L’île de la Possession

L’île de la Possession fait partie du groupe des îles de l’Est qui reposent sur la partie

la plus étroite du plateau de Crozet. Ci-dessous je présente une synthèse des

caractéris-tiques morphologiques, géologiques et tectoniques de cette île (Chevallier, 1980;

Cheval-lier et al., 1983; Verwoerd et al., 1990).

Morphologie :

L’île de la Possession fait 18 km de large sur 15 km de long, pour une superficie

d’en-viron 147 km

. Son plus haut sommet, le pic du Mascarin, culmine à 934 m d’altitude,

suivies de crêtes hautes de 700 à 900 m d’altitude orientées selon une direction NE-SO.

Cette île est la partie émergée d’un ancien strato-volcan dont les trois-quarts se sont

effon-drés en mer (Chevallier et al., 1983). Elle présente cinq vallées principales creusées lors

d’un épisode glaciaire récent (< 10 ka, Chevallier, 1980). Les plus imposantes vallées

glaciaires sont celle des Branloires, de la Hébé et des Géants (fig. 3.5). Un autre indice

morphologique de cet épisode est la présence de moraines associées à ces vallées ainsi

que la présence d’un verrou glaciaire en amont de la vallée du Petit Caporal, barrant un

ancien cirque relativement profond (Chevallier, 1980).

Histoire géologique et tectonique :

La figure 3.5 présente la répartition des différentes unités géologiques de l’île de la

Possession (Chevallier, 1980).

Cette île s’est construite en 3 cycles décomposés en cinq phases volcaniques, dont

je reprends ci-dessous les principales caractéristiques (Chevallier, 1980; Chevallier et al.,

1983).

– Cycle 1 (∼ 7 Ma) : La première phase éruptive reflète le passage d’une activité

volcanique sous-marine à sub-aérienne de l’île par un empilement de

hyaloclas-tites palagonitisées intercalées dans des dépôts volcano-détritiques. S’en suit une

seconde phase éruptive, où un empilement de 300 m de coulées interstratifiées par

des dépôts volcano-sédimentaires marque l’édification d’un stratovolcan (40 km de

diamètre) dont le centre éruptif se situe à l’ouest de l’île. L’épaisseur de ces

dé-pôts augmente dans le temps au détriment de l’abondance des coulées. Le milieu

de cette série a été datée à 8,1±^{0,6 Ma (Chevallier et al., 1983), et l’une de ses}

dernières manifestations à 2,7±0,8 Ma par datations K/Ar (Chevallier et al., 1983).

Un réseau filonien important a alors recoupé cette séquence et se décompose en

deux types : les plus nombreuses et anciennes intrusions sont les « ring-dykes » ou

FIGURE3.5 –Carte géologique et topographique de l’île de la Possession, modifiée d’après Chevallier

(1980). Equidistance des courbes de niveaux : 20 mètres. Numéros encadrés = localisation des échantillons

datés par Chevallier et al. (1983) (fig.3.6).

dykes annulaires, mis en place à 1,3±^{0,4 Ma et présentant un pendage externe par}

rapport au centre éruptif principal du stratovolcan. Ces derniers sont recoupés par

le second type d’intrusions : les « cone-sheet », dont le pendage est cette fois

in-terne par rapport au centre éruptif. Ces intrusions occupent seulement 7 % de la

surface de l’île et seraient la conséquence d’une baisse de la pression induite par la

remontée de magma vers la surface et par des subsidences internes de l’empilement

volcanique (Chevallier et al., 1983). Combinée à ces hypothèses de subsidences, la

prédominance des dépôts détritiques dans la partie supérieure de cette série marque

une période d’accalmie et d’érosion à la fin de cette seconde phase.

– Cycle 2 (∼^{300 ka) : Une formation conglomératique (10-50m d’épaisseur) se met}

alors en place en discordance sur les formations de la phase précédente et marque

le début de la troisième phase éruptive de l’île (Chevallier et al., 1983). Cette phase

est la plus importante en termes de répartition et semble moins épaisse que la

précé-dente. Elle se compose d’un empilement de matériel détritique remanié et intercalé

par des coulées et sills métriques, qui deviennent plus nombreux vers le sommet

de cette séquence. Ces laves sont issues d’un réseau de dykes radiaires dont deux

intrusions ont été datées à 0,8±0,2 Ma et 0,72±0,11 Ma (Chevallier et al., 1983).

Ce réseau filonien est concentré à l’ouest de l’île et présente un centre géométrique

confondu avec celui du stratovolcan de l’île (Chevallier et al., 1983). Les

dimen-sions de cette unité intrusive (en termes de diamètre, épaisseur de la zone et

géomé-trie des dykes) indiquerait la présence d’une chambre magmatique à plus de 5 km

de profondeur (Chevallier et al., 1983). Par ailleurs, une seule extrusion s’est mis en

place au sud-ouest de l’île (dôme de la Pérouse, fig. 3.5) et a été datée à 1,03±0,4

Ma. Cette dernière recoupe les unités de la phase II et est traversée par les dykes

de la phase IV et failles de la dernière phase éruptive. Sa mise en place a ainsi été

estimée au cours de la phase III, soit entre 0,7 et 1 Ma (Chevallier, 1980).

La quatrième phase éruptive se compose d’une dizaine de mètres de coulées de

plateau régulièrement espacées verticalement (une tous les 10 m). Ces coulées sont

issues de l’activité d’une zone de rift orientée N135° (>5 km de large - 12 km de

long), puis N105° vers l’ouest de l’île. Trois échantillons de cette phase ont été

datés à 0,7±^{0,15 Ma, 0,65}±^{0,15 Ma et 0,53}±^{0,09 Ma (datations K/Ar, Chevallier}

et al., 1983). La fin de ce cycle est marquée par un épisode glaciaire (< 20 ka,

Chevallier, 1980), qui a formé les vallées en auge précédemment citées et érodé les

séries précédentes.

– Cycle 3 (< 6200 ans) : Ce dernier cycle est représenté par une seule phase

volca-nique qui s’est mis en place avant 6200 ans cal. B.P. (Van der Putten et al., 2008), et

en discordance sur les séries précédentes (Fairbridge, 1961; Chevallier et al., 1983).

Elle s’est manifestée par deux dynamismes différents : (1) une phase explosive de

type strombolienne, avec l’édification de cônes de scories alignés selon une

direc-tion principale NE-SO ; (2) une phase effusive moins conséquente, avec l’émission

de 2 coulées principales (la Grande Coulée et la vallée des Géants, fig. 3.5). Une

phase tectonique majeure et récente (i.e. Holocène, Chevallier, 1980) a modifié la

morphologie de la partie ouest de l’île au cours de ce cycle. La conséquence la plus

évidente de cette tectonique d’effondrement est le basculement tardif de 40° vers

l’ouest de la série constituant la première phase volcanique.

L’activité de cette île se résume en trois cycles illustrés dans la figure 3.6. Le premier

cycle marque la construction de l’île en 2 phases volcaniques, avec le développement du

stratovolcan et la mise en place d’un réseau filonien important en seulement ∼^{10-100 ka}

(Chevallier et al., 1983). La transition entre le premier et le second cycle est marqué par

une période d’accalmie volcanique, laissant place à une période d’érosion intense durant

∼270 ka. Puis une nouvelle période d’activité volcanique de type fissural (i.e. intrusions,

FIGURE3.6 – Log chronostratigraphique des unités constituant l’île de la Possession, modifié d’après

Chevallier et al. (1983). La position géographique des échantillons datés par Chevallier et al. (1983) est

reportée en figure 3.5.

extrusion et rift) survient et s’étale sur∼ ^{300 ka. Une seconde phase d’érosion marque}

la fin de ce second cycle, et correspond au dernier épisode glaciaire, creusant fortement

les vallées de l’île. Le dernier cycle tardif est marqué par des mouvements tectoniques

importants associés à des réémissions volcaniques stromboliennes et effusives durant une

période très courte (i.e. < 10 ka, Chevallier and Nougier, 1981).