15 janvier 2009
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Localisation : République démocratique du Congo
Coordonnées : 1°31' S
29°15' E
Altitude maximale : 3469 m (a.s.l)
Description succinte : stratovolcan rouge
Photo www.swisseduc.ch
Accessibilité : Il faudra impérativement être accompagné.
Ce volcan est une destination proposée par l'équipe d' Aventures et Volcans.
Montagne emblématique de la République Démocratique du Congo (ex Zaire), le Nyiragongo est un stratovolcan composé principalement par un cône principal (3469m) flanqué par deux autres cônes : le Baruta (3100m), au Nord et le Shaheru, au Sud. Cette distribution N-S est liée à la faille principale de la région (faille de la Virunga) qui est précisément orientée dans ce sens. Le tracé de cette faille est d’ailleurs aisément visible sur la topographie du site.
Installé à 18 km du lac Kivu, au Nord de la ville de Goma, le Nyiragongo appartient à la province volcanique de la Virunga. Cette province fait partie de la branche Ouest du grand Rift Est Africain (EARS) qui s’étend sur plus de 2500Km depuis la Mer Rouge jusqu’au Mozambique et son apparition est liée à l’intersection du rift principal Albert, orienté N-S, avec deux autres bassins en distension : le rift Kamatembe venant du Nord-ouest et la Baie de Bufumbira de l’Est.
Le volcanisme du Rift Est Africain a débuté en Ethiopie il y a environ 45 millions d’années avec des dépôts basaltiques puis la zone d’activité s’est « rapidement » propagée vers le Sud au fur et a mesure de l’ouverture du bassin avec une variation très importante des propriétés volcaniques et géochimiques selon les régions traversées. Les premières manifestations volcaniques observées au niveau de la province de la Virunga remontent à 11 millions d’années avec l’apparition de plusieurs volcans. De nos jours, seule la partie située à l’Ouest de la faille de la Virunga est active et les deux volcans Nyiragongo et Nyamuragira en sont les principales structures associées.
Bien que séparés de seulement 15 km et bien que leurs périodes d’activité soient toujours simultanées, ces deux volcans ont des comportements totalement différents et le Nyiragongo a attiré vers lui tous les regards. Le Nyiragongo présente deux caractéristiques très particulières qui en ont fait sa notoriété :
- Tout d’abord, c’est l’un des 4 volcans au monde possédant, au centre de son cratère principal, un lac de lave permanent (le nombre de 4 est une valeur courament admise même si leur nombre varie en réalité entre 2 et 4). Ce lac a été évoqué lors de la première description géologique connue du volcan, en 1894 mais il s’est au moins par deux fois entièrement vidangé à la suite de fractures ouvertes sur les flancs du volcan en 1977 et 2002. La dernière crise de 2002 a d’ailleurs soulevé de fortes craintes sur un plan humanitaire alors que la lave dévalait le flanc du volcan en direction de Goma avant de fort heureusement se détourner en direction du lac Kuvu. Les scientifiques estiment à 300m la hauteur de la lave dans le cratère avant sa vidange.
- La seconde particularité de ce volcan est liée à sa composition géochimique puisque, exception faite des volcans rejetant des carbonatites comme le OlDoinyo Lengaï, il s’agit du volcan émettant la lave la plus fluide au monde. Cette particularité est liée à une très forte concentration en éléments alcalins d’un côté et à une très faible teneur en silice de l’autre qui classe les laves de ce volcan dans le domaine foidique sur la classification de Cox (voir graphique).
Malgré cette caractéristique, peu d’études ont été menées permettant d’expliquer l’origine de ce comportement et la raison de cette singularité à seulement 15 km de son voisin. Une étude réalisée par Chakrabarti, R. et al et publiée début 2009 propose cependant une réponse : selon les auteurs, compte tenu des résultats isotopiques obtenus et des valeurs plus importantes en carbonates observées sur le Nyiragongo, les laves émises par les deux volcans proviendraient d’une même source de composition hétérogène (panache) mais le Nyiragongo serait alimenté directement depuis une plus grande profondeur par la fusion partielle d’un assemblage de sources mantelliques carbonatées riches en phlogopite. Sachant que le domaine de stabilité de la phlogopite ne lui permet pas d’être présente à une profondeur inférieure à 150km (Modreski and Boettcher, 1970; Foley, 1993) et compte tenu du faible enrichissement en silice et en LREE observé indiquant qu’il n’y a pas eu de contamination crustale, il semblerait que cette source soit cantonnée à une profondeur supérieure 150km, dans l’asthénosphère, avec au dessus d’elle le craton tanzanien lui empêchant l’accès aux couches supérieures de la lithosphère.
Compte tenu de la quantité de population présente aux abords du volcan, de son activité et de ses caractéristiques, le Nyiragongo est considéré comme l’un des volcans les plus dangereux de la planète.
Published by Tethys
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Afrique
23 novembre 2008
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Localisation : Iles Canaries, Espagne
Coordonnées : 28°27' N
16°38' W
Altitude maximale : 3718 m (a.s.l)
Description succinte : volcan rouge à tendance grisonnante
Photo envoyée par Thierry Schmitt du Pico Viero depuis les flancs du Teide. On aperçoit au loin l'Ile de la GOMERA.
Accessibilité : aujourd'hui on peut accéder au sommet du volcan grâce à un téléphérique dont le point de départ est établi au bord de la route à près de 2 360 m. On atteint la plate-forme d'arrivée située à 3555 m en 8 minutes. Il ne reste plus ensuite qu’à gravir les pentes à pied pour gagner le sommet. Pour les « vrais », l’unique chemin autorisé requiert près de six heures de marche et démarre à la zone dite de Montaña Blanca. Dans un cas comme dans l’autre, le sentier qui accède au sommet est limité, c’est pourquoi il est obligatoire de solliciter un permis pour y monter. Il est cependant possible d’aller vers d’autres endroits librement comme le pico Viejo. Seules Les personnes qui s’hébergent au Refuge d’Altavista n’ont pas besoin de faire la demande d’autorisation pour accéder au Pic du Teide.
Par contre, à l’image de l’Etna, on trouve une petite station de ski et tout ce qu’il faut pour faire monter tout un chacun et y faire acheter des babioles en tout genre...allez comprendre…
L’archipel des Canaries est composé de sept iles d’origines volcaniques disposées sur la croûte océanique Nord Atlantique, au front de la marge passive NW de l’Afrique. Ces sept îles présentent des différents stades d’évolution, et Tenerife, qui abrite le volcan Teide, est aujourd’hui au point culminant de son développement volcanique. A contrario, les îles occidentales sont globalement moins évoluées alors que les îles orientales ont terminée leur développement et sont actuellement dans un stade d’érosion intense. En clair, les îles à l’est de Tenerife sont dans une phase de destruction alors que les îles à l’ouest de Tenerife (comprise) sont encore en construction. Les Canaries ont également une particularité tout à fait intéressante par le fait qu’elles émergent de l’action d’un point chaud intra-océanique, situé sur une croute océanique ancienne et donc épaisse, qui en conséquence se déplace très lentement et subside très peu. En effet, alors qu’un archipel situé sur une croûte océanique jeune et qui se déplace rapidement comme celui d’Hawaï, donne naissance à de nombreuses îles « rapidement » construites et démantelées, celui des canaries évolue sur une période beaucoup plus longue et permet de produire et de conserver des structures originales et complexes. En pratique, les roches à l’origine des îles hawaïennes sont globalement homogènes et peu évoluées par faute de temps (phase initiale réduite des Oceanic Island Basalts ou OIB), tandis qu’aux Canaries, les magmas ont le temps d’évoluer plus longtemps dans leurs réservoirs produisant ainsi des roches plus évoluées/différentiées dans la série magmatique des OIB. L’île Hawaïenne la plus ancienne (Kauai) n’a que 6 millions d’années, alors que Fuerteventura, l’île des Canaries la plus ancienne n’a pas moins de 23 millions d’années. En ce sens les volcans centraux de l’île de Tenerife dont le Teide fait partie sont uniques. (Cette partie est tirée de l’article de synthèse de Carracedo et al., 2007) Le Teide est le sommet principal de la plus grande île de l’archipel des canaries, l’île de Tenerife. Culminant au « Pitón de Azúcar » à 3718 m d’altitude il est également le plus haut sommet d’Espagne. Mais si l’on regarde de plus près, cela ne représente que la partie émergée de l’édifice global qui plonge jusqu'à -3700 m sous les eaux de l’océan atlantique. C’est donc un complexe volcanique de plus de 7000 mètres d’altitude totale qu’il est possible d’admirer, ce qui en fait le 3ème plus haut massif volcanique du monde. Teide vient du mot d’origine Guanche (peuple d’origine berbère de Tenerife) echeide, qui signifiait « enfer », nom que l’on retrouve d’ailleurs dans le cas de nombreux volcans de par le monde. La première ascension connue du volcan a été réalisée par un noble anglais en 1582, Sir Edmund Scory (un nom predestiné!). Dès lors, le volcan a été sujet à de nombreuses études naturalistes et scientifiques qui ont marqué l’histoire de la volcanologie (voir résumé ici : http://decobed.club.fr/teide.html). En réalité, le Teide n'est pas d’un édifice unique, il est actuellement indissociable de son voisin, le pico Viejo (3134 m) qui est d’ailleurs celui ou s’est produite la dernière grande éruption à Tenerife en 1706. Mais au-delà de ces deux voisins qui existent depuis environ 170 000 ans, il faut remonter bien plus loin pour comprendre la globalité de la structure. En effet, ces deux stratovolcans sont la partie active visible actuelle d’un édifice polygénique géant dont la mise en place débute entre 8 et 4.5 Ma par une structure bouclier (Ancochea et al., 1990). Les reliquats de cette première structure, essentiellement basaltiques (ankaramites et basanites), sont aujourd’hui visibles dans les extrémités de l’île (massifs d’Anaga et de Teno). L’île de Tenerife actuelle résulte de la coalescence de 3 iles précoces correspondant à 3 édifices boucliers distincts (Fuster et al., 1968). Sur ce « socle » se greffe ensuite un complexe volcanique extensif post-bouclier qui représente l’ossature principale de Tenerife. Ce complexe, nommé édifice de Las Cañadas, est une structure composite allongée dans un axe NE-SW. Elle comprend différents centres imbriqués (Marti et al., 1994) ayant atteint une altitude proche de 3000 m et un diamètre supérieur à 20 km. La partie SW, datée aux alentours de 3,5 Ma est la plus ancienne (Fuster et al., 1994). Marti et al.. (1994), divisent l’édifice de Las Cañadas en deux entités chronostratigraphiques distinctes: 1 Un groupe inférieur (entre 3.5 et 2.1 Ma) majoritairement mafique (entre 60 et 90% de minéraux ferromagnésiens – champ de gabbros/basaltes), 2 Un groupe supérieur comprenant trois unités volcaniques intermédiaires à felsiques (moins de 60% et moins de 10% de ferromagnésiens – de plus en plus acide) que sont les unités de Ucanca (1.59 – 1.18 Ma), de Guajara (850 – 875 ka) et de Diego Hernandez (370 – 179 ka). Chaque cycle présente une évolution des émissions de basaltiques à phonolitiques (Edgar et al., 2007). De même, la distribution des dépôts associés suggère une migration de l’activité volcanique vers le NE au cours du temps (Bryan et al., 1998). On trouve dans cette évolution des indices de la dynamique du volcan : en particulier l’apport de magma profond à chaque début de cycle, matérialisé en surface par l’émission de laves. Puis sa lente contamination et différenciation dans la chambre magmatique plus superficielle, avec une évolution de l’activité de plus en plus explosive. Chaque fin de cycle est marquée par d’importantes éruptions (Pliniennes) et la formation consécutive de caldeira d’effondrement. On touche ici à une des caractéristiques les plus remarquable et étudiée de ce complexe volcanique. En effet, les édifices du Teide et du Viejo se développent dans une des plus belles caldeiras du monde. Cette caldeira elliptique mesure 16 x 9 km et culmine à environ 2000m d’altitude. Sa forme est originale car à moitié disséquée et ouverte au Nord vers la mer, formant ainsi une coupe et des reliefs impressionnants. Cette morphologie peu commune est à l’origine d’un débat assez houleux dans la communauté scientifique quant à son origine. Débat qui n’est toujours pas tranché actuellement ! Si tout le monde est d’accord pour dire que la caldeira est en partie issue des mouvements verticaux consécutifs à la vidange de la chambre magmatique, le fait qu’elle n’est présente qu’à moitié a incité un grand nombre de scientifiques à y voir le signe de l’effondrement en glissements de terrains massifs d’une partie de l’édifice (Coello et Bravo, 1989…). Cette théorie est étayée par la présence de dépôts sous marins reconnus dans la bathymétrie (analyse au sonar). Il est clair que cette évolution catastrophique en glissement des flancs d’édifices volcaniques est un phénomène majeur de l’érosion des volcans en général et des îles océaniques dont l’archipel des Canaries en particulier (Masson et al., 2002). Clair aussi que les risques associés, en particulier les raz-de-marée sont à prendre en compte pour les populations côtières. Mais il faut rester prudent sur l’importance des volumes estimés mis en mouvements. Sans pouvoir conclure sur ce débat, et au vu des différentes publications récentes traitant des deux sujets, il apparait évident que les 2 phénomènes cohabitent dans cette zone, il reste à montrer à quel point ils sont interconnectés ou non avant de crier au loup ! Les Picos Teide et Viejo forment le complexe volcanique central de Tenerife et se sont développés depuis 170 000 ans sur le plancher de la caldeira. Du point de vue de la morphologie, les pentes du Teide sont raides (> 30°) et nappées de sombres coulées de phonolites. Le cratère sommital peut paraitre petit au regard des dimensions du volcan avec ses 70 mètres de diamètre et 45 mètres de profondeur. Il n’émet aujourd’hui que quelques fumerolles, cependant preuves de son activité persistante. Le Pico Viejo Teide (ou Chahorra) est plus modeste en altitude et par sa forme. En revanche il présente une petite caldeira de 800 mètres de diamètre pour 150 mètres de profondeur dont l'extrémité occidentale est occupée par un cratère d'une centaine de mètres de profondeur. Ces deux édifices dérivent de l’interaction de deux systèmes magmatiques qui ont évolué simultanément et qui ont donné naissance à une série complexe de matériaux mafiques à intermédiaires, et plus récemment felsiques (des basaltes jusqu’à des phonolites) Les éruptions récentes ont eu lieu à partir des édifices eux-mêmes, mais aussi à partir de structures secondaires s’y connectant. On peut noter de nombreux édifices adventifs monogéniques (provenant d’une seule éruption) et deux linéaments majeurs reconnus actifs sur tenerife que sont les axes de rift dorsaux (NE) et de Santago del Teide (NW) et qui, selon Carracedo (1994), se joignent probablement sous le complexe Viejo-Teide. De plus, de nombreuses anciennes fissures éruptives subparallèles se raccordent à ce double système de rift. L’histoire éruptive des Picos Teide et Viejo comprend une première étape d’émission de produits mafiques à intermiédiaires qui forment l’ossature principale des édifices et qui ont remplis en quasi-totalité l’ancienne caldeira du Las Cañadas. Ce plancher présente aujourd’hui de grandes étendues de cendres et ponces, entrecoupées de puissantes coulées d'obsidiennes phonolitiques et de complexes intrusifs (dykes, tufs et brèches des Roques de Garcia). Les premières phonolites apparaissent il y a environ 35 000 ans et deviennent progressivement les émissions principales du Teide-Viejo. Les éruptions basaltiques ont néanmoins perdurées dans une moindre mesure, principalement associées aux deux zones de rift. En effet, selon Marti et al., (2008) ; le volume total émis depuis 35 000 ans serait compris entre 2 et 3 km3, dont 83% de magma phonolitique. L’activité phonolitique montre une récurrence d’environ 250 à 1000 ans. Elle représente des volumes d’émissions compris entre 0.01 et 1km3, avec majoritairement des coulées ou la formation de dômes, plus rarement des phases explosives jusqu’à sub-pliniennes. Les activités basaltiques, plus fréquentes historiquement, sont plutôt caractérisées par des éruptions stromboliennes conduisant à la construction de cônes de cendres et scories. Plus rarement, de violentes éruptions phréatomagmatiques basaltiques ont eu également lieu dans les cratères centraux, générant des coulées pyroclastiques importantes. Les données pétrologiques disponibles suggèrent que l’interaction de deux systèmes magmatiques, basaltique profond et phonolitique superficiel, contrôlent ce dynamisme éruptif original (Marti et al., 2008). En effet, La plupart des éruptions phonolitiques présentent des signes de mélanges qui indiquent que les éruptions sont déclenchées par intrusion de magma basaltique dans les chambres phonolitiques supérieures. Cette observation est à l’origine de nombreuses études actuelles sur le volcan en termes de risques pour la population de l’île car il y a de fortes similitudes entre l’évolution récente des picos Teide/Viejo, et l’évolution terminale de l’ancien édifice Las Cañadas dont on sait qu’elle s’est terminée violemment… Mais pour le moment, c’est plus à des éruptions « mineures » auxquelles il faut s’attendre, les dernières activités historiques étant assez régulières dans le temps (1492, 1705, 1706, 1798 ,1906, Carracedo et al., 2007), et la dernière vieille d’environ un siècle. Voir la webcam du Pici del Teide :
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Atlantique
4 novembre 2008
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Localisation : Nouvelle-Zélande
Coordonnées : 39,28 S 175,57 W
Altitude : 2 797 m Description succinte : Stratovolcan actif Volcan gris Crédit photo : www.zembu.net.nz
Ce volcan est une destination proposée par l'équipe d' Aventures et Volcans. La Nouvelle-Zélande est aujourd’hui bien plus connue pour ses histoires de hobbits et d’elfes que pour ses volcans mais c’est pourtant bien au pays du seigneur des anneaux que l’on trouve l’une des régions les plus volcaniques de la planète.
Avec sa hauteur de 2797 m et son volume estimé à 110 km3, le Ruapehu est le plus important édifice volcanique terrestre de la Nouvelle-Zélande et constitue le principal sommet de l’île du Nord. Ses 48 éruption enregistrées au cours du XXème siècle en font également le volcan le plus actif. Ce strato-volcan cônique souvent recouvert de neige connaît une activité éruptive essentiellement phréatique, le plus souvent imprévisible, en raison d’un lac acide d'environ 500 m de diamètre dans son cratère central (Crater Lake) et d’où sont parties toutes les éruptions historiques. L’analyse des téphras disposés autours du volcan suggèrent que ce lac serait apparu il y a 3000 ans. Il constitue le principal risque associé à ce volcan car la déstabilisation de son barrage naturel peut instantanément engendrer un torrent de boue.
L’édifice volcanique est composé de 4 cônes témoignants de l’histoire du volcan au cours des 200 000 dernières années. Selon la classification de Hackett, réalisée en 1985, les 4 unités chronostratigraphiques se déclinent de la façon suivante :
- Te Herenga (> 120 000 ans) : laves et brèches visibles essentiellement sur le flanc Nord du volcan ;
- Waihianoa (120 000 à 60 000 ans) : dépôts de laves et brèches accompagnés de lahars visibles au Sud et à l’Est ;
- Mangawhero (60 000 à 15 000 ans) : coulées de laves et dépôts pyroclastiques présents à l’ouest. C’est cette formation qui forme les plus hauts reliefs du volcan ainsi que les principaux cônes ;
- Whakapapa (> 15 000 ans) : ce sont les dépôts actuels émis par des cônes adventifs situés au sud et au nord du volcan.
La totalité (où presque) des volcans actifs du pays se situe sur l’île du Nord le long d’un axe appelé « zone volcanique de Taupo (TVZ) ». Cette zone, qui s’étend sur une longueur d’environ 300 km, est en réalité l’extrémité sud d’un dispositif d’ouverture d’arrière-arc long de plus de 2500 km et engendré par la subduction de la plaque pacifique sous la plaque australienne. Ce qui rend la TVZ si active est le fait que au niveau de l’île du Nord le rift est repris dans la subduction de la croûte océanique pacifique sous l’île du Nord. Ce phénomène complexe, qui fait coïncider une remontée de magma chaud à l’incorporation de matériel froid hydraté provenant de la croûte océanique conditionne la nature des laves émises par les volcans néo-zélandais : andésites et rhyolites.
Le volcan Ruapehu, comme tous les volcans situés à la périphérie de la TVZ, émet des laves andésitiques, c’est à dire de composition intermédiaire en silice. Cela traduit une interaction modérée entre le magma ascendant et la croûte continentale encaissante (les laves rhyolitiques très riches en silice sont émises en se rapprochant du centre de la TVZ, à cet endroit le taux de fusion partielle est plus élevé). L’histoire de ses dépôts nous apprend que ce volcan à toujours émis ce type de lave mais que sa composition était autrefois plus primitive, peut-être est-ce un signe d’une diminution de l’impact du rift sur le système ?
voir les webcam du volcan :
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Océanie
8 octobre 2008
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Localisation : Islande
Coordonnées : 65,73 N
16,78 W
Altitude maximale : 650 m
Description succinte : volcan rouge de type fissural
Photo : Lac Myvatn, juillet 2001 ( Crédit photo : Hervé Jomard )
Accessibilité : La zone du volcan Krafla est accessible très facilement par la route aussi bien en voiture qu'en transports en commun.
Ce volcan est une destination offerte par l'équipe d' Aventures et Volcans.
Le volcan Krafla est situé dans un des échelons du champ de fracture orienté NNE appelé zone d’activité volcanique et tectonique du Nord. Concrètement, la zone de Krafla est la partie la plus active de l’ensemble de ce champ de fracture qui mesure entre 5 et 8km de large pour 100km de long environ (Gudmundsson, 1995). A cet égard, le krafla est loin d’être le seul appareil éruptif de ce champ de fracture. On notera la zone est du lac Myvatn (Lac des mouches) qui est une région « très » touristique et où de nombreux appareils éruptifs peuvent être observés. Du fait de l’intense activité volcanique présente dans cette zone et dans la zone voisine de Námafjall, la chaleur géothermale est utilisée depuis les années 70 pour produire de l’électricité par le biais de deux centrale thermique.
Le volcan central de krafla à proprement parler occupe un diamètre de 15km, principalement construit au sein d’une caldeira formée il y a environ 100 000 ans (Saemundsson, 1991) et déchirée par une zone de fissure de direction NNE. Mais l’histoire de Krafla débute il y a environ 200 000 ans.
Il faut noter que l’Islande était ennoyée sous la glace au dernier âge glaciaire et que de ce fait l’érosion d’une part et les coulées récentes d’autre part ont effacé une partie des indices d’activité antérieur. On retrouve en particulier deux dômes rhyolitiques dans les parties Est et Ouest de la caldeira datés de 20 000 et 30 000 ans.
Le volcanisme post glaciaire est divisé en deux périodes principales d’activité :
- du post-glaciaire à 8000 ans environ, un important cône de tuf phréatomagmatique se forme il y a 6600 ans (cône Ludent),
- de 3000 ans à aujourd’hui, en particulier le superbe Hverfjall formé il y a 2800 ans au sud de la zone de krafla dont le cratère parfait fait plus d’1 km de diamètre. Egalement les éruptions fissurales du Laxardalur il y a 2000 ans dont le résultat le plus connu est le lac de lave pétrifié de Dimmuborgir (Châteaux noirs) situé au pied du volcan Hverfjall.
En tout, une vingtaine d’éruptions espacées de 250 à 1000 ans ont eue lieu dans ce laps de temps dont 6 pendant la dernière phase (Saemundsson, 1984).
Le matériel volcanique présent dans cette zone est essentiellement basaltique (tholeitique) bien que quelques magmas plus silicatés (explosifs) ont été observés, en particulier des icelandites (andésites tholeitiques), dacites et rhyolites (Stefansson, 1981).
La caldeira du volcan est essentiellement occupée par des produits d’éruption : des coulées récentes et des rides de hyaloclastites produites pendant la présence du glacier. Des bouches éruptives et des cratères d’explosion parsèment la caldeira et les produits pyroclastiques (de nuées ardentes) qui accompagnent leur formation forment la seconde grande fraction de matériels présents au fond de la caldeira. Le plus célèbre de ces édifices, le cratère Viti (l’enfer en islandais) dont le fond est occupé par un lac bleuté est aussi le plus récent, il a été formé pendant l’éruption de 1724 qui dura 5 années.
Plus proche de nous, un épisode majeur débuta dans la zone de krafla le 20 Décembre 1975. Neuf éruptions majeures eurent lieu pendant une période de 9 ans, la dernière en Septembre 1984. Cet épisode, qualifié de rifting/volcanisme, a déformé la zone de fracture sur environ 80 kilomètres et émis un volume estimé de lave supérieur à 80 millions de m3 (Harris et al., 2000) avec un débit pouvant atteindre 5000 m3 par secondes (Ewart et al., 1991). Cet épisode peut en quelque sorte représenter le régime d’écartement des plaques Nord Américaine d’une part et Eurasienne d’autre part.
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Europe et Moyen Orient
10 juillet 2008
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Localisation : Patagonie, Chili
Coordonnées : 42°50' S
72°36' O
Altitude maximale : 1122 m
Description succinte : volcan gris
Accessibilité : l'accès au sommet est peu recommandé pour le moment et probablement soumit à autorisation...
Crédit photo : Wikimedia
Le volcan Chaitén, inconnu du grand public et de la majorité de la communauté scientifique au début du printemps dernier, est devenu depuis l’un des volcans les plus médiatique de cette fin d’année 2008. La faute à une éruption aussi spectaculaire qu’inattendue survenue le 1 mai 2008 après un sommeil de près de 10 000 ans. Le volcan est ainsi passé en seulement quelques heures d’un paisible édifice de taille modeste à un montre de cendre et de feu crachant ses produits à près de 30km de haut !
Parce qu’il situé dans une région peu peuplée au nord de la Patagonie chilienne, dans le golf de Corcovado, l’histoire et l’environnement du Chaitén ont été très peu étudiées et encore à l’heure actuelles peu sont les informations le concernant. L’édifice volcanique est composé d’un cône culminant à environ 1100 m d’altitude coiffé par une caldeira de 3500 m de diamètre orientée sur son flanc sud. Au centre de cette caldeira, dont la formation semble être proche de 100 000 ans, croît un dôme de rhyolite odsidienne. Cette composition très riche en silice est explicable par le refroidissement brutal (à l’échelle géologique) d’un magma granitique produit de la fusion de la croûte continentale, très épaisse sous les andes. L’effet de « trempe » produit sur la lave ne lui laisse pas le temps nécessaire pour cristalliser, ce qui lui confère un aspect vitreux.
La lave très peu visqueuse produite par le volcan s’installe sous forme d’un dôme à la surface et agit comme un véritable bouchon. La rupture d’un tel bouchon sous la pression des gaz crée une éruption de type plinienne à l’image de celle qui dévasta Pompéi en 79. Ces éruptions se produisent en général avec une longue période de récurrence tout comme le prouvent les 10 000 ans séparant les deux dernières crises du volcan Chaitén.
Voir la webcam du volcan
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Amérique du sud
16 juin 2008
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Localisation : île d'Honshu, Japon
Coordonnées : 35°21' N
138°44' E
Altitude maximale : 3776 m
Description succinte : stratovolcan, volcan rouge
Crédit photo : M. Sugiyama. Photo prise au lever du soleil, le 1 janvier 2005, depuis la ville de Shizuoka.
Accessibilité : Avec plus de 200 000 visiteurs par an, les sentiers qui montent au sommet du volcan ne présentent pas de difficultés techniques ni d’orientation mais nécessitent une forme suffisante pour s’affranchir la longue distance entre la fin de la route, à 2300m, et le sommet. Du fait de sa haute altitude, le cône est recouvert de neige et de glace hors période estivale et certains équipements sont alors indispensables pour le gravir.
Ce volcan est une destination offerte par l'équipe d' Aventures et Volcans.
Véritable icône au pays du soleil levant, le Fuji San est un majestueux volcan aux dimensions impressionnantes situé 100Km au sud-ouest de Tokyo, sur l’île de Honshū. Ses 3776 mètres d’altitude font de ce volcan le plus haut sommet de l’archipel nippon, loin devant son dauphin, la montagne Kita-Dake (3193m).
Mesurant 30 km de diamètre, la Fuji San, aussi appelé Fuji-Yama par les occidentaux, est un cône quasi-symétrique de 870 Km3 de matériaux volcaniques coiffé d’un cratère de près de 600 m de diamètre et dont les pentes sont constellées d’une centaine de cônes adventifs témoignant le passé tumultueux du volcan. La montagne la plus visitée au monde, foulée par près de 200 000 visiteurs et pèlerins chaque année, cache sous son aspect paisible et ses neiges sommitales, un appareil à peine endormi vieux de plusieurs centaines de milliers d’années.
Le mont Fuji est un stratovolcan qui s’est édifié au cours d’une série d’éruptions volcaniques. Le cône est situé à l’aplomb d’une zone de subduction où la plaque philippines plonge sous la plaque eurasiatique. Cependant, le volcanisme engendré par ce type de phénomène ne peux expliquer à lui seul la nature et la quantité des produits émis estimés à 10 000 Km3 tous les 100 000 ans. Une étude publiée en 2004 dans la revue New Scientist par une équipe de chercheurs de l’Université de Kyoto à mis en avant l’existence d’un panache mantellique (plume) directement sous le volcan qui permettrait à la chambre magmatique d’être alimentée par d’énormes volumes de magma en provenance du manteau. La conjugaison du caractère explosif d’un volcanisme de subduction et d’une forte alimentation en basalte serait donc responsable de l’immense taille et de l’intense activité du volcan depuis le début de sa formation.
Les premières phases d’édification du volcan remontent à la mise en place du panache mantellique dans un contexte de collision continentale il y a environ 2 Ma. De cette période il ne reste qu’un cœur d’andésite mis en évidence à l’intérieur du volcan et des couches de basalte. Il y a environ 100 000 ans, un regain d’activité du volcan a entraîné la création d’un nouveau cône, le Ko-Fuji (« Vieux Fuji ») et l’enfouissement sous celui-ci des appareils volcaniques antérieurs dont la présence est a peine trahie par quelques irrégularités sur les pentes du volcan. La croissance du Shin-Fuji (« Nouveau-Fuji ») à débuté avec une période d’intense émission de laves s’étalant entre 11 000 et 8 000 ans BP (avant J.C.) comptant pour les quatre cinquièmes du volume du nouveau volcan. Par la suite s’est mise en place une alternance de période d’émissions de laves et d’activités pyroclastiques associée à la formation des nombreux cônes adventifs depuis 4 000 ans.
Dans les temps présents, on estime qu’une quinzaine d’éruptions ont eu lieu depuis l’an 781 avec quelques longues périodes d’inactivités comme entre 1083 et 1511 où depuis la dernière éruption fin décembre 1707. Cette dernière éruption à été la plus importante des temps modernes. Au cours de cet événement qui forma le cratère Hoeizan sur le flanc sud-est du Fuji San, les cendres émises se sont propagées jusqu’à Tokyo, pourtant située à 100 km du volcan.
Même si le risque volcanique lié à ce volcan est pour le moment limité si l’on en croie les spécialistes, il ne fait aucun doute qu’il finira par se réveiller à nouveau dans un proche avenir. On a cru à ce réveil entre septembre 2000 et janvier 2001 lorsque le nombre de secousses telluriques à augmenté sensiblement pour passer de 2 par mois à plus de 200 en novembre. Ces secousses, situées à 15 km sous la surface, ont probablement été provoquées par des mouvements au niveau de la chambre magmatique mais n’ont pas provoqué de manifestations volcaniques extérieures.
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Published by Tethys
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Extrème Orient
22 avril 2008
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18:16
Localisation : Bali, Indonésie
Coordonnées : 8°14' S
115°25' E
Altitude maximale : 1717 m
Description succinte : stratovolcan gris
Crédit photo : Emmanuelle Bouquot
Accessibilité : Depuis la ville de Toya Bunkkah, au pied du volcan, la piste la plus fréquentée pour l’ascension vous mène au sommet en 3 heures d’une marche peu difficile. Les 800 mètres de dénivelé se réalisent en général de nuit afin de faire profiter aux touristes du lever de soleil depuis le sommet et d’éviter les nuages souvent présents au cours de l’après-midi.
Ce volcan est une destination proposée par l'équipe d' Aventures et Volcans.
Des deux édifices volcaniques majeurs présents à l’Est de Bali le volcan Agung est le plus élevé mais le Batur est le plus actif.
La modeste élévation du Batur, 1717 mètres, et sa spectaculaire caldeira en font l’un des lieux les plus touristiques de l’île. Le cône du volcan actuel est en effet situé au centre de deux caldeiras concentriques et elliptiques mesurant respectivement 6x9 et 10x13 km de largeur et qui renferment dans leur partie Est un lac aux eaux bleu virant au turquoise profond de 81m. A l’arrivée au sommet de la caldeira externe, comme le montre la photo, on peut donc apprécier en contrebas tout un paysage volcanique actuellement désert s’élevant progressivement jusqu’au sommet du cône actuel.
Si le fond de la Caldeira est actuellement inhabité, ce ne fût pas toujours le cas, c’est ainsi qu’en 1917 puis en 1926 le village de Batur fût par deux fois rasé par deux éruptions majeures avant d’être finalement reconstruit sur le bord de la caldeira. La coulée de lave noire que l’on aperçoit sur la photo correspond à la dernière grande éruption de 1963 et nous rappelle clairement combien installer une ville à proximité directe d’un volcan est une idée périlleuse. Mis à part les éruptions majeures le volcan est le siège d’activités volcaniques plus modestes récurrentes au bout de quelques années et d’une activité fumerollienne permanente.
Le complexe volcanique du Batur repose sur une base de roches sédimentaires et volcaniques mises en place entre le Miocène et le Pliocène, soit grossièrement entre 20 et 3 Ma. Sur ces roches s’est édifié le premier stratovolcan jusqu’à une hauteur avoisinant probablement les 3000 mètres. Ce volcan, composé de téphras et de laves d’andésite basaltique et de basalte, s’est effondré il y a 29300 ans lors de l’éruption responsable de l’émission des ignimbrites dacitiques dites « Ubud » et « Gretek ». Les roches composant cet ancien volcan sont bien visibles à l’Est et au Nord sur les parois de l’imposante caldeira I (externe) qui est le résultat de cet effondrement. Il est estimé actuellement que la dépression engendrée au cours de cet effondrement était de l’ordre du kilomètre ! La caldeira II (interne) à été crée il y a 20150 ans suite à l’effondrement d’un nouveau volcan formé à l’aplomb de la même cheminée volcanique. Cette nouvelle éruption à donné lieu à l’émission des ignimbrites dacitiques dites « Gunungkawi » et « Batur ».
Le volcan actuel s’est formé à l’intérieur de la caldeira II. L’activité volcanique associée est notamment marquée par la formation de maars et de cônes de cendres, on en a recensé plus de 10. Les dépôts phréatiques et phréatomagmatiques recouvrent ainsi une grande partie de la surface de la caldeira. Cependant, ce sont des éruptions de laves vitreuses riches en basalte à olivine et en andésite basaltique qui ont représenté l’essentiel de l’activité volcanique. Ces éruptions se produisent encore actuellement au centre de la caldeira et ont déjà formé de nombreux cônes dont trois au moins de très grande taille.
Selon Marinelli et Tazieff, en 1967, La longue période d’émission de basaltes et d’andésites basaltiques basiques ayant précédé l’expulsion des ignimbrites a favorisé une forte zonation de la chambre volcanique par le biais d’une importante cristallisation fractionnée. La présence et le mouvement d’une ou plusieurs failles normales, mises en évidences par le basculement des couches en surface, aurait pu favoriser une remontée du gradient géothermique et ainsi remobiliser la volumineuse partie supérieure acide de la chambre et l’expulser vers la surface sous la forme d’ignimbrites dacitiques. Les condition géodynamiques de la région ayant peu évolué en 20 000 ans et la composition observée des laves étant de plus en plus appauvrie en SiO2, il est probable que le réservoir magmatique présente de nouveau les même signes de zonation et qu’un jeu important dans le système de failles puisse libérer dans le futur de nouvelles ignimbrites.
Published by Tethys
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Asie du sud-est
7 avril 2008
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19:42
Localisation : Canal du Mozambique, Océan Indien
Coordonnées : 19250 S
45,10 E
Altitude maximale : 660 m
Description succinte : ïle volcanique, volcan éteint
Crédit photo : Google Earth
Situé au Nord-Ouest de Madagascar, dans le canal du Mozambique, l’archipel des Comores est composé de quatre îles majeures qui sont d’Ouest en Est Grande Comore, Mohéli, Anjouan et Mayotte. Leur âge croissant vers l’est et leur alignement sont le résultat du déplacement le long d’un axe NW-SE de la plaque somalienne au dessus d’un point chaud, dont le volcanisme est actuellement représenté sur Grande Comore par le volcan Karthala.
Entourées par l’un des plus beaux lagons de la planète, Grande Terre et Petite Terre (Pamandzi) constituent l’ensemble insulaire de Mayotte. Cette collectivité départementale d'outre-mer française de 374 km² est l’édifice volcanique émergé le plus ancien de l’archipel des Comores, l’érosion due à son âge, estimé autours de 8 Ma, et la forte subsidence que connaît l’île sont responsables de la faible altitude des reliefs terrestres qui ne culminent qu’à 660 m au sommet du mont Bénara.
D’un point de vue géomorphologique, Mayotte est constituée de quatre massifs volcaniques qui ont permis au BRGM de retracer son histoire comme étant la suivante:
- Les massifs Mtsamboro à l’extrême Nord-Ouest et Bouéni au nord, au centre et au sud sont les témoins des deux importants volcans bouclier nés il y a environ 15Ma sur le plancher océanique et dont les basaltes fortement sous-saturés sont à l’origine de la formation d’une grande partie de Grande Terre entre 8 et 5 Ma. A partir de 5 Ma ces volcans commencent à se fissurer à leur périphérie, permettant à de longues coulées de laves fluides de s’épancher sur de grandes distances en empruntant les vallées creusées par l’érosion. Ces longues coulées, plus jeunes et donc moins altérées, forment actuellement des pointes se jetant dans la mer. Aux alentours de 3,3 Ma la composition des laves devient alcaline pour former des phonolites, plus visqueuses, qui empruntent les fissures du volcan pour atteindre la surface sous forme de dômes ou de neck dont le Mont Choungui et la pointe Saziley en sont des témoins.
- Entre 2,5 et 1,4 Ma, une distension N-S est à l’origine de l’amincissement et de la fissuration du plancher océanique. La remontée de magma associée à ce phénomène entraîne une baisse de sa pression interne et l’augmentation de son taux de fusion. Ce phénomène est à l’origine de la formation de l’importante masse de phonolites du massif M’Tsapere, au Nord-Est de Grande Terre.
- Le dernier massif, composé de la pointe Nord-Est de Grande Terre et de Petite Terre, date de moins d’un million d'année et est lié à la remontée d’un magma trachytique dans un contexte marin. A cet endroit, la rencontre de l’eau et du magma visqueux est à l’origine d’un volcanisme phréato-magmatique très explosif responsable du rejet de nombreux débris pyroclastiques et de la formation de cratères comme ceux que l’on retrouve proche de Kawéni, où, dans un passé plus récent le maar Dziani Dzaha. On peut également remarquer, dans une proportion plus modeste, un magmatisme de type strombolien ayant formé de petits cônes visibles proche de Mamoudzou ou formant « Le Rocher » de Dzaoudzi.
D’un point de vue pétrologique, la différence observée dans la composition des laves, et notamment leur teneur en silice, est expliquée à Mayotte par la variation du taux de fusion d’une source magmatique identique et homogène, un taux de fusion plus élevé favorisant une plus forte interaction entre le panache mantellique ascendant et le plancher océanique et donc la formation de laves plus riches en silice. La présence de forces en distension ayant favorisé l’amincissement de la croûte et le rapprochement du magma avec la surface, la baisse de pression associée à permis d’atteindre un taux de fusion plus important à l’origine de la remontée des phonolites du massif M’Tsapere.
On a longtemps cru que les dernières traces de volcanisme à Mayotte dataient de plusieurs centaines de milliers d’années mais à la fois les dernières études datant de 2003 ayant révélé la preuve d’un volcanisme récent (7 000 ans) et la mise en évidence en 1998 par une équipe du Centre d'océanologie de Marseille de la présence de bulles de gaz carbonique acide s’échappant d’un petit cratère sous-marin permettent de penser qu’il pourrait encore exister une manifestation volcanique sous l’Ile au Lagon…
Published by Tethys
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Afrique
21 février 2008
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Localisation : Hawaï, Etats-Unis
Coordonnées : 19,43 N 155,29 W
Altitude : 1222 m Description succinte : Volcan bouclier, volcan rouge
Crédit photo : Catherine & Patrick Miche-Geenen. Photo prise en octobre 2009.
Le contact entre le feu et l'eau provoque, au niveau du rivage, d'immenses panaches de vapeur.
Grimpabilité : La douceur du climat et la faible hauteur du volcan permettent un accès au sommet toute l’année. Il semble de toute façon possible de monter faire le tour de la caldeira ou de voir la lave en fusion de nuit… en voiture ! J’imagine par contre qu’il sera impossible de descendre dans la caldeira sans guide mais c’est à confirmer.
Ce volcan est une destination proposée par l'équipe d' Aventures et Volcans.
Les îles d’Hawaï, 50ème état des Etats-Unis, sont située à l’intérieur de la plaque Pacifique, à la verticale d’un point chaud. Le mouvement de la plaque de plusieurs centimètres par an à produit une série d’îles, assemblés l’une après l’autre, le long d’une ligne orientée principalement NO-SE. L’archipel complet est constitué de 8 îles majeures et de plus de 120 îlots s’étirant sur plus de 2300 km et dont la Grande Ile est l’édifice le plus récent et le plus important. L’histoire de cette île débute il y a environ un million d’années avec les éruptions répétées et successives de ses 5 volcans, d’abord Kohala, puis Mauna Kea, Hualalai, Mauna Loa et enfin Kilauea. Actuellement, seul le Kohala est considéré comme étant éteint. Cette île culmine à 4 200m au dessus du niveau de la mer au sommet du Mauna Kea mais elle est en réalité composée d’un empilement de laves de plus de 10 000m depuis la base du plancher océanique, ce qui en fait tout simplement la plus grande montagne de la planète, plus de 1000 m plus haute que le Mont Everest !
Actuellement, un nouveau volcan appelé Lo’ihi est en formation à 30 km au Sud-Est de la Grande Ile, il deviendra d’ici environ 50 000 ans une nouvelle île puis progressivement se rattacher à la Grande Ile en en formant son sixième sommet.
Le Kilauea est actuellement le volcan le plus actif de l’archipel des îles Hawaï. Situé au Sud-Est de la Grande Ile, il apparaît comme une excroissance datant de 200 000 ans sur le flanc de son immense voisin, le Mauna Loa dont on a longtemps pensé qu’il n’était qu’un cône adventif. Les recherches de ces dernières décennies ont montré clairement que le Kilauea, à l’instar des autres édifices constituant l’île, est un volcan à part entière alimenté par son propre panache mantellique qui prendrait sa source à plus de 60 km sous la surface terrestre.
Ce volcan bouclier, d’une altitude avoisinant les 1200m et d’une superficie de 1500 km², moins de 10% de la superficie totale de l’île, est considéré comme le volcan le plus actif au monde et de ce fait est amené à s’étendre encore largement. En éruption permanente depuis 1983, il déverse de millions de m3 par an depuis le cône du Pu`u `O`o, faisant honneur à son nom qui signifie « vomissant » en hawaïen. Entre 1983 et 2007 le Kilauea à été responsable de l’agrandissement de la Grande Ile de plus de 240 hectares au prix de la destruction de près de 200 hameaux et plusieurs kilomètres de route. Néanmoins, le coût des infrastructures semble limité comparé au pouvoir attractif du volcan pour les touristes du monde entier.
Les éruptions du Kilauea sont naturellement de type hawaïen avec des laves pauvres en silice très fluides ayant une température élevée (environ 1200°C) émises le long de fissures sous forme de fontaines de laves ou bien par le débordement de lacs de laves comme cela se produit depuis 1983. La lave se présente sous deux aspects distincts :
- Lisse et brillant appelé pahoehoe [pahoïhoï] : ces laves avancent par séries de petits lobes successifs crevant leur croûte refroidissante pour laisser s’échapper le magma. Leur texture varient beaucoup laissant apparaître des formes appelées « sculptures de laves ».
- Rugueuse et coupante appelé `a`a [ah-ah] : laves composées de blocs de laves rugueux et fragmentés appelés clinkers. Une fois refroidie, il est très difficile de marcher sur la surface irrégulière et coupante sans être déséquilibré. Ce nom viendrait possiblement des exclamations des anciens hawaïens traversant de telles surfaces à pieds nus.
De manière générale il semble que la lave est émise sous forme pahoehoe puis évolue vers un aspect `a`a au cours de son transport.
La lave très fluide est à l’origine de la formation de deux « sculptures » volcaniques appelées « cheveux et larmes de Pele [Pélé] », en effet, pour les Hawaiiens, le volcan est la demeure de la déesse Pele qui, selon la légende, aurait été chassée de Tahiti par sa sœur Na-maka-o-Kaha’i la déesse de l'eau et aurait trouvé refuge dans le Kilauea. ces deux formations naissent d’une gouttelette de lave s’étirant en de longs et fins filaments sous l’action du vent. Selon la viscosité et la force du vent l’étirement peut être complet : le cheveux ou incomplet et se terminer avec une goutte de lave : la larme.
Le Kilauea à acceuilli en 1912 l'un des tout premiers observatoires volcanologique du monde, toujours en activité actuellement.
Voir notre vebcam sur ce volcan
Published by Tethys
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Pacifique
11 février 2008
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12:19
Localisation : Halmahera, Indonésie
Coordonnées : 0,90 N 127,32 E
Altitude : 630 m Description succinte : Stratovolcan Grimpabilité : c'est une île du bout du monde, personne ne vous empèchera à priori de le gravir mais il y a beaucoup de volcans plus intéressants dans la région.
Crédit photo : Jean Marc Roussel
Hiri est un petit volcan de l'archipel des Molluques, en Indonésie, s’élevant de 630 m au dessus de la mer et formant une île de 3 km de large actuellement entièrement recouverte de forêts. Son histoire géologique est à rapprocher de celle du volcan Gamalama, son proche voisin culminant à 1716 m sur l’île Ternate.
Peu d’études ont été menées sur ce volcan mais il semblerait que sa dernière éruption connue soit d’âge holocène.
Published by Tethys
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dans
Asie du sud-est
