🌋 Labastide-sur-Bésorgues, les larmes vertes 🌋 EarthCache

🌋 Labastide-sur-Bésorgues, les larmes vertes. 🌋

Je vous invite à découvrir la jolie chute d’eau de la Pissarelle et si la météo le permet vous pourrez aussi profiter d’une baignade rafraîchissante dans les eaux claires de la rivière. Mais ne manquez surtout pas ces troublantes larmes vertes versées en d’autres temps par des géants de pierre.

🇫🇷 Français 🇫🇷

C’était au temps de la préhistoire, il y a 78 000 ans, l’homme de Néandertal armé de sa hache de pierre, de son couteau de pierre itou, chassait le mammouth et l’ours des cavernes en serrant les fesses malgré tout. Et devant les volcans en rage il se faisait tout de même un peu petit en disant dans son langage “vivement qu’on invente le sismomètre”.

🌋 Origine du volcanisme dans le massif central. 🌋

Le volcanisme dans le massif central débute il y a 28 millions d’années durant l'orogenèse alpine. La première étape correspond à un épisode de rift passif de l’Oligocène supérieur au Miocène inférieur. Le plongement de la plaque subduite sous les Alpes en formation génère une zone de contraintes extensives sur la lithosphère continentale adjacente. Ce contexte extensif est à l’origine de l’ouverture des rifts du Massif Central.

S’ensuit un épisode de rift actif. En effet, la racine lithosphérique s’enfonçant dans l’asthénosphère provoque un flux asthénosphérique en direction de la plaque adjacente. Ce flux engendre une érosion thermique et un soulèvement de la lithosphère continentale à l’origine d’un épisode volcanique au sein du Massif Central.

🌋 Le volcan du pic de l’étoile. 🌋

En Ardèche, dans la province du Bas Vivarais, les derniers épisodes volcaniques datent du pléistocène entre - 200 000 et - 20 000 ans. Ainsi, il y a 78 000 ans lors de ces derniers épisodes volcaniques, des remontées de laves vont croiser des nappes phréatiques et provoquer de terribles éruptions. Ces éruptions phréatomagmatiques vont créer dans la région plusieurs maars dont le Maar du Pic de l’Etoile (ou maar de la Sapède) situé au lieu-dit « le Creux de l’étang ». S'ensuit une période ou se met en place un édifice strombolien (au pic de l’étoile) reposant sur les produits de l’éruption phréatomagmatique. Cet édifice strombolien est formé surtout de scories soudées, bombes fuselées, pseudo-coulées, blocs de basalte massif… Pour finir, l’émission d’une longue coulée de basalte (4,5 kilomètres et près de 30 mètres d’épaisseur par endroits) termine le cycle éruptif. Elle recouvre toutes les autres productions du volcan. Nous nous trouvons sur cette dernière coulée de basalte.

🌋 La dernière coulée de lave. 🌋

Après la superbe vue sur la cascade de la Pissarelle, vous voici devant une fausse colonnade avec à ses pieds de gros blocs rocheux qui ont attisé mon émerveillement et ma curiosité.

Ces blocs de roche, proviennent d’une lave fluide qui s’est écoulée depuis le pic de l’étoile jusqu’à Labastide-sur-Bésorgues. Le basalte qui constitue cette roche ainsi que la myriade de xénolithes proviennent du manteau terrestre qui contrairement à l’idée reçue n’est pas composé de magma, mais de roches solides. Cependant la dynamique de la Terre les fait fondre en certains endroits comme ce fut le cas ici au pléistocène.

Ainsi fond fond fond !

Sous les continents, la température augmente assez lentement avec la profondeur. À 80 km, elle est d’environ 900 °C. Le solidus sec n’est pas atteint. La température où la roche commence à fondre est d’environ 1 500 °C. C’est pourquoi le manteau est solide. Pour que la roche fonde, il faut que la température augmente ou que la pression baisse. Dans le premier cas, la roche reste à une profondeur donnée mais sa température augmente. Son état se déplace vers la droite sur le diagramme et quand il traverse la ligne rouge, appelée le solidus sec, la roche commence à fondre. Elle ne devient pas liquide d’un seul coup puisqu’elle est composée de minéraux différents qui ne fondent pas à la même température. On a donc un mélange de liquide et de cristaux. À la surface de la Terre, la fusion commence vers 1 200 °C. C’est la température ordinaire des laves. Si la température continue à augmenter, le liquidus est franchi : la roche est entièrement liquide. Mais cette condition n’est jamais remplie. Vers 40 km de profondeur, cela demanderait des températures supérieures à 2000 °C. La seconde manière de faire fondre une roche du manteau est de la faire monter. À température constante, la pression diminue. Le diagramme montre que de cette manière, on peut lui faire franchir le solidus sec. La fusion partielle d’une péridotite donne une roche de composition différente : elle est basaltique.

De profundis !

Le manteau continental commence normalement entre 30 et 40 km de profondeur. Dans les zones où la croûte est amincie, il peut commencer vers 20 km de profondeur. Puisque le forage le plus profond n’a pas dépassé 12 km, il n’est pas possible de l’atteindre de cette manière. Heureusement, les volcans rejettent de nombreuses pierres provenant du manteau, les péridotites. Les péridotites sont des roches grenues ultrabasiques qui contiennent plus de 40 % d'olivine, un minéral de la famille des péridots. Elles sont reconnaissables à leur couleur vert olive quand elles ne sont pas altérées. Les autres minéraux appartiennent à la famille des pyroxènes. On distingue, selon leur structure cristalline, les orthopyroxènes (enstatite) et les clinopyroxènes (diopside, augite, hédenbergite…). Ce sont tous des silicates, c’est-à-dire des oxydes de silicium, avec du magnésium, du fer, du calcium, etc. Sachant cela, les péridotites se divisent en trois catégories :
‒ Les lherzolites, comprenant de l’olivine, des orthopyroxènes et des clinopyroxènes.
‒ Les harzburgites comprenant de l’olivine et des orthopyroxènes.
‒ Les dunites composées presque uniquement d’olivine.

La majorité des enclaves de cette coulée sont en péridotite, en lherzolite à spinelle pour être plus précis. Il s'agit donc d'échantillons de manteau quasiment intacts, arrachés par le basalte en ascension dans des fissures intra-mantelliques entre la zone de fusion partielle du manteau (vers -70 km) et le Moho (vers -30 km). On distingue à l'œil nu, par leur couleur, quatre types de minéraux, une majorité d'olivine (vert olive) mais aussi d'orthopyroxène (typiquement de couleur brun foncé), de clinopyroxène (classiquement vert émeraude) et de spinelle (noir). C’est la présence des deux pyroxènes qui indique que ces péridotites sont des lherzolites. Et la présence du spinelle indique, de plus, qu'elle provient d'une profondeur ≤ 75 km.

Sur le site, vous trouverez des péridotites rouges. Les cristaux de couleur rouge sont de l'iddingsite, une altération de l'olivine. Vous trouverez également de gros cristaux d’amphibole, reconnaissable à leur couleur noir, à l’aspect vitreux et à son clivage.

Quand le magma monte, j’ai honte !

Dans l'esprit de beaucoup, sous les volcans, il y a un réservoir (également appelé chambre) magmatique. Beaucoup confondent d'ailleurs ce réservoir, zone locale d'accumulation de magma, et la zone de fusion partielle où est généré ce magma. Si une zone de fusion partielle est évidemment nécessaire à l'existence d'un volcan, il n'en est pas de même des réservoirs magmatiques. Certains volcans n'en ont pas. C'est le cas des volcans de la province volcanique quaternaire dite du Bas Vivarais dont fait partie le volcan du Pic de l’étoile.

Le magma basaltique chaud et liquide a une masse volumique de 2800-2900 kg.m-3, celle d'une péridotite est d'environ 3300 kg.m-3. Un nodule de péridotite, dense, devrait "couler" dans un magma basaltique, moins dense. S'il ne le fait pas, c'est qu'il est entraîné vers le haut par la vitesse ascensionnelle du basalte dont la viscosité n'est pas nulle. En cas de forte diminution de cette vitesse et de stagnation dans un réservoir, les nodules retomberaient et sédimenteraient au fond dudit réservoir. S'il y a des nodules de péridotites qui atteignent la surface, c'est que le magma n'a jamais ralenti entre la zone d'arrachage des nodules (quelque part entre -70 km et le Moho ) et la surface. Il n'y a pas de réservoir magmatique sous le Bas Vivarais au Quaternaire, du moins pas dans la croûte.

🌋 Quelques définitions ! 🌋

Rift : En milieu continental, synonyme de fossé d'effondrement.

Maar : C’est un cratère volcanique d'explosion, parfois rempli par un lac ou envahi par la mer. Pour les maars, le phénomène est le suivant : le magma, en remontant vers la surface, rencontre dans le sous-sol une nappe phréatique ou un cours d'eau souterrain. Une partie de cette eau se vaporise alors sous l'effet de la chaleur, ce qui entraîne une importante augmentation de la pression dans le sous-sol, au point que les roches en surface sont soudain éjectées à la manière d'un bouchon de champagne. Généralement, la nappe phréatique ou le cours d'eau souterrain qui a contribué à la formation du cratère alimente ensuite un lac dans le bassin ainsi créé. Les maars sont donc très souvent des lacs de forme circulaire aux pentes plus ou moins abruptes.

Édifice Strombolien : Type défini à Stromboli, en Italie du Sud, les éruptions stromboliennes alternent phases explosives et phases effusives. Elles sont caractérisées par l’éjection rythmique de produits en fusion, lambeaux de lave propulsés par les gaz volcaniques. Parfois, le cratère déborde d’une lave fluide qui alimente des coulées. L’éruption dure de quelques jours à quelques années, puis s’arrête. Le cône est composé d’une succession de strates riches en cendres et en bombes volcaniques et de strates formées par les coulées de lave refroidies. Ce sont des édifices aux pentes inférieures ou égales à la limite de stabilité (30°).

Un Xénolithe (du grec ancien xenos et lithos, signifiant "roche étrangère") : C’est une enclave d'une roche incluse dans une roche différente et dont elle n'est pas issue. Cette appellation est spécifique aux roches magmatiques (volcaniques et plutoniques). Par exemple, les basaltes qui contiennent des xénolithes de manteau fait de péridotites.

Structure interne du globe terrestre :


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

On a :
V = 2 r²g Δ(ρ) / 9 η
Avec, dans le cas du basalte et du nodule de péridotite :

• r [rayon du nodule] ≈ ? m
• g [accélération de la pesanteur] ≈ 10 m/s²
• Δ(ρ) [différence de masse volumique entre la péridotite et le magma basaltique ≈ 500 kg/m³
• η [viscosité du magma basaltique] ≈ 10² Pa.s sachant qu’un Pascal équivaut à 1 kg/m.s²

🌋 Rappel concernant les Earthcaches : 🌋

Il n'y a pas de conteneur à rechercher ni de logbook à signer. Après avoir été sur les lieux pour chercher les réponses aux questions, loguez cette cache "Found it" et envoyez-moi vos propositions de réponses, en précisant le code GC de la cache, soit via mon profil, soit via la messagerie geocaching.com (Message Center), et je vous contacterai en cas de problème.

🌋 Questions : 🌋

Aux coordonnées, vous trouverez de gros blocs rocheux. Répondez aux questions à l’aide de vos observations et du descriptifs. Vous aurez besoin d’un mètre ou tout autre outil pour effectuer une mesure.

1. Quel événement d’envergure a provoqué les épisodes volcaniques du massif central ?
2. A quelle période le volcan du pic de l’étoile s'est il formé ? Quelles sont les trois étapes de son évolution ?
3. Dans quelles conditions, la roche mantellique fond ?
4. A quelle profondeur se trouvait à l'origine la péridotite présente sur le site ? Quel indice vous permet de l’affirmer ?
5. Sur place, trouvez un xénolithe de péridotite, le plus gros que vous pouvez. Mesurez son rayon approximatif et à l’aide de la loi de Stockes calculez la vitesse à l'équilibre de ce nodule de péridotite. Que pouvez-vous en conclure ?

🇬🇧 English 🇬🇧

It was in prehistoric times, 78,000 years ago, the Neanderthal man armed with his stone axe, his ditto stone knife, hunted mammoths and cave bears, clenching their buttocks despite everything. And in front of the raging volcanoes he felt a little small and saying in his language “can’t wait for the seismometer to be invented”.

🌋 Origin of volcanism in the massif central. 🌋

Volcanism in the Massif Central began 28 million years ago during the Alpine orogeny. The first stage corresponds to an episode of passive rifting from the Upper Oligocene to the Lower Miocene. The plunging of the subducted plate under the forming Alps generates a zone of extensive stresses on the adjacent continental lithosphere. This extensive context is at the origin of the opening of the rifts of the Massif Central.

An episode of active rifting ensues. Indeed, the lithospheric root sinking into the asthenosphere causes an asthenospheric flow towards the adjacent plate. This flow generates thermal erosion and an uplift of the continental lithosphere at the origin of a volcanic episode within the Massif Central.

🌋 The volcano of pic de l’étoile 🌋

In Ardèche, in the province of Bas Vivarais, the last volcanic episodes date from the Pleistocene between - 200,000 and - 20,000 years ago. Thus, 78,000 years ago during these last volcanic episodes, rising lava crossed groundwater and caused terrible eruptions. These phreatomagmatic eruptions will create several maars in the region, including the Maar du Pic de l'Etoile (or maar de la Sapède) located at a place called "le Creux de l'étang". A period follows where a Strombolian building is set up (at the peak of the star) resting on the products of the phreatomagmatic eruption. This Strombolian edifice is formed mainly of welded slag, tapered bombs, pseudo-flows, massive basalt blocks... Finally, the emission of a long basalt flow (4.5 kilometers and almost 30 meters thick in places) ends the eruptive cycle. It covers all the other productions of the volcano. We are on this last basalt flow.

🌋 The last lava flow. 🌋

After the superb view of the Pissarelle waterfall, here you are in front of a false colonnade with large boulders at its feet which aroused my wonder and curiosity.

These blocks of rock come from a fluid lava that flowed from "Le pic de l’étoile" to Labastide-sur-Bésorgues. The basalt which constitutes this rock as well as the myriad of xenoliths come from the Earth's mantle which, contrary to popular belief, is not composed of magma, but of solid rocks. However, the dynamics of the Earth causes them to melt in certain places, as was the case here in the Pleistocene.

The rock is melting!

Under the continents, the temperature increases quite slowly with depth. At 80 km, it is around 900°C. The dry solidus is not reached. The temperature where the rock begins to melt is around 1,500°C. That's why the coat is strong. For the rock to melt, the temperature must increase or the pressure drop. In the first case, the rock remains at a given depth but its temperature increases. Its state moves to the right on the diagram and when it crosses the red line, called the dry solidus, the rock begins to melt. It does not become liquid all at once since it is made up of different minerals that do not melt at the same temperature. So we have a mixture of liquid and crystals. At the Earth's surface, melting begins around 1200°C. This is the ordinary temperature of lava. If the temperature continues to increase, the liquidus is crossed: the rock is completely liquid. But this condition is never fulfilled. Around 40 km deep, this would require temperatures above 2000°C. The second way to melt a mantle rock is to make it rise. At constant temperature, the pressure decreases. The diagram shows that in this way, it can be made to cross the dry solidus. The partial fusion of a peridotite gives a rock with a different composition: it is basaltic.

De profundis!

The continental mantle normally begins between 30 and 40 km deep. In areas where the crust is thinned, it can start around 20 km deep. Since the deepest borehole did not exceed 12 km, it is not possible to reach it in this way. Fortunately, volcanoes reject many stones from the mantle, the peridotites. Peridotites are ultrabasic granular rocks that contain more than 40% olivine, a mineral from the peridot family. They are recognizable by their olive green color when they are not altered. The other minerals belong to the pyroxene family. A distinction is made, according to their crystalline structure, between orthopyroxenes (enstatite) and clinopyroxenes (diopside, augite, hedenbergite, etc.). They are all silicates, i.e. oxides of silicon, with magnesium, iron, calcium, etc. Knowing this, peridotites fall into three categories:
‒ Lherzolites, including olivine, orthopyroxenes and clinopyroxenes.
‒ Harzburgites comprising olivine and orthopyroxenes.
‒ Dunites composed almost entirely of olivine.

The majority of the enclaves of this flow are in peridotite, in lherzolite with spinel to be more precise. They are therefore almost intact mantle samples, torn by the rising basalt in intra-mantle cracks between the partial melting zone of the mantle (around -70 km) and the Moho (around -30 km). We can distinguish with the naked eye, by their color, four types of minerals, a majority of olivine (olive green) but also orthopyroxene (typically dark brown in color), clinopyroxene (classically emerald green) and spinel ( black). It is the presence of the two pyroxenes which indicates that these peridotites are lherzolites. And the presence of spinel indicates, moreover, that it comes from a depth ≤ 75 km.

On the site you will find red peridotites. The red colored crystals are iddingsite, an alteration of olivine. You will also find large amphibole crystals, recognizable by their black color, glassy appearance and cleavage.

When the magma rises!

In the minds of many, beneath volcanoes there is a magma reservoir (also called a chamber). Many also confuse this reservoir, a local area of ​​magma accumulation, and the partial melting area where this magma is generated. If a zone of partial fusion is obviously necessary for the existence of a volcano, it is not the same for magmatic reservoirs. Some volcanoes don't. This is the case of the volcanoes of the quaternary volcanic province known as Bas Vivarais, of which the Pic de l'Étoile volcano is a part.

The hot and liquid basaltic magma has a density of 2800-2900 kg.m-3, that of a peridotite is around 3300 kg.m-3. A dense nodule of peridotite should "sink" into a less dense basaltic magma. If it does not, it is because it is driven upwards by the rising speed of the basalt, the viscosity of which is not zero. In the event of a sharp decrease in this speed and stagnation in a reservoir, the nodules would fall back and settle to the bottom of said reservoir. If there are peridotite nodules that reach the surface, it is because the magma has never slowed down between the nodule uprooting zone (somewhere between -70 km and the Moho) and the surface. There is no magmatic reservoir under the Lower Vivarais in the Quaternary, at least not in the crust.

🌋 Some definitions ! 🌋

Maar: It is a volcanic explosion crater, sometimes filled by a lake or invaded by the sea. The explosion reaches the bedrock For the maars, the phenomenon is as follows: the magma, rising towards the surface, encounters in the subsoil a water table or an underground watercourse. Part of this water then vaporizes under the effect of heat, which leads to a significant increase in pressure in the basement, to the point that the rocks on the surface are suddenly ejected like a champagne cork. . Typically, the water table or underground stream that contributed to the formation of the crater then feeds a lake in the basin thus created. Maars are therefore very often circular lakes with more or less steep slopes.

Strombolian building: Type defined in Stromboli, in southern Italy, Strombolian eruptions alternate explosive and effusive phases. They are characterized by the rhythmic ejection of molten products, shreds of lava propelled by volcanic gases. Sometimes, the crater overflows with a fluid lava which feeds flows. The rash lasts from a few days to a few years, then stops. The cone is composed of a succession of strata rich in ash and volcanic bombs and strata formed by cooled lava flows. These are buildings with slopes less than or equal to the stability limit (30°).

A Xenolith (from the ancient Greek xenos and lithos, meaning "foreign rock"): It is an enclave of a rock included in a different rock and from which it did not come. This designation is specific to igneous rocks (volcanic and plutonic). For example, basalts that contain mantle xenoliths made of peridotites.

Internal structure of the terrestrial globe:


Stockes' law indicates the equilibrium velocity V between a dense body falling into a less dense liquid at rest. This speed is all the greater (among other things) the larger the falling body.

We have:
V = 2 r²g Δ(ρ) / 9 η
With, in the case of basalt and peridotite nodule:

• r [nodule radius] ≈ ? m
• g [acceleration of gravity] ≈ 10 m/s²
• Δ(ρ) [density difference between peridotite and basaltic magma ≈ 500 kg/m³
• η [viscosity of basaltic magma] ≈ 10² Pa.s knowing that one Pascal is equivalent to 1 kg/m.s²

🌋 Logging Requirements : 🌋

There is no container to find or a logbook to sign. After having been on the spot to look for the answers to the questions, log this "Found it" cache and send me your suggested answers, specifying the GC code of the cache, either via my profile or via geocaching.com messaging (Message Center), and I will contact you if there is any problem.

🌋 Questions : 🌋

At the coordinates you will find large blocks rocky. Answer the questions using your observations and descriptions. You will need a tape measure or other tool to take a measurement.

1. What major event caused the volcanic episodes of the Massif Central?
2. When did the peak of the star volcano form? What are the three stages of its evolution?
3. Under what conditions does mantle rock melt?
4. How deep is the peridotite present on the site? What clue allows you to confirm this?
5. On site, find a peridotite xenolith, the biggest you can. Measure its approximate radius and using Stockes' law calculate the equilibrium velocity of this peridotite nodule. What can you conclude from this?

🌋 Map 🌋