Deux types de volcanisme distincts : « Subduction » et « Point Chaud »

De nombreux types de volcanismes se manifestent à la surface de la Terre, cependant une étude exhaustive nécessiterait une analyse géologique poussée, sortant du cadre de cette recherche. Nous choisissons donc ici de nous consacrer particulièrement aux manifestations volcaniques rencontrées sur les trois terrains auxquels notre travail s’attache.

2.1. Un volcanisme de subduction aux Antilles

Provenant du mot latin «subducere» qui signifie « tirer vers le bas » ou « conduire

en-dessous », le volcanisme de subduction est engendré par la plongée d’une plaque lithosphérique sous une autre. Les extrémités des plaques situées à l’opposé des abords d’une dorsale médio-océanique sont géologiquement plus âgées, elles s’alourdissent avec le temps, provoquant un enfoncement progressif. Ce phénomène entraîne de nombreux sédiments marins gorgés d’eau ; Vers 150 kilomètres de profondeur, il y a fusion de ce

matériel et de la partie supérieure de la plaque. «Le magma de fonte obtenu par la désagrégation

de la plaque est particulièrement riche en gaz. Cela explique en partie le caractère explosif du volcanisme présent au-dessus de ces zones de subduction» (Cheminée, 1994). Le magma remonte à la faveur de fractures dans la plaque opposée. Le volcanisme s'accumule peu à peu sur la plaque et arrive à la surface de l'océan pour former des îles volcaniques disposées en forme d'arc.

Le volcanisme de subduction se caractérise par un type de magma particulier : le magma andésitique, visqueux et riche en gaz. En plongeant dans le manteau, la lithosphère entraîne les sédiments qui recouvrent la croûte océanique ou qui se sont accumulés dans les fonds océaniques par l'érosion des arcs ou des continents. Ces sédiments, relativement riches en silice, ainsi qu’une fraction de la lithosphère subissent une fusion générant le magma

andésitique. L'andésite10est une lave riche en silice : de 52 à 60 % (Cheminée, 1994).

Au niveau des volcans de l’Arc des Antilles, les activités de surface sont soit liées à la progression des magmas vers la surface soit à une accumulation de chaleur due à la présence de gaz remontés de zones plus profondes. Lors de ces remontées, des débuts de cristallisations et de refontes de matériel de la croûte interviennent, entraînant alors une différenciation dans la chambre magmatique et l’individualisation d’une phase gazeuse induisant des augmentations de pression. Cette montée lente emprunte de grandes cassures existant sous le soubassement de l’archipel et se manifeste en surface par des séismes dits « d’origine volcanique » : séisme généralement non ressentis et fondamentalement différents des tremblements de terre d’origine tectonique, dits « régionaux ».

Dans la réalité, les situations sont beaucoup plus complexes. Dans le cas des séismes d’origine volcanique, les masses magmatiques sont souvent bloquées sous de grands volumes de croûte rigide qui exercent sur elles une pression parfois forte : la pression lithosphérique, à laquelle s’oppose la pression due à la progression lente du magma à travers

l’écorce terrestre. Lorsque cette pression des gaz devient supérieure à celle des terrains sus-jacents, les phénomènes éruptifs débutent, s’amplifient brusquement et l’éruption volcanique peut être assimilée au débordement d’une bouteille de champagne, agitée puis ouverte brutalement. L’arrivée du magma près de la surface entraîne alors généralement des éruptions volcaniques pouvant être de types divers: phréatique, phréato-magmatique ou magmatique, à écroulement de flancs, plinienne… L’eau joue un rôle fondamental dans la dynamique mise en œuvre lors de ces activités éruptives (Boudon, Semet, Vinçent, 1992). Les volcans engendrés par le phénomène de subduction sont les plus nombreux à l'air libre et sont les plus tristement célèbres par les catastrophes qu'ils produisent. L'éruption de la Montagne Pelée en 1902 fit près de 30 000 victimes, celle du Nevado Del Ruiz (Colombie, 1985) en fit 25 000 (Cheminée, 1994).

Bardintzeff distingue différents types de subduction en fonction de deux critères : la vitesse de subduction et le type de lithosphère chevauchante. Les arcs jeunes et actifs se caractérisent par une vitesse de subduction de 8-9 cm par an, une profondeur maximale du

Plan de Bénioff11de 700 km et une fosse océanique de 10-11 km (Bardintzeff, 1998). C’est un point à prendre en compte car il est reconnu que la vitesse de subduction influe directement sur le taux de production magmatique. Notons enfin que les taux d’émission restent systématiquement plus élevés en contexte océanique qu’en contexte continental, sans doute en liaison avec une croûte plus fine. Wadge a rassemblé une importante masse de données relatives au volcanisme de subduction, plus particulièrement en Amérique Centrale et aux Antilles. Ainsi, il apparaît que la vitesse de subduction concernant cette première zone d’étude est d’environ deux centimètres par an (Wadge, 1984 ; Bardintzeff, 1998).

2.2. Un volcanisme de Point Chaud à la Réunion

Selon Jean-Louis Cheminée, un volcan de point chaud est l’expression, à la surface de

la lithosphère, d’une remontée de magma chaud, le panache12, depuis des grandes

profondeurs de la Terre, à près de 3000 kilomètres. Ce panache, possédant une source fixe par rapport au noyau terrestre, va alors agir tel un chalumeau. Un ou plusieurs jets de matière en fusion perforent une plaque lithosphérique, océanique comme continentale (Cheminée, 1994).

Plusieurs hypothèses existent quant à la genèse des panaches de point chaud. Certains prendraient naissance à la limite du noyau et du manteau, à presque 3000 km de profondeur, d’autres seraient issus d’une « zone de transition » située entre 400 et 800 km. Quelle que soit leur origine, les masses de magma chaud remontent assez rapidement, de l’ordre de quelques dizaines de centimètres par an. Physiquement le phénomène est bien compris des scientifiques, une forte pression interne s’exerce, faiblissant à mesure de l’ascension des

matériaux. D’après Claude Jaupart, géophysicien à l’Institut de Physique du Globe, «les points chauds évacueraient près de 10% de la chaleur produite par le noyau terrestre. Leur durée de vie est de l’ordre de 100 millions d’années» (Jaupart, 1998). Le magma engendré par le panache, plus chaud et plus léger que le matériel environnant, que l’on appelle l’encaissant, monte

dans les conduits d’alimentation du volcan jusqu’à des réservoirs qu’on appelle chambres

magmatiques. Dans ces chambres, dont la structure n’est pas parfaitement connue, la phase gazeuse se sépare des phases liquide et solide selon différents processus. La pression monte, des fissures s’ouvrent au niveau du toit des chambres s’accompagnant de séismes, de déformations du sol ; les gaz entraînent le magma à la surface (Cheminée, 1994). Les laves, généralement de type basaltique, s’épanchent alors sur le plancher océanique ou à la surface terrestre. Fluides, elles laissent échapper les gaz volcaniques bien plus facilement que dans le type andésitique. En milieu océanique, l’amoncellement des laves dans le temps fini par arriver à la surface et crée une île : c’est ainsi que s’est formée l’Ile de la Réunion, sortie de l’océan il y a un peu plus de deux millions d’années. De grands épanchements basaltiques en sont à l’origine. Il y a 65 millions d’années, les plateaux du Deccan (en Inde) se forment sur 500 000 km ² et 4 km d’épaisseur au cours d’une période d’environ 500 00 ans, suite à

l’arrivée d’une « tête de panache ».La plaque se déplaçant vers le nord, l’empreinte laissée

par ce point chaud est constituée de plusieurs groupes d’îles : les Laccadives, les Maldives, les Chagos, le Plateau des Mascareignes et enfin, les plus récentes, l’île Maurice et la Réunion (Cheminée, 1994).

Ainsi, un point chaud est fixe mais grâce au déplacement des plaques lithosphériques, on observe la création au fil des millénaires de véritables chapelets d’îles dont les volcans s’endorment les uns après les autres au fur et à mesure de la migration de la plaque. Les volcans sont en effet peu à peu « débranchés » du point chaud de leur origine. Les édifices s’élevant à l’air libre sont ensuite érodés progressivement par les actions météoriques du vent, des précipitations. Cette usure naturelle s’ajoute à l’enfoncement progressif de la plaque lithosphérique qui le supporte car elle s’alourdit peu à peu avec le temps. Les anciens volcans issus de points chauds passent au stade d’atoll avant de disparaître sous les eaux océaniques.

3. Volcans antillais soumis à une zone de subduction active

L’arc des Petites-Antilles, archipel situé à l’est de l’Amérique Centrale apparaît cerné à l’est par l’océan Atlantique et à l’ouest par la Mer des Caraïbes. Il s’étend le long d’un axe elliptique de plus de 820 km entre l’île d’Anguilla, au nord, et l’île de Grenade, au sud. L’apparition de l’archipel est due à l’importante mobilité de plaques lithosphériques qui se sont confrontées au fil du temps. L’activité à l’origine de ce chapelet d’îles s’est progressivement déplacée. Un décalage, induit par un changement du mouvement relatif des plaques, s’est alors fait sentir. Les deux plaques américaines, qui s’éloignaient l’une de l’autre, ont vu leur mouvement s’inverser et se sont peu à peu rapprochées, créant une compression nord-sud de la plaque Caraïbe. Celle-ci s’est alors déplacée vers le nord-est. La plaque Caraïbe est aujourd’hui comprimée entre la plaque Coco, à l’ouest et la plaque Atlantique Nord, à l’est. Elle est limitée au nord et au sud par des failles coulissantes qui affectent au nord le Guatemala et au sud la Colombie et le Vénézuela. A l’ouest, la plaque

Caraïbe est limitée par la subduction de la plaque Coco sous l’Amérique Centrale. A l’est, la lithosphère océanique Atlantique et une partie des sédiments qu’elle supporte plongent sous la plaque Caraïbe. C’est cette subduction frontale qui est à l’origine de l’arc insulaire des Petites-Antilles. Elle engendre un volcanisme andésitique actif et de nombreux séismes. Un retour au mouvement dominant est-ouest a provoqué la création d’un second arc, l’arc interne. Ces deux arcs parallèles se rejoignent notamment au niveau de l’île de Sainte Lucie et de l’île de Saint Vincent (Westercamp, Tazieff, 1980). L’arc externe, daté d’il y a 40 millions d’années est le plus ancien ; il se situe au nord de l’archipel et s’étend d’Anguilla à Marie-Galante. Il est constitué d’îles aux reliefs modérés à recouvrement calcaire. L’arc interne, plus récent, comporte une dizaine d’îles principales et de nombreux îlots (Carte 8). Cet axe se compose de onze volcans actifs, dont la Montagne Pelée en Martinique et la Soufrière de Guadeloupe en Basse-Terre.