retombée sub-basanitique précède l’émission de la coulée qui précède elle-même probablement les scories. Après la mise en place de ces formations l’épisode phréatomagmatique principal survient et se traduit par la mise en place des tufs du versant ouest et la formation du cratère de maar.
120La faune de vertébrés provient de dépôts de versant et de dépôts lacustres situés sur la paroi du cratère. Les dépôts de versant, remaniant des éléments du socle et des produits éjectés par le maar montrent une organisation progradante vers le centre du cratère. Ils forment un biseau sédimentaire, caractéristique de la bordure des lacs de maars. Les dépôts grossiers attestent d’une érosion importante sur des surfaces dénudées pouvant s’accorder avec des phases de refroidissement plus ou moins marquées du climat. Ces sédiments comprennent dix téphras et six horizons téphriques qui sont typiques de l’activité pyroclastique du Mont-Dore situé une soixantaine de kilomètres au nord-ouest. Ces téphras altérés, à la fraction vitreuse argilisée, correspondent aux produits émis durant une partie de la phase d’activité pléistocène inférieure du strato-volcan. La différence du contenu minéralogique de ces téphras issus des différents secteurs fouillés montrent le polyphasage du dépôt des sédiments fossilifères.
121Les âges 40Ar/39Ar obtenus sur cinq téphras s’étalent entre 2,21 et 2,09 Ma. Ils représentent ainsi une durée minimale d’environ 100 ka pour la mise en place du site. Il est à signaler que les téphras TS 9 et TS 10 encadrent dans la parcelle T5 P172 un niveau paléontologique et permettent donc avec certitude de dater celui-ci. Les âges obtenus sur les autres téphras des parcelles T2 P233 et P234 sont distincts en âge et en composition minéralogique et suggèrent la présence sur le site de Senèze de différents niveaux paléontologiques durant ces 100 ka. Ces niveaux paléontologiques couvrent ainsi probablement plusieurs périodes climatiques qui chronologiquement correspondent aux stades isotopiques marins (MIS) 83 à 79. Il est à noter que le MIS 82 est reconnu comme un stade relativement froid (ex. carottage DSDP 380, Popescu et al., 2010).
122Ces données montrent l’importance de l’activité pyroclastique du Mont-Dore contemporaine de la mise en place du gisement fossilifère. La richesse de sa faune le confirme comme un site-clé du Pléistocène inférieur. Les datations 40Ar/39Ar obtenues en font actuellement le gisement le mieux daté pour cette période en Europe occidentale.
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