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13 septembre 2011 2 13 /09 /septembre /2011 08:27

Volcan Hengill

Hengill.jpgLocalisation : sud de l'Islande

Coordonnées : 64,08° N
                        22,32° O

Altitude maximale : 803 m.


Photographie Lionel Ruhier - décembre 2010

Photo prise depuis la route n°1 quelques kilomètres à l'ouest de la ville de Hveragerði.

 

 

Accessibilité : Ce volcan se situant à proximité de la route la plus importante d'Islande, son approche ne pose aucune difficulté, même en hiver. Monter au sommet depuis cette route ne présente cependant pas un grand intérêt mis à part pour la vue, Il est donc préférable de l'aborder par son côté nord car la zone située  entre le volcan et le lac Þingvallavatn semble regorger de curiosités historiques et géologiques.

 

 

Descriptions générales

Bientôt notre description...

 

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

Kerid (Kerið)

Le cratère du volcan Kerid, IslandeLocalisation : 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

MontVesuve-LeChevalierVolaireLocalisation : 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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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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8 octobre 2008 3 08 /10 /octobre /2008 21:44

Krafla

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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26 janvier 2008 6 26 /01 /janvier /2008 15:20

Etna

undefinedLocalisation : Sicile, Italie

Coordonnées : 37,73 N
                            15,00 E

Altitude :  3 351 m

Description succinte : Stratovolcan actif
Volcan rouge

Crédit photo : Lionel Ruhier

Accessibilité : Toutes les villes importantes autours de l’Etna proposent un et un seul bus pour rejoindre le refuge La Sapienza, à 1900 m d’altitude, côté sud du volcan. Ces bus partent tôt le matin (8h de Catane par exemple) et repartent le soir aux alentours de 16h30. Une fois au refuge il est possible de monter proche du cratère du sud-est par ses propres moyens, le chemin est complètement balisé, il est impossible de se perdre. Compter environ 3h pour arriver à la « Torre del filosofo » et 5h pour atteindre le sommet du volcan. Les moins sportifs (ou les plus pressés) prendront le téléphérique (25 euros pour 10 min) puis des gros bus 4x4 (environ 25 euros) pour atteindre la Torre en moins d’un heure.
Il n’est pas nécessaire de louer les services d’un guide pour monter au sommet, mais c’est toujours plus sécurisant d’en avoir un (un jour de faible affluence).
Ne pas hésiter à prendre de quoi se couvrir car passer du niveau de la mer à plus de 3000m entraîne inévitablement un « rafraîchissement » important.

Il est possible de passer par le côté Nord mais la vue est moins enthousiasmante, il fait plus frais, et l’histoire récente du volcan se situe plutôt sur l’autre versant.

Ce volcan est une destination offerte par l'équipe d' Aventures et Volcans.



Avec ses 35 km de diamètre et son altitude avoisinant les 3350 m, l’Etna dresse fièrement ses pentes à l’Est de la Sicile et représente un risque de catastrophe majeur dans une région à forte densité de population. Le plus grand volcan actif d’Europe tire son nom du terme grec Aitho qui signifiant « qui brûle », un nom amplement mérité de part la fréquence et la nature de ses éruptions. Il est localisé dans un environnement géologique très complexe au niveau de la subduction de la plaque africaine sous la plaque eurasienne. Plusieurs modèles souvent controversés proposent différents environnements tectoniques pouvant engendrer la remontée du magma mais aucun ne semble admis pour le moment.

De loin, le volcan se présente sous la forme d’un cône massif mais en se rapprochant on s’aperçoit que ses flancs, notamment Sud et Ouest, sont interrompus par la présence de nombreuses bouches éruptives (cônes adventifs) dans l’ensemble monogéniques (provenant de la même éruption). Le flanc Est du volcan est quant à lui entaillé depuis le sommet par une caldeira de 10 km de longueur pour une largeur proche de 5 km se prolongeant jusque sous la mer, la « Valle del Bove ». Cette vaste dépression est le résultat de plusieurs effondrements successifs entre la période Trifoglietto (voir plus loin) et jusqu’à 3500 ans environ. Une grande quantité d’informations sur l’histoire du volcan à été découverte en étudiant la paroi de cette vallée. Au sommet du volcan se trouvent 4 cratères récents : le cratère nord-est (apparu en 1911), la Voragine (1947), la Bocca Nuova (1968) et le cratère sud-est (1971).
Les deux dernières études majeures sur l’histoire du volcan datées de 1994 et 1997 ont définies une chronologie en 4 temps :
    - La période « pré-etnaenne » : cette première phase a débutée il y a 500 000 ans a essentiellement produit dans un premier temps des laves sous-marines et des émissions volcaniques de composition tholeïtique. C’est sur la commune de Acicastello (10 km au nord de Catane) que l’on retrouve les plus importants pillow lavas témoins de cette période. Cette mise en place semble s’être produite dans un vaste golfe marin qui recouvrait alors la région de l’Etna actuel et qui fût comblé au fil du temps par les dépots volcaniques. Vers 300 000 ans, les émissions se sont multipliées dans différents lieux, notamment au Sud Ouest de l’Etna et ont produit des basaltes de transition ayant une composition entre tholeïtique et alcaline.
    - La période « Etna ancien » : cette phase à débuté il y a environ 168 000 ans avec des émissions plus localisées dont le centre éruptif de Paternò (SSW) en est le principal exemple. Il semblerait que le premier stratovolcan de la région se soit édifié à la fin de cette période, entre 130 000 et 100 000 ans. Les magmas produits ont été des basaltes alcalins et des hawaïtes.
    - La période « Trifoglietto II » : durant laquelle se sont superposés différents stratovolcans dont les plus connus sont appelés Vavalaci et Cuvigghiuni. L’édifice volcanique composé de laves et de contenus pyroclastiques obtenu est appelé Trifoglieto II. Le magma produit au cours de cette période est de composition essentiellement de la trachyandésite, l’activité explosive du volcan était donc probablement plus importantes que lors des deux phases précédentes. La croissance des cônes successifs à été plusieurs fois interrompue par des effondrements et la formation de caldeiras comme par exemple la « Valle del Bove » présente encore actuellement. Cette phase a commencé selon les théories entre 80 000 et 63 000 ans et s’est terminée il y a 35 000 ans.
    - La période « Mongibello » : c’est la période actuelle de l’Etna, elle même divisée en trois périodes, Ancienne, Récente et moderne. C’est au cours de la période Ancienne que l’Etna à produit ses laves les plus différenciées, des trachytes. Le paroxysme de cette période à eu lieu il y a environ 15 000 ans avec l’éruption d’ignimbrites visibles actuellement sur le flanc Sud Ouest du volcan près de la ville de Biancavilla. Des cendres de cette éruption ont récemment été retrouvées dans le lac de cratère de « Colli Albani » près de Rome à 800 km de l’Etna (Calanchi et al., 1996). Cette éruption a probablement été accompagnée par l’effondrement de la caldeira de 3 km de diamètre appelée « Ellittico » qui a été comblée puis reprise dans d’autres effondrements depuis. La période récente est caractérisée par l’apparition d’un magma appauvri en silice et plus riche en Fer et Magnésium (magma mafique). Les éruptions sont alors devenues plus effusives. C’est au cours de cette période que la « Valle del Bove » à pris ses dimensions actuelles après un nouvel effondrement. Les derniers mouvements de cette période sont caractérisés par des avalanches de débris par gravité sur le flanc Est, modelant la Valle de manière superficielle il y a 3500 ans. Le cône Moderne s’est formé au cours des trois derniers milliers d’années. Sa croissance à été interrompue en 122 av. J.-C. par l’effondrement de la Caldeira « Piano » au cours d’une courte phase d’activité plinienne. Cette dernière grande caldeira répertoriée, d’un diamètre de 2,5 km, forme une base à 2900 m d’altitude sur laquelle grandit le cône actuel.
L’activité au cours des derniers milliers d’années a été caractérisée par des émissions de laves effusives associées a une activité strombolienne, ponctuée par moments par des épisodes plus explosifs. Cette activité est concentrée sur ces cratères sommitaux ainsi que le long d’une zone de fracture orientée Nord-Sud. C’est d’ailleurs le long de cette fracture que l’on a pu assister aux dernières éruptions majeures de 2001 et 2002 qui ont menacé le complexe de La Sapienza, sur le flanc Sud du volcan. Les éruptions de laves émises par des bouches latérales sont le risque majeur concernant ce volcan. Une telle éruption, en 1669, avait détruit une partie de la ville de Catane après l’ouverture d’une fissure à une altitude de seulement 800m au Sud du Volcan. Cependant, les coulées de laves s’épanchent assez lentement pour ne pas représenter une menace forte pour la vie des personnes.

Voir la webcam du volcan.
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1 décembre 2007 6 01 /12 /décembre /2007 15:55

Stromboli

stromboli.jpgLocalisation : Iles Eoliennes, Italie.
 Coordonnées : N 38° 79'
                             E 15° 21'
 Altitude : 924 m

 Description succinte : Stratovolcan actif
 Volcan rouge

 Photo: Vue aérienne, Avril 2007 - Lionel Ruhier

 Accessibilité: Facile - L'ascension se fait en 3-4h et ne présente pas de grosse difficulté. Depuis la grosse éruption de 2003 son accès est beaucoup plus réglementé et il est obligatoire de louer les services d'un guide. L'ascention se fait en fin d'après midi afin de profiter du coucher de soleil  et d'un bout de nuit au sommet (toujours trop court), la redescente se faisant à la lampe.

 Ce volcan est une destination fréquente offerte par l'équipe d' Aventures et Volcans.


Stromboli est la plus septentrionale des îles de l'archipel volcanique Eolien. Ces îlesrésultent d'un volcanisme calco-alcalin qui trouve son origine dans la subduction de la plaque Africaine sous l'Eurasie. Les nombreuses enclaves de roches métamorphiques et sédimentaires retrouvées dans les émissions volcaniques montrent que le substratum de ces édifices appartient au bloc continental calabro-sicilien. Deux provinces pétrographiques distinctes se retrouvent: la première représentée par des roches moyennement calco-alcalines (Lipari, Salina, Panarea, Filicudi et Alicudi), la seconde présentant des roches calco-alcalines potassiques à fortement potassique (série Shoshonitique) et qui comprend Vulcano et Stromboli. Ces deux dernières îles étant les seules présentant aujourd'hui un volcanisme actif, on assiste donc à une évolution dans le temps des magmas d'un pôle basique vers un pôle acide.

Le Stromboli est un édifice de près de 3 km de hauteur depuis le fond de la mer Tyrrhénienne et culminant à 924 m au dessus du niveau de celle-ci. La superficie émergée est de 12km². Il est le résultat de la superposition de plusieurs édifices successifs dont les vestiges du 1er émergé semble être le petit îlot de Strombolicchio (daté d'environ 200000 ans). Pas moins de 6 édifices distincts semblent avoir été reconnus, jetez un oeil par ici si vous voulez de plus amples informations (http://www.swisseduc.ch/stromboli/volcano/geol/index-en.html). Notons cependant le Vancori (phase IV?) qui forme à 924m le sommet de l'île et le volcan actuel de le Sciara qui est actif depuis environ 5000 ans et qui est situé environ 200m en contrebas. Ce dernier édifice c'est mis en place à la faveur de l'effondrement vers le NW (voir photo 1) du volcan antérieur, il y a 5000ans. Ce glissement est a priori la conséquence d'une éruption phréatomagmatique qui fragilisa les pentes du volcan et est appelé aujourd'hui Sciara del Fuoco (Chemin de Feu). Cette dynamique semble coutumière à Stromboli, puisque un énorme effondrement du même type est à l'origine du démantèlement du précédent Vancori, il y a de cela 13000 ans. Ce phénomène est encore très redouté aujourd'hui et la zone de glissement est activement surveillée en raison des risques de raz de marée (la mode dirait Tsunami).
C'est à Stromboli que fut défini le dynamisme éruptif strombolien, caractérisé par l'éjection, à intervalle plus ou moins réguliers (quelques minutes à heures) et pendant quelques secondes, de cendres et de lambeaux de lave incandescente. Parfois des coulées de lave sont émises et s'épanchent jusqu'à la mer. Plus rarement il peut être complété par des explosions beaucoup plus importantes, comme en 1930. Selon un article publié en juillet 2007 dans la revue « Nature », les gaz provoquant ces explosions ont des températures de l’ordre de 1100°C (la température du magma) contrairement à ceux émis lors des périodes calmes qui sont d’environ 700°C. Les explosions seraient donc la conséquence de la remontée de poches de gaz profondes se formant à une profondeur comprise entre 800 m pour les plus modestes et 2700 m pour les plus importantes.
D'après Krafft et Larouzière (1991), trois types de roches se retrouvent principalement sur Stromboli. Les rhyodacites se présentent uniquement sous forme de ponces surmontant une brèche d'explosion, elles sont peu représentées et montrent une activité acide assez ancienne du volcan. Les andésites (Augite, plagioclase, olivine et verre) et trachyandésistes (biotite, hypersthene, plagioclases, feldspath alcalin et rares olivines) sont très représentatifs du Vancori mais également encore présents aujourd'hui, on trouve d'ailleurs de magnifiques augites tout autour des crêtes. Enfin, les basaltes et trachybasaltes (pyroxene-olivine-biotite et microlites de plagioclases) forment l'essentiel des éjections et coulées des cratères actuels. On trouve enfin quelques Leucites à Vancori.

Le Stromboli est en éruption continue depuis plusieurs centaines d’années ce qui en fait un des volcans les plus connu du monde. Les éruptions, espacées en moyenne d'une vingtaine minutes, offrent aux nombreux visiteurs un spectacle grandiose à la tombée de la nuit. Cette activité lui a valu le surnom de "phare de la méditerranée"car il constituait ainsi un repère visible pour les navigateurs de l'antiquité. Les îles éoliennes et en particulier Stromboli (anciennement Strongyle) jouent un grand rôle dans la mythologie, Les Grecs y plaçaient le séjour d'Eole, dieux des vents; ils y voyaient aussi les forges de Vulcain et le berceau de Diane. Dans l'odyssée d'Homère, Ulysse y débarque après s'être échappé du Cyclope. Strabon, Pline, Auguste, Tibère et d'autres anciens naturalistes parlent de ce volcan avec un sentiment d'effroi. De même, au moyen âge, le pape Grégoire 1er y voyait le séjour des damnés. Ces "légendes" ont été vives jusqu'à la moitié du 19ème siècle, à partir duquel la volcanologie prit un réel essor.

De nombreuse éruptions importantes ont eu lieu sur Stromboli au travers des âges. Au cours du XXème siècle, l'éruption de 1930 fut la plus importante. L'éruption s'étala durant toute l'année mais le paroxysme se produisit dans la matinée du 11 Septembre. Suite à deux très fortes explosions pulvérisant le cratère, une pluie de cendre s'habatit pendant 40 minutes sur l'île et des blocs de près de 30 tonnes furent projetés à 3km du cratère, certains détruisant des habitations aux villages de Stromboli et de Ginostra. Une nuée ardente, peu fréquente sur Stromboli, tua également 4 personnes et un raz de marée tua une personne. Au total l'éruption fît 6 morts. Sous la puissance de l'éruption, l'île se souleva d'un bon mètre avant de se restabiliser par la suite.

A la fin décembre 2002 l'activité du Stromboli change brusquement. Une très forte explosion recouvre de cendres le village de Stromboli. La paroi nord du cratère Nord-Est s'effondre et se présente et des coulées de lave sont émises depuis une fissure sous le cratère Nord-Est.  Le 30 décembre  2002, deux glissements de terrain de plusieurs millions de  m3  de blocs et de cendres depuis une zone dans la Sciara del Fuoco et emportant la coulée émise depuis le 28 décembre. Après un retrait de la mer, un raz de marée provoque des vagues de plusieurs mètres de haut qui blessent 6 personnes sur l’île tout en provoquant des dégâts importants. Le 1 janvier 2003, l’île est presque complètement évacuée et l’armée est sur place avec une surveillance permanente par hélicoptère. Par la suite les coulées de lave s'épanchent à partir d'un évent situés à 500 m d'altitude. Le 5 avril 2003, un paroxysme se produit au cratère Nord-Est mais aussi au cratère Sud-Ouest. Un panache de plus d’un kilomètre de haut s’élève au-dessus du sommet. Des blocs tombent sur Ginostra, au sud, endommageant deux habitations. Un bloc de 20 t tombe près du sentier d'ascension, à 600 m d’altitude. Le panache est important, chargé en cendres qui s'effondrent et provoquent des écoulements pyroclastiques. Toute la zone sommitale fut entièrement recouverte par plusieurs dizaines de centimètres de blocs, et de cendres. Les scientifiques qui surveillent alors l'édifice en hélicoptère échappent de peu à la mort. (Les infos sur cette éruption sont ici résumées à partir de http://decobed.club.fr/Stomboli.html). L'éruption s'arrête le 21 Juillet 2003.

Depuis lors, l'ascension du volcan est beaucoup plus réglementée et le guide est aujourd'hui obligatoire. Malgré la frustration de ne plus pouvoir passer la nuit au sommet, la ballade est toujours aussi belle!


Photo : éruption strombolienne classique, antérieure aux événements de 2003 - Hervé Jomard


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28 novembre 2007 3 28 /11 /novembre /2007 15:11

Hekla

Localisation : Islande
Coordonnées : N 63° 59'
                           O 19° 42'
Altitude : 1491m (a.s.l)

Description succinte : Stratovolcan actif
Volcan rouge grisonnant ;o)

Photo : Lionel Ruhier - juin 2009

Accessibilité: Du fait de sa taille modeste, son ascension n'est pas longue (6-8 heures), mais la neige très souvent présente et les pentes assez raides compliquent quelque peu la tâche. Il est possible de monter en 4x4 jusqu'à mi hauteur sur un sentier pentu, sensations garanties! Il restera alors 2 heures de marche. Attention toutefois, son sommet est souvent noyé dans les nuages.


L'Hekla est le plus célèbre et redouté des volcans d'Islande et a été longtemps considéré comme l'entrée des enfers.  Des affabulations géologique ont même longtemps interprété la ressemblance etymologique de Hekla et Etna comme la source d'une liaison souterraine entre les deux volcans. Ce serait aussi un des points vitaux de la planète selon d'anciens textes tibétains...comme quoi!!!
Voici plus sérieusement une partie condensée de la caractérisation du volcan, écrite par Séverine Moune lors de sa Thèse de Doctorat:

Le volcan Hekla est situé au sud de l'Islande, à l’intersection de la zone sismique sud (SISZ) et de la zone volcanique sud de l’Islande (SIVZ). La zone sismique sud se prolonge dans la zone volcanique sud et exerce sur cette dernière un contrôle structural qui se manifeste notamment par de nombreuses fissures éruptives au niveau d’Hekla (Sigmarsson, 1990). En effet, les éruptions répétées le long de cette fissure principale sont responsables de son profil allongé ENE-WSW. Le système volcanique d’Hekla, incluant le volcan central Hekla lui-même (Heklugja), s’étend sur 40 km de long et 7 km de large. La fissure Heklugja recoupe le volcan, sur 5.5 km de long, à une hauteur de 1490 m et est souvent active sur toute sa longueur pendant les éruptions majeures. Les données géophysiques indiquent une chambre magmatique à environ 8 km de profondeur (Kjartansson and Gronvold, 1983), alors que des mesures de contraintes dans des forages près du volcan suggèrent des profondeurs supérieures à 10 kilomètres (Jonsson et al., 2004). Aucune activité géothermale ne semble être associée à ce volcan ce qui traduit la non existence d’une chambre superficielle sous Hekla.

Le Mont Hekla est un jeune stratovolcan du point de vue géologique : il est probablement né il y a 7000 ans, lors d’une importante éruption Plinienne de cendres acides. Son histoire volcanique est bien connue grâce aux travaux de Thorarinsson (1967). De nos jours, Hekla est considéré comme étant le volcan le mieux connu d’Islande, caractérisé par des éruptions à intervalles réguliers. En effet, depuis 1104 (date à laquelle l’éruption atteignit l’indice d’explosivité VEI 5), le volcan Hekla a connu 18 éruptions et fait des centaines de victimes. Ses éruptions débutent généralement par l'émission d'une violente phase explosive de courte durée (<1 heure) produisant des dépôts de retombées Pliniens de composition évoluée. Puis, pendant une plus longue période (de quelques heures à quelques jours) la plupart du volume du magma est émis sous forme de coulées de lave de composition andésite basaltique (Thorarinsson, 1967). Ainsi Hekla est un volcan particulier produisant, lors d’une même éruption, deux magmas de compositions différentes. En effet, contrairement aux autres volcans d’Islande qui émettent majoritairement des basaltes, les produits du système volcanique d'Hekla définissent une suite de roches, basalte, andésite basique, andésite, dacite et rhyolite, qui est classifiée dans la série alcaline transitionnelle (Jakobsson, 1979). Cependant, les basaltes, ne sont pas émis par le volcan Hekla lui-même mais au niveau de fissures au voisinage d’Hekla. La dernière éruption basaltique date de 1913. La pétrogenèse de ces laves est caractérisée, à la fois, par l’influence de la ride médio-océanique (la zone de rift nord de l'Islande, NIRZ, se propageant vers la SIVZ ; Sigmarsson et al., 1992) et du panache mantellique Islandais (ce dernier étant centré entre 63.6 et 66 °N ; Schilling et al., 1983).

Les périodes de repos varient entre 10 et 121 ans, et la concentration en silice et en alcalins des produits initiaux de chaque éruption augmente avec la durée du temps de repos. En outre, plus le temps de repos est long, plus la force de l’explosion et le volume des produits éjectés sont importants (Thorarinsson, 1967). Avec les quatre dernières éruptions (1970, 1980-81, 1991 et février 2000) le volcan est devenu plus actif qu’auparavant avec des éruptions andésitiques plus petites mais plus fréquentes. De plus, les laves du volcan Hekla depuis 30 ans ont des compositions constantes : ce sont des andésites basiques avec une teneur en SiO2 proche de 54% (Thorarinsson et Sigvaldasson, 1973).

La dernière éruption du Mont Hekla a eu lieu en février 2000. L'éruption a débuté le 26 février 2000 à 18h19 GMT.  Les premiers signes d’activité volcanique (séismes, déformations aux alentours d’Hekla) ont été enregistrés 80 minutes avant le début de l’éruption. Dans un premier temps, une fissure éruptive de 5 km de long s’est ouverte le long du flanc sud-est du Mont Hekla, de laquelle un rideau discontinu de lave a été émis. Quelques minutes plus tard, une colonne éruptive sub-Plinienne a atteint 11 km de haut, avant d’être déviée vers le nord par de faibles vents. Des retombées de cendres et de téphra ont été observées jusqu’à 300 km au nord d’Hekla. Le 27 février, l’éruption a présenté une faible activité Strombolienne et des coulées de lave ont recouvert une grande partie du flanc sud-est du volcan. Au cours des jours suivants, d’autres éruptions mineures, caractérisées par des coulées de laves et des panaches volcaniques de faible extension ont eu lieu. La crise éruptive cesse le 5 mars 2000, date à partir de laquelle on n’enregistre plus aucune activité sismique. Pendant 12 jours d’activité, cette éruption a produit environ 0.17 km3 de magma andésitique basique (0.17 km cubes de lave et 0.01 km cubes de téphra non consolidés).

Une petite anecdote pour finir, les produits volcaniques de l'Hekla sont utilisés en homéopathie pour soigner divers maux. Un petit tour sur le lien suivant s'impose pour les curieux: http://www.upml.fr/glem/homeopat/hekla.htm !!
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