Volcans du monde

31 juillet 2010 6 31 /07 /juillet /2010 12:05

L'estérel et le volcan de Maure-Vieille

volcan de maure vieille Localisation : France, Alpes-maritimes

Coordonnées : 43.51 N
6.90 E

Altitude maximale du massif : 618m au Mont Vinaigre

Stratovolcan - Volcan rouge

Photo Lionel Ruhier : aiguilles de rhyolites bordant la caldeira de Maure-Vieille

Accessibilité : Aucune difficulté d’accès. Le massif est parcouru toute l’année à pied, à cheval ou à vélo. L’alternance de terrains faciles et techniques en font un des lieux les plus fréquentés par les VTTistes sur la Côte d’Azur. Il est même possible de s’avancer au centre du massif en voiture par certaines routes.
L’accès peut cependant être restreint ou interdit en été lors des risques accrus d’incendies.

A noter que ce secteur correspond à la balade n°42 du guide Randoxygène édidé par le CG du 06 intitulée « Mont Saint- Martin ».

Situé sur la Côte d’Azur, entre les villes de Saint-Raphaël et de Cannes, le secteur de l’Estérel est un lieu de toute beauté où il est possible d’admirer un dédale de roches rouges (rhyolites) plonger dans les eaux profondes de la Méditerranée. Ce relief accidenté mesurant approximativement 16 km par 25 et culminant à 614 mètres au Mont Vinaigre a été le siège d’une très intense activité volcanique en adéquation avec la taille modeste de la zone. Ce paradoxe s’explique en partie par l’âge très éloigné de cette période et par l’effondrement d’un morceau du massif en mer lors du basculement de la Provence, il y a entre 5 à 6 Ma.

La mise en place de l’Estérel remonte à l’ère primaire avec la persistance d’une activité volcanique importante ayant évolué sous différentes formes entre –290 et –250 Ma. L’origine de ce volcanisme semble être liée à la présence de fortes forces en distension ayant favorisé un amincissement de la croûte avec une remontée du magma associée (volcanisme d’arc).
Les premières manifestations volcaniques ont lieu sous la forme d’éruptions fissurales de roches basiques, des basaltes, en quantités assez modestes. Suite à l’épuisement de ce réservoir se mettent en place des rhyolithes provenant du mélange d’un magma évolué dérivé du manteau et d’un magma issu de la fusion de la croûte inférieure sans aucune relation avec le volcanisme basique initial (Poitrasson et Pin, 1998). Ces rhyolithes vont être émises en quantités considérables sous forme d’ignimbrites qui vont progressivement napper le relief. La coulée la plus importante, appelée A7, s’est par exemple étendue sur l’ensemble du fossé permien, soit sur près de 30 km avec des épaisseurs allant jusqu’à 200 mètres.

L’activité volcanique devient ensuite progressivement explosive à la suite de processus de cristallisation fractionnée dans la chambre magmatique associés à un dégazage du magma. C’est au cours de cette phase qu’apparaissent de véritables stratovolcans comme par exemple celui de Maure-Vieille. Au cours de cette phase, de grandes quantités de rhyolithes se sont épanchées, en alternance avec des dépôts liés aux activités explosives (cendres, lapillis, bombes). La fréquence et la puissance des éruptions entraînent un appauvrissement progressif de la teneur en gaz dans la chambre magmatique. Cette évolution se traduit en surface par des émissions sous forme de dômes de laves possédant une viscosité en nette augmentation et qui s’épanchent lentement en surface. Ces laves sont facilement identifiables sur site par leur aspect massif et les nombreuses traces de fluidalité en dégradé de rouge qui les dessinent.

Les dernières manifestations volcaniques ont été la mise en place de necks de Trachytes en quelques endroits limités du massif dont "La Batterie des Lions", à Saint-Raphaël en est le plus visible exemple.

L’histoire de la zone va rester calme jusqu’à l’apparition du soulèvement alpin, vers 60 Ma, où une quantité limitée de magma va remonter sous le massif sans pour autant atteindre la surface. Sa mise en place sous forme de sill va permettre la cristallisation de roches appelées "Esterelite" ou "porphyre bleu de l’Estérel".

Parmi les différents volcans recensés dans l’Estérel, celui de Maure-Vieille est sans conteste le plus connu. Ce stratvolcan a probablement été l’édifice le plus actif parmi ceux encore identifiables sur le continent. Inutile de chercher dans le paysage actuel la forme conique caractéristique d’un volcan explosif ; seule une étude attentive des roches permet de déterminer les contours de la caldeira d’un diamètre d’environ 2km formée par l’effondrement du cône sur lui même, il y a possiblement entre 255 et 245 Ma.
L’étude la plus détaillée de cet édifice date du travail de thèse de Marc Boucarut, publiée en 1971 et d’autres études réalisées par Gilbert Crevola à la même période. C’est donc au début des années 1970 qu’ont été reprises et complétées les informations sur grandes étapes du volcanisme de l’Estérel et dont s’inspire en grande partie cet article.

La chronologie actuellement admise indique que l’activité du volcan de Maure-Vieille semble avoir débutée par une phase pyroclastique à tufs stratifiés subhorizontaux. Ce type de manifestation pourrait avoir été créé par des explosions phréatomagmatiques et avoir donné lieu à un appareil de type maar. Ces dépôts liés à des déferlantes basales sont mesurables sur une épaisseur de plus d’une centaine de mètres dans le vallon de Maure-Vieille et témoignent de l’importance des matériaux éjectés. A la suite de cette phase se mettent en place des tufs ponceux en quantité plus limitée qui sont ensuite recouverts d’un dôme-coulée de rhyolite fluidale très visqueuse (cette dernière phase est souvent appelée à tord volcanisme Pyromidal). La vidange de la chambre magmatique est suivie d’un effondrement et de la création de la caldera de Maure-Vieille qui sera par la suite en partie remplie par des dépôts volcaniques et sédimentaires.

Quelques neck de trachyte se sont ensuite mis en place par intrusion à l'intérieur même de la caldeira et sont encore visibles actuellement.

L’étude du volcanisme de l’Estérel semble présenter peu d’intérêt d’un point de vue scientifique puisque très peu d’études sont venues compléter les données, certes très détaillées, datant du début des années 1970. Cependant, il ne fait nul doute que l’évolution des techniques en volcanologie permettraient de nos jours d’approfondir l’étendue des connaissances sur cette belle région.

Vous trouverez à cette adresse la description détaillée de l’évolution des différentes formations rencontrées au cours d’un parcours organisé. parcours
Pour connaitre les dates de ces sorties organisées par « Le groupe des amis en marche » vous pouvez consulter leur site internet : http://www.geologierandonneurs.fr/

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29 avril 2010 4 29 /04 /avril /2010 23:32

Eyjafjöll

Eyjafjoll Localisation : Islande

Coordonnées : 63,63 N
19,62 W

Altitude maximale : entre 1600 et 1700m

Stratovolcan / volcan subglaciaire - Volcan rouge

Le volcan Eyjafjöll à l'été 2009 - Crédit photo: H. Jomard

Accessibilité : Le volcan Eyjafjöll est situé sous un glacier reprenant le même nom, l'Eyjafjallajökull. Son accès (hors période éruptive) peut être réalisé sans grande difficulté avec du matériel adéquate pour randonner sur ce type de surface (crampons, piolet…). Un chemin courant consiste à emprunter le tracé du trek Landmannalaugar-Skogar puis de bifurquer vers l’Ouest au col séparant les deux glaciers Eyjafjallajökull et Mýrdalsjökull. Il ne semblait pas exister de visites en 4x4 de ce volcan, les tours étant organisés plutôt du côté du Mýrdalsjökull mais il est probable que la récente éruption de ce volcan entraîne les « tour opérators » à modifier leurs itinéraires.

Le volcan Eyjafjöll culmine à environ 1600 m d’altitude et couvre une surface d’environ 400km², ce qui en fait un relief imposant vu de la plaine dont l’altitude est pratiquement nulle. Il présente une forme allongée de direction Est-Ouest ; sa morphologie est assez raide sur les flancs alors que la pente devient plus douce à mesure que l’on s’approche du sommet, soulignée par l’épaisse calotte glaciaire qui le recouvre (la calotte recouvre une surface de 80km² et est estimée à plus de 200m d’épaisseur dans sa partie Est).

Eyjafjöll possède un cratère sommital relativement petit et régulier de 2 à 3 kilomètres de diamètre, mais masqué par le glacier. Ce cratère est égueulé vers le Nord où une gorge est surcreusée par une langue glaciaire s’y développant (le Gìgjökull). Cette gorge se révélera un exutoire privilégié des coulées de lave et des eaux de fonte du glacier lors de la seconde phase de l’éruption d’Avril 2010. En plus de ce cratère, de nombreuses fissures éruptives d’orientation majoritairement E-W sont observées (Sturkell et al., 2010). Ces fissures interconnectent structuralement l’Eyjafjöll avec son dangereux voisin, le volcan Katla, et ce malgré une histoire éruptive très différente.

Eyjafjöll, tout comme Katla, est situé sur ce qui est interprété comme le flanc Sud du rift de la zone volcanique Est de l’Islande (Jakobsson, 1979). Pour rappel, l'axe de ce rift représente la zone de divergence entre les plaques tectoniques Eurasiatiques et Nord Américaines. A l’image des autres volcans Islandais de ce type, la composition des magmas de l’Eyjafjöll est majoritairement alcaline (riche en Na2O et K2O, plus pauvre en SiO2) et les produits émis sont globalement compris entre des Ankramites et des Hawaiites (Jakobsson, 1979). Quelques produits plus acides issus de la différenciation de magmas ayant stagné dans la chambre magmatique sont observés en volumes bien moindres, majoritairement présents sur la ride dite de Skerin dans la partie NW de l'édifice (Oskarsson, 2009).

Jusqu’aux événements du mois d'avril 2010, le volcan Eyjafjöl était plutôt connu pour la beauté du glacier qui le recouvre (l’Eyjafjallajökull) que pour son activité volcanique. En effet, seulement quatre éruptions historiques lui sont attribuées, dont trois depuis que l’île à été colonisée il-y-a plus de 1000 ans. Une éruption fissurale a produit la ride acide de Skerin au Xème siècle et trois éruptions intra-cratériques ont eues lieues au Vème siècle, en 1612 et 1821-1823 . Cette activité est de plus éclipsée par les éruptions répétées du Katla, qui avec plus de 20 éruptions sur la même période est un des volcans les plus actif et dangereux du pays. Il est important de souligner par ailleurs que les trois dernières ériuptions de l'Eyafjöll ont été suivies par des éruptions à Katla, ce qui pourrait laisser supposer que ces deux édifices réagissent parfois à des événements volcano-tectoniques communs. Cependant, Sturkell et al. (2010), notent que les volumes émis lors des éruptions les plus importantes du Katla sont 20 fois plus importants que ceux émis par l’Eyjafjöll (de l’ordre de 0,1 km3 pour ce dernier), en tout cas pour ce qui concerne la période historique.

Malgré le peu d’éruptions historiques connues, il semblerait pourtant que l’Eyjafjöll, avec plus de 780 000 ans d’existence (Kristjansson et al., 1988) soit un des volcans toujours actif les plus vieux d’Islande. Cette longue histoire explique que la majorité du relief actuel soit issu d’éruptions sous-glaciaires (Loughlin, 1995), on y retrouve outre le relief caractéristique de l’édifice, des formes et dépôts typiques tels que des pillow-lavas, des hyaloclastites, mais également de nombreuses stries glaciaires sur les roches affleurantes. Dans son étude, Loughlin émet l’hypothèse que le volcan aurait pu connaître des phases d’activité plus intenses lors des périodes de déglaciation, et ce à cause de la baisse de pression lithostatique due au retrait du glacier. Cette hypothèse est en particulier reprise actuellement et prévoit qu’un réchauffement climatique pourrait induire de plus fréquentes éruptions en Islande.

Chronologie sommaire de l'éruption de 2010 :

- Hiver 2009 – 2010 : augmentation sensible de la sismicité sous le glacier Eyjafjallajökull.
- 20 mars 2010 : ouverture d’une fissure éruptive une zone libre de glaces appelée « Fimmvörðuháls ». Cette zone est située sur le parcours de trek Landmannalaugar-Skogar au niveau du col séparant les glaciers Eyjafjallajökull et Mýrdalsjökull. Cette fissure a donné naissance à un cratère appelé Magni.
- 31 mars 2010 : ouverture d’une seconde fissure quelques dizaines de mètres à l’ouest de la première. Naissance d’un nouveau cratère appelé cette fois Módi. (Magni et Módi sont, dans la mythologie scandinave, les fils de Thor).
- 12 avril 2010 : plus aucune activité n’est observée sur le lieux des deux fissures.
- 14 avril 2010 : après une importante augmentation de la sismicité dans la nuit une nouvelle phase éruptive, beaucoup plus importante, à lieu à environ 8 km à l’ouest de Fimmvörðuhál, sous l’épaisse couche de glaces de l’ Eyjafjallajökull. La puissance de cette éruption reste intense au cours des deux premières semaines puis se met à décroître doucement.
- 23 mai 2010 : fin officielle de l’éruption . Plus aucune activité éruptive n’est observée sur le volcan. Seul un panache de vapeur d’eau persiste au sommet du glacier.

On estime à 250 millions de m3 la quantité de matériaux expulsés par le volcan au cours de cette éruption.

Voici une petite vidéo (de qualité moyenne malheureusement) ainsi que quelques photos prises lors de notre visite pendant la première phase de l’éruption.

- vidéo
- Photos de l'éruption du volcan Eyjafjöll (2 et 3 avril 2010)

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22 avril 2010 4 22 /04 /avril /2010 18:34

Eyjafjöll - Islande

avril 2010

L’équipe de Volcansdumonde.com revient d’Islande avec des images de l’éruption débutée le 20 mars 2010 sur le flanc Est du volcan Eyjafjöll.

Malgré des températures très largement en dessous de 0°C et un très fort vent nous avons passé la nuit sous tente à proximité du volcan et avons ainsi pu profité longuement du spectacle offert actuellement.

Ces photos ont été prises lors de la première phase éruptive, au niveau de Fimmvörðuháls, quelques jours avant que le magma ne change de direction et atteigne le cratère englacé du volcan Eyjafjöll avec les conséquences que nous connaissons.

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24 février 2010 3 24 /02 /février /2010 18:31

Kerid (Kerið)

Le cratère du volcan Kerid, Islande Localisation : Islande

Coordonnées : 64,04 N
20.89 W

Altitude maximale : pas d'indication

Photo: Lionel Ruhier - avril 2010

Accessibilité : Situé le long de la route n°35, à 30 minutes de Reykjavik, Ce volcan est une sympathique étape sur la route du « Cercle d’Or » reliant Reykjavik aux sites touristiques de Gullfoss, Geysir et Þingvellir. Certaines excursions proposent cette étape dans leur parcours.

Le volcan Kerið est l’édifice le plus visible d’une petite région volcanique appelée Grimsnes, au Sud de l’Islande. Cette région semble rattachée Les champs de lave de cette zone s’étalent sur une surface de 54 km² et ont été émis par 12 foyers éruptifs dont Kerið, Seyðishólar et Kerhóll sont les trois édifices les mieux conservés.

De part sa proximité avec la capitale, Reykjavik, Kerið est souvent le premier témoignage volcanique offert aux touristes en quête d’aventure nordique.
Malgré une taille modeste ce volcan est remarquable de part son cratère à la rondeur presque parfaite, ses parois abruptes, et ses couleurs typiques d’Islande. De plus, le fond de l'édifice renferme un lac aux eaux d’un bleu intense malgré sa faible profondeur, variant de 7 à 14 mètres. Les dimensions de l’édifice sont 170 m de large pour 270 de long et 55 mètres de profondeur.

Peu d’études ont été menées sur ce volcan mais son histoire semble assez bien comprise. La cratère semble âgé d’environ 3000 ans, ce qui en fait l’édifice le plus jeune de cette zone et qui explique également son excellent état de conservation.

Sa forme arrondie et la présence de son lac ont tout d’abord fait penser à un maar issu d’une explosion phréato-magmatique mais l’absence de scories caractéristiques de ce type d’explosion aux alentours et la faible profondeur du lac demandent une autre explication qui est actuellement la suivante :

Ce volcan a connu une courte activité essentiellement effusive tout en formant un cône de scories de taille modeste. Vers la fin de l’éruption le cône de scories s’est effondré dans une petite chambre magmatique peu profonde vidée de son contenu, créant en surface un cratère parfaitement circulaire aux parois abruptes et remplissant le sous-sol d’un milieu poreux. Le lac présent dans le cratère représente donc tout simplement le toit de la nappe phréatique présente sous le volcan.

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6 décembre 2009 7 06 /12 /décembre /2009 00:00

Mont Vésuve

Localisation : Province de Campanie - Italie

Coordonnées : 40.82 N
14.43 E

Altitude maximale : 1281 m (a.s.l)

Volcan gris - Stratovolcan

image: L'Éruption du Mont Vésuve.
Peinture réalisée par Pierre-Jacques Volaire (1729-1802).

Accessibilité : Une route monte quasiment au sommet du vésuve. Les derniers mètres pour atteindre le sommet se feront à pied. Pour atteindre le parking 3 solutions : la voiture (prévoir quelques euros pour le stationnement), le bus collectif ou privé (il semble que prendre un bus privé soit plus pratique) et enfin à pied. La descente dans le cratère nécessitera de s’affranchir d’un guide.

Situé à moins de 10 km à l’Est de sa seconde ville d’Italie, le complexe volcanique du Vésuve domine du haut de ses 1281 mètres la baie de Naples. Ce stratovolcan fait face à la mer Tyrrhénienne dans la région appelée Campanie et a été au cours des siècles passés l’un des trois phares de la Méditerranée occidentale au même titre que l’Etna ou le Stromboli.

Cet édifice est le représentant le plus imposant d’une région d’origine volcanique appelée « plaine campanienne » englobant 3 autres volcans majeurs. Deux d’entre eux ont été responsables de la formation des îles d’Ischia et de Procida et le troisième est connu sous le nom de Champs Phlégréens. Les complexes du Vésuve et les Champs Phlégréens sont situés de part et d’autre de la ville de Naples et se sont à plusieurs reprise dans les temps géologiques manifestés de manière violente. La plus emblématique des éruptions étant celle qui détruisit Herculanum et ensevelit Pompéi en l’an 79 et dont les événements ont été décrits par Pline le Jeune alors qu’il se trouvait sur une embarcation à plusieurs kilomètres du cataclysme. La description très détaillée de cet événement est à l’origine du nom donné à ce type d’éruptions extrêmement violentes capables d’éjecter des matières volcaniques à plusieurs kilomètres de hauteur : des éruptions pliniennes.

La mise à jour des villes de Pompei et Herculanum au 19ème siècle fera progressivement prendre conscience du risque encouru par les populations avoisinantes. Au fil du temps ce sont cependant près de deux millions d’habitants qui sont venus peupler cette région, la Campanie, malgré la certitude d’une future éruption volcanique de grande ampleur.
L’énorme risque potentiellement provoqué par un regain d’activité volcanique dans la région est à l’origine d’une forte mobilisation de la communauté scientifique pour déterminer l’histoire et le fonctionnement du Vésuve, ce qui en fait l’un des édifices volcaniques les mieux documentés de la planète.

L’édifice se présente sous la forme d’un cône tronqué d’environ 450 km² à sa base et possédant deux sommets distincts. Au Nord de l’édifice se dresse le « Mont Somma » (1149m) qui est le point culminant de la caldeira vestige du volcan originel avant son effondrement. Un Sud, le « Gran Cono » (1281m) est le point culminant de l’actuel Vésuve qui est venu progressivement s’édifier dans la caldeira de l’ancien volcan. Voilà pourquoi il est préférable d’appeler ce volcan le complexe « Somma-Vesuve ». Le sommet du grand cône est coiffé d’un cratère de 300 mètres de profondeur pour 400 mètres de diamètre.
Comme nous le disions précédemment, l’édifice Somma-Vésuve se trouve implanté au sein de la « plaine campanienne ». Cette plaine est en grande partie le résultat de l’accumulation d’ignimbrites (trachytes pyroclastiques) dans une période allant de 126 000 ans à l’éruption exceptionnelle datée de 39 000 ans. C’est au cours de cette éruption que se sont déposés la plus grande partie de ces ignimbrites. Si la date de cet événement semble admise, son origine est toujours en discussion. La théorie la plus aboutie semble actuellement celle d’une genèse liée à une éruption des Champs Phlégréens.
L’origine du volcanisme de la région campanienne est liée au rapprochement des plaques tectoniques. La subduction de la plaque Afrique sous la plaque Eurasie entraîne un mouvement de rotation anti-horaire de la péninsule italienne. La conséquence est un étirement et un amincissement de la croûte continentale à l’Ouest provoquant la création de grandes failles crustales, l’apparition d’un bassin d’arrière arc représenté par la mer Tyrrhénienne et une remontée du moho qui ne serait qu’à 30 km sous la surface dans la région du Vésuve (Capuano et al., 2003).

L’apparition du volcanisme dans la région à été mis en évidence par des forages et remonte à environ 400 000 ans (Brocchini et al., 2001) bien que l’édification du Somma-Vésuve ne commencera qu’à partir de 39 000 ans. Une histoire détaillée du volcan a été développée dans la première moitié du siècle dernier, notamment par Alfred Rittman, puis reprise dans de nombreux ouvrages pendant plusieurs dizaines d’années. Cependant, l’amélioration des connaissances géologiques et des outils d’analyse du sous-sol ont eu raison des recherches publiées par ces illustres scientifiques et ont conduit à redessiner l’histoire du volcan.
Les premières traces d’édification du Mont Somma semblent donc datées d’environ 39 000 ans, soit juste après l’éruption des ignimbrites campaniennes. Pendant environ 20 000 ans le volcan va s’édifier en produisant de nombreuses coulées de laves et des explosions de faible intensité. A la fin de cette période « relativement calme » le Mont Somma devait ressembler à un stratovolcan de forme conique assez régulière et culminant à plus 2000 mètres.
A partir de 19 000 ans, l’activité de la Somma se modifie. Elle est caractérisée par une série d’éruptions pliniennes ou sub-pliniennes séparées par des périodes de repos de plusieurs siècles voire plusieurs millénaires et entrecoupées par des périodes d’effusions de laves. Les prospections réalisées sur le terrain précisent les dates des éruptions majeures qui vont profondément affecter la morphologie du Mont Somma :

-    18 300 ans : Pomici di Base ; (éruption sur le flanc SW) K-trachytic to K-latitic magmas
-    16 000 ans : Pomici Verdoline ; (éruption sommitale) K-trachytic to K-latitic magmas
-    8 000 ans : Pomici di Mercato (autrement connue sous le nom de Pomici Gemelle ou Ottaviano) ; (éruption sommitale) K-phonolite
-    3 800 ans : Pomici di Avellino; (éruption sur le flanc W-SW) K-phonolite– K-tephriphonolite
-    en 79 A.D. : éruption de Pompei ; (éruption sur le flanc S-SE) K-phonolite– K-tephriphonolite

Le comportement du volcan va de nouveau se modifier à la suite de l’éruption de 3800 (Pomici di Avellino) et entrer dans son cycle actuel avec une augmentation sensible du nombre d’éruptions d’ampleurs modérées et d’émissions de coulées de laves.
Le Grand Cône du Vésuve commença à se former à la suite de l’éruption de 79 grâce principalement à des périodes de croissances continues lors de phases appelées « open conduit activity ». A ces phases sont venues s’ajouter régulièrement des manifestations explosives dont les deux majeures sont les éruptions de l’an 472 (éruption Pollena) et de l’an 1631. De manière générale ces manifestations explosives viennent « terminer » des cycles éruptifs sur le volcan. 18 cycles ont ainsi été définis depuis l’éruption de 79 (Carta et al., 1981; Santacroce, 1987; Arrighi et al., 2001). Les dernières manifestations volcaniques sur l’édifice remontent à 1944, le volcan ne montrant aucun signe d’activité depuis lors.

L’activité sur le complexe Somma-Vésuve a été caractérisée par l’émission de magmas potassiques ou ultra-potassiques de compositions très différentes. Cette variation a été identifiée comme étant liée à des changements de composition du magma primaire alimentant le volcanisme en surface ainsi qu’à des processus de cristallisation fractionnés sous différentes conditions thermodynamiques (Santacroce, 1987; Ayuso et al., 1998; Peccerillo, 2005; Di Renzo et al., 2007; Santacroce et al., 2008. Sur les différents diagrammes réalisés à partir de différents échantillons de roche on observe ainsi que le magma primaire a évolué progressivement depuis une shoshonite vers un trachybasalte donc d’un magma de composition plutôt intermédiaire vers un magma basique et que les roches éruptées présentent une augmentation de l’alcalinité et de la teneur en potassium ainsi qu’une diminution de la teneur en silice avec le temps. Ces observations suggèrent fortement la présence de chambres magmatiques localisées dans les calcaire et dolomies d’âge mésozoïque présents dans la région, les différentes compositions dépendant donc de la profondeur de ces réservoirs, du taux de contamination avec l’encaissant, de la vitesse d’apport en magma depuis une région plus profonde.

Le comportement du volcan au cours de sa dernière période éruptive (1631-1944) caractérisé par une émission continue de laves très basiques fortement enrichies en éléments alcalins est par exemple expliqué par la présence d’une chambre magmatique proche de la surface (environ 3km, Fulignati et al., 2004) alimentée par différentes sources magmatiques situées entre 8 et 12 km (Belkin and De Vivo, 1993; Marianelli et al., 1999; Fulignati et al., 2004; Marianelli et al., 2005). Les éruptions résultantes en surface ont conduit périodiquement à une vidange complète de la chambre magmatique superficielle, se traduisant en surface par un changement de la nature de l’activité, d’effusive vers explosive. Chaque explosion de fin de cycle permettant de désobstruer le conduit des produits denses de la cristallisation fractionnée. Les scientifiques semblent admettre que le conduit a finalement fini par s’obstruer en 1944, ce qui explique la période de repos actuelle du volcan.

Malgré une très bonne connaissance des cycles éruptifs passés, malgré la précision des mesures physiques actuelles et la reconstruction réalisée de la sub-structure au droit du volcan jusqu’au Moho (De Natale et al., 2005), les éléments en notre possession ne permettent pas de répondre avec certitude aux deux questions les plus importantes : quelle intensité et quand ?

Le scénario d’évacuation de la région actuellement en place est prévu pour une éruption de type sub-plinienne, c’est à dire dans un ordre de grandeur comparable à l’éruption de 1631 mais la communauté scientifique milite pour la mise en place d’un plan pour chaque intensité d’éruption (plinienne, sub-plinienne, strombolienne violente, émission de cendres) qui sera déclenché en conséquence à l’approche de l’événement. L'Observatoire du Vésuve, le premier observatoire au monde dédié à la surveillance d’un volcan, est chargé de l’analyse des données envoyées en temps réel par les différents appareils de masure placés sur le volcan.

Voir les webcam du volcan

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19 octobre 2009 1 19 /10 /octobre /2009 21:58

Piton de la Fournaise

Localisation : Ile de la Réunion - Océan Indien - France

Coordonnées : 21.23 S
55.71 E

Altitude maximale : 2631 m (a.s.l)

Volcan rouge

Accessibilité :

Le cratère Dolomieu, sur le flanc Est du Piton de la Fournaise, est le cône volcanique principal de l'édifice.
Photo Gauthier Gérard

Bientôt notre commentaire...

Fabrice Lebon, photographe sur l'île de La Réunion, nous rapporte régulièrement de magnifiques photos de ce volcan que je vous invite à découvrir en suivant ce lien.

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15 septembre 2009 2 15 /09 /septembre /2009 18:31

Mont Unzen

Localisation : Ile de Kyushu - Japon

Coordonnées : 32.75 N
130.3 E

Altitude maximale : 1483 m (a.s.l)

Volcan gris - Stratovolcan

Accessibilité : Monter le Mont Unzen n’est pas chose difficile. Pour cela il suffit de se rendre à la ville de Unzen, située au pied du volcan et de rejoindre ce que l’on appelle le Nita Pass (1080m), un petit complexe touristique et surtout point de départ des sentiers de randonnée. Pour rejoindre le Nita pass le choix ne manque pas : à pied compter un peu plus d’une heure depuis la ville, en bus ou en voiture (accès payant). Le point le plus haut des circuits de randonnée sera le Fugen-dake (1359 mètres) l’ancien plus haut sommet du complexe avant l’éruption de 1990-1996. Pour les moins marcheurs un téléphérique permet l’accès au Myoken-dake (1330m). En revanche ,l’accès au point culminant du volcan, le mont Heisei Shinzan, mis en place lors de la dernière éruption, reste rigoureusement interdit.

Le Mont Unzen (Unzendake) est un complexe volcanique situé sur l’île de Kyushu (Sud du Japon) au sein d’une dépression longue d’environ 35 km d’Est en Ouest et appelée « Unzen Graben ». Cette dépréssion, d’origine à la fois volcanique et tectonique, est l’un des nombreux bassins dits « d’arrière arc » qui s’étendent en échelon parallèlement au front volcanique principal situé environ 70 Km plus à l’Est. Le front volcanique et le volcanisme d’arrière arc sont ici liés à un contexte de subduction ou la plaque océanique philippine plonge sous la plaque eurasienne.

Le volume du complexe volcanique du Mont Unzen est estimé à 128 km3 et est divisé entre l’ "ancien" (120 km3) et le "jeune" Unzen (8 km3):

- Le Unzen "ancien" a débuté sa mise en place il y a 500 000 ans, âge mis en évidence grâce à de nombreux forages réalisés autours de l’édifice. Les plus anciennes roches affleurantes datent quant à elles d’une période allant de 300 000 à 200 000 ans. On pense aujourd’hui que ce volcan était à l’origine centré près du présent "jeune" Unzen avant d’avoir été déplacé par le jeu de mouvements de failles et profondément érodé.
- Le Unzen "jeune" a été mis en place par quatre volcans : Nodake, Myokendake, Fugendake et Mayuyama. Les trois premiers sont datés respectivement de 100 à 70 000 ans, de 30 à 20 000 ans et de moins de 20 000 ans pour le Fugendake qui est le seul actif des trois actuellement. Le volcan Mayuyama est un peu à part puisqu’il a mis en place d’énormes dômes de laves sur le flanc Est du complexe volcanique il y a environ 4000 ans. Le taux de production des laves du "jeune" Unzen semble 10 fois moins important que celui calculé par les scientifiques pour la phase « ancienne ».

Au cours de ses 500 000 années d'existance le Volcan Unzen a émis des laves sous forme de dômes ou de coulées et des matériaux pyroclastiques d’une composition andésitique à dacitique. Les émissions de laves ont été majoritairement sous forme de coulées au cours de l’ "ancien" Unzen alors que la création de dômes a été majoritaire au cours des 100 000 dernières années ; cette constatation explique le taux de production de laves dix fois supérieur au cours de l’ "ancien" Unzen . Les produits des différentes éruptions ont recouvert les alentours du volcans sur un diamètre de plus de 20 km mais aucune éruption de grande ampleur (de type plinienne) n’a été recensée dans l’histoire du volcan.
A l’arrière d’une zone de subduction, les forces tectoniques et la circulation du magma entraînent un amincissement de la croûte (continentale ou océanique) et une remontée du magma : c’est la formation d’un bassin d’arrière-arc. Le complexe volcanique du Mont Unzen s’inscrit dans ce type contexte. Les premières traces de volcanisme dans le Unzen Graben sont datées de 4.6 Ma (Yokohama et al. 1982) avec la mise en place d’un basalte andésitique. Les dépôts volcaniques intercalés de dépôts marins se sont ensuite succédés jusqu’à la mise en place des andésites de « Tonosaka » il y a 500 000 ans puis la formation de l’« ancien » volcan Unzen. Le passage d’un basalte originel à une andésite puis une dacite est lié à l’importance de la contamination crustale enrichissant le magma en Silice.
Les laves émises sont composées de 57 à 67% de Silice à phénocristaux de hornblende et plagioclases auxquels s’ajoutent en plus petites proportions orthopyroxènes, clinopyroxènes, quartz, biotites et olivines.

Le mont Unzen possède le triste record de la plus grande catastrophe volcanique du Japon. Cet événement est survenu en 1792 à la suite de l’effondrement d’un dôme de lave mis en place sur le volcan Mayuyama. Les débris de cette avalanche ont violemment percuté l’océan, créant un tsunami dévastateur. La vague géante et les lahars hottèrent la vie à près de 15 000 personnes dans la ville voisine de Shimabara.
L’autre éruption marquante de ce volcan, la plus médiatisée, est celle qui s’est produite de 1990 à 1995. Durant plus de 5 ans le volcan a émis des laves dacitiques, créant un dôme actif au sommet du Fugendake. L’alimentation permanente de ce dôme a permis sa recréation à la suite de chaque effondrement gravitaire. Les nuées ardentes associées étaient de taille modeste jusqu’au jour du 3 juin 1991 où une nuée d’une ampleur inattendue emporta les époux Krafft ainsi que 41 autres personnes alors engouffrés dans une vallée sur les pentes du volcan (voir la vidéo). On dénombrera au plus fort de la crise plus de 10 coulées pyroclastiques par jour. Fort heureusement, Shimabara, alors que située à seulement 6 km du sommet du volcan, s’est trouvée en grande partie abritée des coulées pyroclastiques grâce à la barrière naturelle qu’offre le Mont Mayuyama, qui avait causé tant de dégâts à la ville en 1792.

Le chantier d’un forage de 1700 mètres, depuis la surface du Fugendake jusqu’à la base du volcan estimée à environ 1000 mètres sous le niveau de la mer, a vu le jour au début de l’année 2003 afin de déterminer avec plus de précisions les caractéristiques de fonctionnement de ce type de volcans. Malgré les difficultés techniques attendues les scientifiques semblent avoir réussi leur pari. Quelques éléments de réponses sur les données obtenues sont visibles sur ce lien.

voir la webcam du volcan

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25 août 2009 2 25 /08 /août /2009 23:51

(Gunung) Agung

Localisation : Bali - Indonésie

Coordonnées : 8.34 S
115.5 E

Altitude maximale : 3142 m (a.s.l)

Volcan gris - Stratovolcan

Vue du temple Pura Pasar Agung et du volcan (Gunung) Agung en arrière plan.

Crédit photo : Alexandre Pascault

Accessibilité : Deux chemins existent. Depuis le temple Pura Pasar Agung, compter environ 3h heures de marche par la voie Sud pour atteindre la côte de 2900 mètres. Pour atteindre le sommet du volcan il convient de partir depuis le temple Pura Besakih mais le dénivelé de 2000 mètres réserve ce chemin aux bons grimpeurs. Il semble que l’on puisse s’affranchir des services d’un guide pour cette ascension. En tant que point culminant de l’île le volcan accroche tous les nuages et le temps peut très vite tourner au froid et à la pluie.

Point culminant de Bali et véritable objet de culte pour les Hindouistes balinais, le volcan Agung domine du haut de ses 3142 mètres l’extrémité Est de l’île emblématique de l’archipel indonésien. L’édifice volcanique est composé d’un stratovolcan unique coiffé d’un cratère sommital de 500 mètres de diamètre pour 200 de profondeur. La vue depuis le sommet permet d’apprécier la forme parfaite de la Caldeira du volcan Batur situé à seulement quelques kilomètres au Nord-ouest. Cette caldeira est le résultat de l’effondrement du Batur sur lui même il y a environ 20 000 ans alors que le volcan avait une taille à peu près comparable à celle de l’actuel Agung.

Le moins que nous puissions dire est que ce volcan est peu documenté. En effet, peu d’études scientifiques ont été menées visant à connaître son fonctionnement et la nature de ses rejets si bien qu’il est assez aisé de penser que son comportement est similaire à celui de son proche voisin, le Gunung Batur. Ce manque de données est lié à la relativement longue période d’inactivité séparant deux phases éruptives (environ 100 ans), ce qui semble court à l’échelle de nombreuses régions du globe mais long en Indonésie compte tenu du nombre de volcans en activité permanente.

Ce volcan a cependant fournit aux scientifiques les meilleures données concernant une perturbation atmosphérique volcanique lors de l’éruption de 1963, ce qui à notamment servi à élaborer un modèle sur la structure thermique atmosphérique. L’éruption, la seule répertoriée depuis 1843, produisit l’équivalent de 0.95 km3 de roches (Self et King, 1996). Les produits éjectés furent très hétérogènes en termes de composition, allant de basaltes jusqu'à des basaltes andésitiques et andésites ; ce qui tend à montrer un fort mélange au sein de la chambre magmatique. D’après Self et King, le mélange a eu lieu peu de temps avant l’éruption avec l’injection de magma basaltique dans une chambre contenant essentiellement un magma andésitique. Une conséquence de cette hétérogénéité magmatique est que la dynamique de l’éruption fut elle aussi assez complexe, débutant par une importante coulée de lave à la fin février et évoluant petit à petit vers une dynamique explosive. Le paroxysme fut atteint le 17 Mars où de nombreuses nuées ardentes tuèrent plus de 1700 personnes.

Aujourd'hui, et malgré l’apparition de temps à autres de quelques panaches de fumées s’échapant du cratère sommital, aucun signe de réveil du volcan ne semble être observé.

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Published by Tethys - dans Asie du sud-est
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6 août 2009 4 06 /08 /août /2009 22:09

Grabrok

Localisation : Islande

Coordonnées : 64.77 N
21.55 W

Altitude maximale : 108 m (a.s.l)

Vue de l'intérieur du volcan depuis son sommet. La couleur blanche est donnée par du lichen, abondant lors de la prise de vue.

Photo Lionel Ruhier

Accessibilité : sur la route Nro 1, à environ 50 km au Nord-est de Borganes. Se garer sur le parking situé au pied du cratère, un sentier bien balisé monte au sommet du volcan.

Grábrók n’est certainement pas le plus connu des volcans Islandais et encore moins celui dont vous entendrez parler aux informations. Pourtant, situé au bord de la route principale faisant le tour de l’Islande, nombre de voyageurs s’y arrêtent pour profiter de sa facilité d’ascension et de la vue qu’il offre.

Grábrók est le cône principal d’une série de trois, formés simultanément le long d’une fissure éruptive d’environ 600 mètres de long et dont l’activité remonte entre 3000 et 4000 ans selon Schwarzbach et Münich (1956). Il s’agit probablement d’un édifice monogénique essentiellement constitué de scories. Grábrók est également le mieux préservé des trois édifices puisque les autres ont servi jusqu’en 1962 de carrière de matériaux. Haut de 173m et dominant la vallée, on peut y observer un panorama magnifique vers les reliefs et glaciers alentours (voir par ici : http://jiffaco.cz/gallery2_ext/pano_zoom.asp?P=IMG27634_Grabrok).
Il surplombe surtout un immense champ de lave (champ de Berserk) de type AA faisant partie du système volcanique actif des Ljósufjöll, un des systèmes volcaniques les20plus longs d'Islande (50 à 70 km) et qui couvre une superficie de 720km².

On peut enfin noter pour les amateurs que l’eau de sources filtrée et issue de cet ensemble volcanique est utilisée par une distillerie pour produire une des meilleures vodka Islandaise…

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Published by Tethys - dans Europe et Moyen Orient
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26 avril 2009 7 26 /04 /avril /2009 10:35

Islande 2009

Ce mois de juin nous partons en Islande…
L’occasion pour nous de remplir notre banque d’images et d’en apprendre d’avantage sur cette île aux multiples visages.

Nous vous donnons donc rendez-vous en juillet pour visionner les photos.

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