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Earth of fire

Actualité volcanique, Articles de fond sur étude de volcan, tectonique, récits et photos de voyage

Publié le par Bernard Duyck
Publié dans : #Excursions et voyages

Caldeira-du-Kilauea-et-Mauna-Loa-au-loin---R.Fiske-Smithson.jpg

La caldeira du Kilauea et en arrière-plan, la silhoutte du Mauna Loa, deux grands volcans-boucliers de l'île d'Hawaii - photo Richard fiske / Smithsonian Inst.

 

De nombreux glissements de terrain et avalanchs de débris marquent les flancs sud-est et ouest de l'île d'Hawaii / Big island

 

geomap-Big-island---hilo.-hawaii.edu.jpg

Carte géologique des structures subaérienne et sous-marine de Big island - les glissements et avalanches de débris sont colorées en rose et rouge- doc. Giant landslides of Kilauea and Mauna Loa - Moore et Chadwick 1995 - Univ. Hilo.

 

Au sud-est du Kilauea : le glissement Hilina.

Le glissement Hilina est un bon exemple d’effondrement. Les grandes falaises, les " palis ", sur le côté sud du Volcan constituent en fait le sommet d’un système de faille extensif. Les études bathymétriques ont révélé la présence d’une large zone de glissement, précédée d’une zone de débris, situées entre la pointe Est de Big island et le mont sous-marin Loihi. Le glissement de flanc du Kilauea vers la mer a poussé ces dépôts pour former une banquette frontale. Un bassin s’est formé à l’arrière de ce banc et au dessus du flanc sous le niveau marin. Le soulèvement et le basculement arrière du jeune bassin pourrait indiquer une croissance de ce banc.

 

hilina-slump-and-debris---Hilo.hawaii.edu.gifZone SE de Big island : en rouge, les contours des glissements / avalanches de débris Hilina - en jaune, le tracé des rift zones du Kilauea et Mauna Loa - doc. Giant landslides of Kilauea and Mauna Loa - Univ. Hilo.

 

2003-Submarine-south-flank-Kilauea---Morgan-moore.jpg                        Submarine South flanks of Kilauea volcano - doc. Morgan & Moore 2003

 

Hilna-fault-scarp---OSU.jpgKilauea - Hilina fault scarp - l'escarpement de faille est recouvert par de récentes coulées de lave - photo Oregon state University.


Durant les années 90, le Kilauea s’est déplacé de 10 cm  par an vers l’océan. En contraste, le Mauna Loa ne semble pas avoir bougé dans le même temps. Une des causes possibles est la présence du Kilauea … qui lui "ferme la porte". Les mouvements du Mauna Loa sous-entendent la mobilisation d’une grande part de terrain, et résultent en séismes importants. Le dernier en date s’est produit en 1868 : le séisme Ka'u fut de magnitude 8, et toute la ligne de côte entre Ka'u et Kalapana en fut secouée et bougea en direction de la mer. En 1975, un séisme de magnitude 7,2 secoua Kalapana, faisant bouger uniquement le flanc sud du Kilauea, le faisant descendre de 2-3 m. par place. De récentes études sismiques montrent que le plancher marin s’est abaissé de quelques degrés sous le flanc sud du volcan, facilitant un glissement éventuel.

 

Mauna-Loa-1975---D.Peterson-USGS.jpg                Mauna Loa - sommet du volcan et pit craters - photo Peterson / GVP


Le Mauna Loa : " West side story ".

Quatre plongées du ROV Tiburon sur le flanc sous-marin ouest du Mauna Loa ont montré la présence de plusieurs avalanches de débris et celle d’une banquette frontale pouvant être considérée comme un bloc détaché du Mauna Loa, contenant un mix lithologique volcanoclastique et surmonté de lits de graviers et de pillow lavas.

 

mlslide-west-side-Big-island.gifZone Ouest de Big island - en rouge, les contours des avalanches de débris du Mauna Loa - en bleu les failles  et escarpements coupant la zone de rift (en jaune) - doc. Giant landslides of Kilauea and Mauna Loa - Univ. Hilo.

 

Mauna-Loa-north-collapse---jpg

 

Mauna Loa - zone de colapsus nord, reconstruction et zone de collapsus sud, et situation actuelle, avec le Kilauea  - dessin 3D de Rick Hazlett - doc. Giant landslides of Kilauea and Mauna Loa - Univ. Hilo.

Tout ceci suggère un effondrement de l’édifice subaérien, daté de 250.000 – 200.000 ans. Une activité éruptive  a progressivement reconstruit le flanc et a stopper le glissement jusqu’à l’avalanche de débris Alika 2, aux environs de 120.000 ans.

La cicatrice de l’avalanche a coupé la zone de rift active forçant celui-ci a migrer vers l’ouest et expliquant le décalage de la zone active du Mauna Loa.

 

Sources :

- Global volcanism Program - Kilauea

- Global Volcanism Program - Mauna Loa

- Prodigious Submarine Landslides on the Hawaiian ridge  - by J.G. Moore & al.

- Mauna Loa's submarine western flank: Landsliding, deep volcanic spreading, and hydrothermal alteration - by Julia K. Morgan & al.

- Slope failure and volcanic spreading along the submarine south flank of Kilauea volcano, Hawaii

Julia K. Morgan, Gregory F. Moore and David A. Clague

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Publié le par Bernard Duyck
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La zone qui couvre la dorsale hawaiienne a été cartographiée à l’aide de sonar (système GLORIA) . Cette étude a montré que les dépôts de glissements et d’avalanches de débris couvrent  100.000 km² tant sur la dorsale que sur le plancher marin, de l’île de Kaui à celle d’Hawaï (Big island) , soit une surface supérieure à cinq fois celle des îles elle-mêmes.

Certaines avalanches de débris atteignent une longueur de 200 km. pour un volume estimé de 5.000 km³.

 

hawaii-map.jpg                            La dorsale Hawaïenne en image de synthèse - pacificislandspark

 

Submarine-landslides-on-the-Hawaiian-ridge---Moore_JGR9403-.jpgPartie sud-est de la dorsale Hawaïenne et principales avalanches / glissements (ligne hachurée) - zones en hummocks (zone de pointillés) - les canyon sous-marins - doc. Prodigious submarine landslides on  the Hawaiian ridge / J.G. Moore & al. 1989

 

Les ruptures de pente qui ont causé ces dépôts concernent les volcans dès leur stade sous-marin, pour culminer vers la fin de la construction du bouclier subaérien, et continuer longtemps après leur entrée en dormance. Le comportement dynamique des volcans peut être modulé par ces ruptures de pente et les caractéristiques de structure des avalanches sont à relier à des éléments volcaniques tels que zones de rift et système de failles.

 

Les glissements de terrain sont de deux types, les glissements et les avalanches de débris.

Les glissements sont larges, plus de 110 km., et épais, jusqu’à 10 km, avec des dorsales tranverses en blocs ; ils se déplacent lentement.

Les avalanches de débris se meuvent au contraire rapidement ; elles sont longues, jusqu’à plus de 230 km, et peu épaisse, entre 50 m. et 2.000 mètres. Elles laissent un amphithéâtre aux parois bien définies au sommet et leur partie distale présente un faciès en hummock. La mise en place rapide des avalanches de débris cause des perturbations océaniques, qui produisent des dépôts présentant des vagues, comme le Hulopoe Gravel sur Lanai, haut de 365 mètres.

 

Examinons deux cas : Moloka'i et Big island

 

L’île de Moloka’i se compose de trois volcans- boucliers : Moloka'i ouest, ou Maunaloa (ne pas confondre avec son homonyme de Big island) – la péninsule de Kalaupapa, au centre nord – Moloka'i est, ou Wailau.


 

molokai---dt-geology-un.Hawaii--Manoa.jpg         Carte géologique simplifiée de Moloka'i - doc. département de géologie Univ. d'Hawaï / Manoa.


Le Wailau a commencé à se former entre 2 et 1,5 Ma - stade bouclier; une phase post-bouclier est datée entre1,5 et 1,3 Ma. Le point culminant est Kamakou peak.

Son nom hawaïen, Wai lau, signifie  "nombreuses eaux"  ... une zone humide de tourbières s'est développée juste sous le sommet de Kamakou; un sol acide, arrosé par d'abondantes pluies, une température basse et des vents forts ne permettent que le développement d'une végétation rase. Cette zone, appelée Pepe'opae bog, est le siège de nombreuses plantes endémiques.

 

MolokaiSeacliffs---hawaiimagazine.jpg

                              Moloka'i - falaises d'Est-Moloka'i - photo Hawaï magazine

 

 

La côte nord d’Est Moloka'i est caractérisée par des falaises très hautes, atteignant 1.100 mètres, marquées par un angle de plus de 55° . Les flancs sud par contre,descendent en pente douce vers la mer, suivant un schéma typique de volcan-bouclier. De récentes recherches de J. Moore et R. Holcomb / USGS suggèrent qu’un épouvantable glissement de terrain a coupé en deux le volcan Wailau, formant les falaises et des dépôts importants sur le plancher marin adjacent à celles-ci. Ils estiment que près de 500 km³ manquent côté nord du volcan.

 

Molokaï et l’avalanche de débris Wailau :

Cette avalanche, nommée d’après un canyon du côté nord de Moloka'i, a supprimer la partie nord du volcan Est de l’île, laissant un amphithéatre bien défini large de 40 km.

Elle a érodé le côté sud de l’ancienne avalanche de débris Nuuanau (concernant l’île de Oahu - 5 sur la carte) et s’est entremêlée à cette dernière … Le mont sous-marin Tuscaloosa situé dans cette zone fait partie de l’avalanche Nuuanau (analyse des laves – M.S.Pringle)

 

Pali-Cicatrice-Nuuanu-landslide.jpgIle d'Oahu - Nuuanu Pali lookout, vue sur la cicatrice laissée par l'avalanche de débris Nuuanu, au dessus de Kane'ohe Bay- doc. Oahu island.


Elle est datée de 1,4 Ma , ce qui correspond à celui des laves de la fin du stade bouclier du volcan Est-Molokai (environ 1,5 Ma).

 

molokai-slide.jpgSchéma du glissement et de l'avalanche de débris qui a emporté la moitié du volcan-bouclier d'Est-Moloka'i- l'érosion de la cicatrice et l'implantation du bouclier Kalaupapa -doc. geology of the Hawaiian islands - univ. Hilo.


La cicatrice de l’avalanche de débris est largement en friche, mis à part le petit volcan Kalaupapa, qui s’est implanté après la subsidence de la dorsale suivant l’avalanche de débris Wailau ; il est daté par la méthode K/Ar entre 570.000 et 340.000 ans.

 

Submarine-landslides-on-the-Hawaiian-ridge---Moore_JGR9410.jpg 

Bathymétrie du nord de Moloka'i - intervalle des contours 100 m. - les bords de l'avalanche cernés par les lignes hachurées - essaimde dykes: double ligne hachurée - Doc Stearns & McDonald.

  

L’absence de subsidence post-Kalaupapa est indiquée par le fait qu’un changement notable de pente sur le flanc du volcan, formé au niveau de la mer, se retrouve à un niveau juste en dessous du niveau marin actuel (Moore)… Molokai n’a pas subi de subsidence supérieure à 30 mètres au cours des derniers 330.000 ans. L’érosion marine entre en ligne de compte pour la période située entre l’avalanche de débris et la formation du Kalaupapa, vers un million d’années.

 

Misty-Rainbow--Waialu-Valley--Molokai--Hawaii.jpg                     Moloka'i - Waialu valley - "Misty rainbow" - photo Moloka'i / Hawaii

 

Sources :

- Prodigious Submarine Landslides on the Hawaiian ridge - by J.G. Moore & al.
- Geology of he Hawaiian islands - Giant landslides of the Hawaiian islands / Univ. de Hilo

- The proximal part of the giant submarine Wailau landslide, Molokai, Hawaii - by David Clague & James G. Moore.

 

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Publié le par Bernard Duyck
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golfovalley_el_hierro_gr.jpg

El Hierro - la cicatrice d'El Golfo, dans laquelle on peut distinguer quelques cônes qui témoigne de l'activité post-collapsus - photo Der Spiegel.


Entièrement volcanique, l’île d’El Hierro est la plus jeune de l'archipel, son émergence étant datée à environ 1,2 Ma.

L'édifice est un volcan bouclier qui se trouve, comme l'île voisine de La Palma, à son stade de croissance (= la vitesse de construction est supérieure à la vitesse d'érosion).


L'histoire de sa formation est découpée en trois phases distinctes :

1- l'élaboration d'un premier volcan sous-marin, la " ride sud ", allongé nord-sud ;

 2- formation d'un volcan de forme plus conique, nommé Tiñor, qui s'édifie par la suite sur la pointe nord nord-est de la Ride Sud. A ce stade l'île émerge.

3- l'activité se décale vers l'ouest et édifie le volcan d'El Golfo. Ce volcan-bouclier complexe atteint actuellement une hauteur totale de 5.500m et un volume de 5.500Km³.


Son fonctionnement, tout comme celui des autres volcans-bouclier des Canaries, diffère des volcans-boucliers type Hawaï de part son système d'alimentation. En effet, ce dernier (comme pour une majorité de volcans-bouclier d'ailleurs) n'est pas alimenté en continu par sa source mantellique (point chaud) ce qui se traduit par la formation de petites chambres magmatiques successives à une profondeur estimée entre 19 et 26 km.

 

elgolfo.jpg              El Hierro - doc. Nasa - la cicatrice de l'effondrement d'El Golfo est la plus "visible"

 

1-s2.0-S0025322701001530-gr2.jpg                        El Hierro : rifts zones en étoile - cicatrices des effondrements


Du point de vue volcano-tectonique, l'édifice est découpé par trois rift-zones organisées " en étoile " (est-ouest, nord-est et nord-sud) et qui rayonnent depuis la zone sommitale de l'île.

Des modélisations analogiques récentes ont montré que la croissance successive des trois édifices, dans cet ordre précis (ride sud, Tiñor puis El Golfo), sur un substrat sédimentaire pourrait être à l'origine de cette organisation.

Le poids de l'île est en effet susceptible de provoquer le fluage des sédiments jurassique, assez ductiles (mous) sur lesquels elle repose. En glissant, ces sédiments entraînent lentement les flancs de l'édifice, causant leur fracturation et l'ouverture des rift-zones. Ces lents glissements constituent aussi la principale caractéristique morphostructurale de l'île d'El Hierro.

 

geeetalelhierro20014.jpgEl Hierro -  position et étendue des différents glissements de terrain, par rapport à la partie émergée de l'île et de son sous-bassement. - Doc D.G. Masson & al.

 

geeetalelhierro20016.jpgVues 3D des différents glissements de terrain qui ont marqué l'île d'El Hierro - Doc D.G. Masson & al. 


Sa forme globalement triangulaire est en effet le résultat d'au moins 4 glissements de terrain géants. Le volume combiné de ces effondrements, compris entre 400 et 500 km³ dépasse de loin le présent volume subaérien de l’île, environ 140 km³.


Le plus récent, le glissement d'El Golfo, est daté entre 136.000 et 21.000 ans, et a emporté le flanc nord-ouest de l'île (entre 150 et 180 km3 de roches déplacées).


El-Golfo-landslide----Carracedo.gif

   El Hierro - chronologie schématique du glissement de terrain d'El Golfo  -  Doc D.G. Masson & al. 


Le glissement d'El Julan (plus de 200.000 ans, volume déplacé compris entre 60 et 120 km3) a emporté le flanc sud-ouest, celui de Las Playas (plus de 134.000 ans, entre 25 et 35 km emportés) et celui de San Andrès (176.000 ans) semble avorté (certains auteurs considèrent ces deux derniers glissements sous les noms de  Las Playas I & II).


Les traces des tsunamis géants provoqués par ces avalanches de débris, produites par plusieurs volcans des Canaries, ont été repérées sur les côtes américaines. Ces tsunamis ont fait l'objet de simulations destinées à estimer l'impact qu'ils auraient si il s'en produisait de nouveau à notre époque.

 

El-Hierro-ermita-de-Frontera--fotos-aerea-canarias.jpgEl Hierro - El Golfo - Ermita de Frontera : un cône témoin de la poursuite de l'activité après l'effondrement  * doc. fotos aereas de Canarias.

 

El-Hierro-el-Golfo-Norte--200910--7-.jpg                                 El Hierro - El golfo norte - doc. fotos aereas de Canarias

 

800px-Coast_El_Golfo--bjoern-Hoernitz.JPG                                   El Hierro - la côte d'El Golfo - photo Bjoern Hoernitz

 

Sources :

- Flank stability and processes off the western Canary islands : a revue from El Hierro and La Palma - by R.Urgeles & al.

- Slope failures on the flanks of the western Canary Islands - by D.G. Masson & al.

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Publié le par Bernard Duyck
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La Palma, une des îles les plus jeunes des Canaries, possède une histoire géologique turbulente, marquée par un volcanisme explosive et une érosion qui culmine en de multiples glissements de terrain géants, chacun clôturant une période géologique.

 

_La_Palma---Lviatour.jpg                     La Palma - bananeraies sur fond de Cumbre Vieja - photo Lviatour.

 

LaPalma-2004-Nasa-ISS.jpgLa Palma vue de l'ISS en 2004 - de gauche à droite : la Cumbre Vieja, la Cumbre Nueva au centre, et la caldeira de Taburiente - Image Science and Analysis Laboratory, NASA-Johnson Space Center. 2 Nov. 2004. "Astronaut Photography of Earth - Quick View."


Une succession de phases constructives et destructrices :

 

avalanches-La-Palma---Univ.Barcelona.gifLa Palma - localisation des glissements de terrain (Playa de La Veta et Cumbre Nueva) et des cicatrices subaériennes qu'elles ont laissées - doc. Universidad de Barcelon.


 La première phase a débuté il y a deux millions d’années, avec la construction sous-marine d’un volcan-bouclier. Ce volcan émerge il y a 1,8-1,2 Ma : appelé Garafia, il va croître rapidement et s’élever jusqu’à 2.500-3.000 mètres. Ses flancs deviennent instables et il y a 1,2 Ma, son flanc sud est marqué par un glissement de terrain important.

 

La_Palma-volcan_de_Taburiente---Maksim.jpg                          La Palma - volcan de Taburiente - photo Maksim.

 

L’activité reprend et le volcan Taburiente s’édifie dans la zone d’effondrement du précédent. Différentes zones de rift se forment, la plus large vers le sud, marquée de la  crête courbe de Cumbre Nueva.

Ce volcan de rift grandit trop rapidement, devient instable, ce qui se termine par un nouveau glissement de terrain il y a 560.000 ans affectant la partie ouest du volcan et emportant une part du Taburiente : 180.000 à 200.000 m³ de matériaux s’écrasent en mer formant la vallée Aridane au centre de l’île et le cratère d’érosion de la caldeira de Taburiente.

 

Caldera-de-Taburiente---Pico-Bejenado---Summitpost.jpg         La Palma - la caldeira de Taburiente, et à gauche le Pico Bejenado - photo Summitpost.

 

Dans la zone d’effondrement, un nouveau volcan se forme : le Bejenado, dont ne reste aujourd’hui que le Pico Bejenado. Ce volcan ferme la caldeira de Taburiente vers le sud , ne laissant qu’une brèche par laquelle les matériaux érodés seront drainés par le Rio Taburiente. Simultanément, le Cumbre Vieja commence à s’établir sur les anciennes pentes oust du Cumbre Nueva. Ses laves les plus anciennes sont datées de 125.000 ans.

 

 

Cumbre-vieja-ISS017-E-06820_lrg.jpgLa Palma - en haut à gauche, la Cumbre Nueva - sur la droite, alignement de cône sur le rift Cumbre Vieja - photo Nasa / ISS017-E-06820.

 

volcan-La-Palma---Carracedo-1994.jpg                               Carte géologique de La Palma - doc. Carracedo 1994

Les différentes formations, la rift zone sud et en rouge emplacement et date des éruptions historiques.


Le volcanisme se développe en direction du sud, modifiant le tracé des côtes. La dernière éruption, celle du volcan Teneguia, débute en octobre 1971 sur le rift sud.

 Le volcan Teneguia constitue la pointe méridionale de la Cumbre Vieja, chaîne de volcans de 25 km de long et culminant à 1949 m au cône de Duraznero (réactivé lors d’une éruption mémorable en 1949).

 

Teneguia---Summitpost.jpg                                    La Palma - volcan Teneguia - photo Summitpost

 

palma_eruption-Cumbre-vieja-1949.jpgvolcan-teneguia-la-palma---Viaje-Jet.jpg

 

 

 

 

Eruption du Teneguia en 1971 - images archives (à droite, via Viaje Jet)

 

Le futur de La Palma :

Une future éruption de la Cumbre Vieja va fatalement conduire à un effondrement de flanc … reste à connaître la date de l’évènement et le volume de l’avalanche !

 

LAPALMA2---geo-arizona.jpg      La Palma - Cumbre Vieja - failles en relation avec l'éruption de 1949 - doc. geo Arizona


En 2001, une simulation par ordinateur a été effectuée, en tenant compte de paramètres bien précis : un glissement de 500 km³  s’écroulant vers l’ouest sur 60 km. (avant d’arriver sur le fond à moins 4000 mètres) à la vitesse de 100 mètres/seconde pourrait générer un tsunami dont les vagues atteindraient 10 à 25 mètres de haut. Celui-ci sur base de ces données pourrait traverser l’atlantique et atteindre les côtes américaines en 9 heures.

D’autres données donnent des résultats tout à fait différents : p.ex. un volume de 250 km³ dévalant sur 60 km. à la vitesse de 50m./sec. donnerait des vagues d’amplitude divisée par 4.

 

Canaries2.gifCanaries3.gifCumbre Vieja Volcano -- Potential collapse and tsunami at La Palma, Canary Islands - Steven N. Ward & Simon Day 

Evolution of the La Palma landslide tsunami from 2 minutes (a, upper left) to 9 hours (i, lower right). Red and blue contours cover elevated and depressed regions of the ocean respectively and the yellow dots and numbers sample the wave height, positive or negative, in meters. Note the strong influence of dispersion in spreading out an original impulse into a long series of waves of decreasing wavelength. See also that the peak amplitudes generally do not coincide with the first wave. Even after crossing the Atlantic, a lateral collapse of Cumbre Vieja volcano could impose a great sequence of waves of 10-25 m height on the shores of the Americas. 

 

Sources :

- Global Volcanism Program - La Palma

- Summitpost - La Palma

- Slope failures on the flanks of the western Canary Islands
D.G. Masson - by D.G. Masson & al.

- Cumbre Vieja Volcano -- Potential collapse and tsunami at
La Palma, Canary Islands - by Steven N. Ward /Institute of Geophysics and Planetary Physics, University of California, Santa Cruz California, USA
and Simon Day / Benfield Greig Hazard Research Centre, Department of Geological Sciences, University College, London, UK

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Publié le par Bernard Duyck
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Los-sombreros-del-Teide---Naturaleza.jpg

                               "Los sombreros del Teide" - photo Naturaleza.


Les îles les plus jeunes de l’archipel des Canaries montrent avec evidence une activité de glissements.

 

Slope-failures-o-the-flanks-of-the-W-Canary-isl.---D.G.jpgLes différentes avalanches de débris marquant les îles les plus jeunes de l'archipel des Canaries - doc. Slope failures on the flanks of the western Canary Islands - D.G. Masson & al.


Les recherches concernant le sous-sol de l´île de Ténérife ainsi que les études des fonds marins et du relief sous-marin, ces dernières effectuées au cours des dernières années du 20ème siècle, ont confirmé l´hypothèse émise par le géologue et géographe de Tenerife Telesforo Bravo dès 1962, qui se montrait contraire à l´opinion scientifique prédominante à cette époque-là : aussi bien Las Cañadas del Teide que les vallées de La Orotava et de Güimar seraient des dépressions formées par d´énormes glissements gravitationnels, de plus de 100 km cubes, d´une partie de l´île.

Selon les datations correspondantes, l´épisode de la vallée de Güimar aurait eu lieu il y a 800.000 ans, celui de la vallée de La Orotava il y en a 500.000 ans, et celui de Las Cañadas il y a 170.000 ans.

 

Teide-et--caldera-Canada---2002-Nasa.jpg

                 Le Teide et le Pico Viejo, dans la caldeira Las Cañadas - photo Nasa / ISS 2002


La destruction partielle de l´édifice Cañadas aurait donc été provoquée par un processus soudain de glissement gravitationnel d´une grande partie de l´ancien édifice volcanique en direction du Nord de l´île. Lors de cet événement, plus de 100 km3 de la zone des sommets de l´île auraient, pour ainsi dire, disparu de façon instantanée.
Cette théorie du glissement massif pu être corroborée grâce à la découverte, en 1995, de considérables dépôts de matériaux sous-marins, ou dépôts d´avalanche, en provenance de l´édifice Cañadas original, sur les fonds marins du Nord de Tenerife. Les premières données à ce sujet furent apportées par le groupe britannique de Watts et Masson.


Par la suite, en 1997, l´équipe espagnole Teide Group confirma les renseignements fournis au sujet des fonds marins du Nord de Tenerife, et entreprit des recherches portant sur ceux du Sud. Elle y trouva des dépôts similaires en relation avec la vallée de Güimar, dont l´origine est analogue à ceux liés à la vallée de La Orotava.

 

Tenerife---Nasa-space-radar-image.png                        Ténérife et ses structures subaérienne - image Nasa Space radar.

 

Teide-06.12---Fotoaerasdecanarias.jpg         Le Pico de Teide, point culminant de Ténérife et des Canaries - doc. fotoaereasdecanarias.

 

Quelques détails :

L’avalanche de débris Icod présente, à des profondeurs inférieures à 3 km., des dépôts logés dans une dépression linéaire large de 10 km. et présentant, jusqu’à 400 m. de profondeur, un fond relativement plat et des bords abrupts. La tête de la vallée Icod semble s’étendre dans la caldeira Cañadas, mais la relation entre les deux structures est masquée par les produits volcaniques du Teide et du Pico Viejo.

 

 

L’avalanche de débris Orotava est cartographiée comme un lobe indépendant, caractérisée par un faciès en blocs. La vallée Orotava est la vallée en relation avec un glissement de terrain la plus distincte. Elle est datée par la méthode Kr/Ar entre 540.000 et 690.000 ans. On peut la considérer comme un produit de l’effondrement du volcan Cañadas, qui a précédé le complexe Teide - Pico Viejo.

Pris ensemble, les dépôts d’avalanche de débris marquant la partie centrale du flanc nord de Ténérife sont estimés à 1.000 km², dont 50% attribués à la seule avalanche Orotava.

 

Orotava-vallee---wikimedia.jpg                            Ténérife - Vallée de Orotava - photo wikimedia.

 

Plus à l’ouest, deux avalanches se côtoient de façon moins distincte : Roques de Garcia et Teno. Le caractère de l’avalanche Roque de Garcia est similaire à celui de l’avalanche Orotava ; elle est datée de 600.000 ans à 1 Ma. L’avalanche Teno est datée entre 500.000 et 600.000 ans.

A l’est, l’avalanche Atava est considérée comme la plus ancienne, datée autour d’un million d’années.

 

Sur le flanc sud-est, une zone à la topographie en hummocks est interprétée comme l’avalanche Güimar , seul glissement décrit comme s’étant produit sur un flanc étayé, par la présence de l’île Gran Canaria, qui aurait dévié légèrement l’avalanche vers le nord-est. La vallée de Güimar est large de 10 km. en subaérien, bien définie par des parois hautes de 300-600 mètres, et s’étend depuis une crête dorsale la séparant de la vallée d’Orotava. Elle est datée de 780.000 à 830.000 ans.

 

Malpais-de-Guimar---Jose-Mesa-Flickr.jpg                         Ténérife- Malpais de Güimar - photo José Mesa / Flickr.

 

Sources :

- Slope failures on the flanks of the western Canary Islands - by D.G. Masson, A.B. Watts & al. - 2001.

- The Canary debris flow :  source area morphology and failure mechanisms - by D.G. Masson & al.

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800px-Roque_Nublo_con_Teide_al_fondo.jpg

Gran Canaria - Roque Nublo, restes du stratovolcan  - en arrière-plan, le Teide ( île de Ténérife) - photo Escarlati

 

CHAP_27-24.jpg

         Etapes schématiques de l'édification de l'île Gran Canaria - doc. HU. Smincke & M. Sumita

 

La morphologie et la structure des flancs sous-marins de Gran Canaria ont fait l’objet d’analyses bathymétriques et sismiques définissant trois périodes de croissance et destruction de l’île : de 16 à 9 Ma – entre 4,5 et 3,5 Ma et plus récente que 3 Ma. séparées d’intervalles d’érosion.

 

CHAP_2719-copie-1.jpgAmphithéatres et direction des avalanches majeures (flèches blanches) sur Gran Canaria (centre) et Ténérife (à gauche) - doc. doc. HU. Smincke & M. Sumita 

 

Deux grands secteurs d’effondrements marquent la côte ouest. Ils se sont formés vers la fin de la phase de construction du bouclier.

Un d’entre eux est caractérisé par un retrait de 19 km. de large le long de la côte nord-ouest, et pourrait avoir été contemporain de la formation de la caldeira Tejeda, large de 20 km. et datée du Miocène. Un ratio élevé de sédimentation - > 50 m./ Ma - caractérise le pourtour de l’île et est responsable du recouvrement des blocs d’avalanche.

 

Caldeira-de-Tejeda-hiver--s-summitpost.jpg            Gran Canaria - la caldeira de Tejeda en hiver - photo Summitpost.

 

Au cours du second cycle magmatique de l’île Gran canaria, entre 5 et 3 Ma (Pliocène), l’effondrement de flanc du stratovolcan Roque Nublo, probablement en relation avec la naissance paroxysmique de la caldeira, a conduit à une énorme avalanche de débris.

Les dépôts de cet avalanche comprennent au moins 14 km³ de débris et ont couvert quelques 180km² de la partie sud de l’île (Schmincke) . On estime la vitesse de déplacement de cette avalanche aux environs de 100 mètres par seconde.

 

Gran-Canaria--RoqueNublo---JToledo-flickr.jpg                       Gran Canaria - Roque Nublo - photo J. Toledo / Flickr

 

Cette avalanche peut avoir été causée par divers facteurs :

- une abondance inhabituelle de coulées pyroclastiques et de dépôts qui compose les parties hautes du cône Roque Nublo

- une asymétrie du sous-sol du cône, avec une crête sud très élevée et une pente érosionnelle raide côté sud ont créé une instabilité majeure

- l’intrusion magmatique sous forme de dyke ou cryptodôme et l’altération hydrothermale du cratère constituent aussi des points possibles de faiblesse.

 

Les affleurements le long du parcours de l’avalanche dans les canyons entourant le sommet permettent de distinguer des zones proximales, intermédiaires et distales de dépôts. Près de la source, ils sont formés de mégablocs ; plus loin, ils ont été canalisés dans de profond canyons ; la zone distale est formée de dépôts en éventail, qui atteignent une distance de 28-30 km.

 

roquenublo---Roque-Bentaiga-et-Caldera-de-Tejeda---canarias.jpg    Gran Canaria - Roque Nublo, Roque Bentaiga et la caldeira Tejeda - photo Canariaspanoramicas

 

Au niveau sous-marin, plusieurs canyons sur les flancs étirés jusqu’à une profondeur de 3,5 km indiquent qu’au moins les portions situées sous le niveau de subsidence de l’île (moins 800 mètres) furent érodés par des coulées massives en provenance du niveau subaérien.

 

Sources:

- Volcanic evolution of Gran Canaria reconstructed from apron sediments - synthesis of VICAP drilling project - By HU. Schmincke et M. Sumita

- Volcanism – Hans-Ulrich Schmincke – éd. Springer

- Growth and destruction of Gran Canaria deduced from seismic reflection and bathymetric data - by Thomas Funck and Hans-Ulrich Schmincke / Abteilung Vulkanologie und Petrologie, GEOMAR Forschungszentrum, Kiel, Germany.

 


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Publié le par Bernard Duyck
Publié dans : #Excursions et voyages

Les îles volcaniques grandissent par addition en surface et sur les flancs de produits volcaniques, et par expansion intrusive ; elles se modifient ensuite, en aspect et volume, par des processus érosifs et d’effondrement soudain.

Avec le temps, une île volcanique peut croître aussi par accrétion au niveau du tablier volcanique sous-marin. Les dépôts sous-marins proches du cône principal s’accumulent au fur et à mesure de la croissance en hauteur du volcan. Ensuite, viennent pour certains les phénomènes d’effondrement et de subsidence isostatique.

 

hierro_golfo_valley_gr.jpgArchipel des Canaries - Ile d'El Hierro / El Golfo : Cicatrice subaérienne laissée par les avalanches de débris

 

Depuis deux décades, effondrements et avalanches de débris sont deux facteurs reconnus d’évolution sous-marine et subaérienne d’une île volcanique … particulièrement analysée sur l’archipel Hawaïen et celui des Canaries.

Ces deux groupes d’îles ont évolué différemment, en dépit de similarités, telles que la dominance de boucliers basaltiques.


  Conferencia_JCC-Erupcion-.jpg

  Ages de formation des îles des Canaries (entre 20,2 Ma et aujourd'hui)  - doc. JC. Carracedo

 

Volcans-Machine2.jpg      Archipel Hawaïen - Age des îles (étagé entre 5,6 Ma et aujourd'hui) - doc. Volcano-machine

 

Les principales caractéristiques des Canaries par rapport à l’archipel Hawaïen sont développées par H.U.Schmincke :

- Temps de vie plus long pour chaque île prise individuellement

Plusieurs phases post-érosion importantes, interrompue par d’autres magmatiques

Composition plus alcaline des magmas des boucliers

Abondance de dépôts pyroclastiques

Flancs subaérien et sous-marins raides

Taux d’effondrement de flancs élevé

Croissance sur une lithosphère océanique plus vieille (140-170 Ma) , par conséquent plus épaisse, plus froide et plus rigide

Proximité de la lithosphère continentale

Différences entre l’évolution et la composition des différentes îles de l’archipel

Différences entre les ratios d’éruption et de production magmatique.

Stabilité des îles par rapport au niveau marin

 

Plus de développements en détails dans son livre " Volcanism " aux éditions Springer (ISBN 3-540-43650-2)

 

C’est ainsi qu’on remarque des cycles d’évolution volcanique beaucoup plus longs pour l’archipel des Canaries. De plus toutes les îles canariennes ont connu une activité volcanique à l’holocène … le fait que l’activité volcanique dans les îles Canaries, une fois commencée, se poursuive durant des dizaines de millions d’années, ne s’explique que par un mouvement différentiel peu important entre la lithosphère (1,9 cm./an) et la source magmatique d’une part, et d’autre part, le maintien de cheminement libre entre le domaine en fusion et la croûte supérieure.

 

Carracedo199805.jpgComparaison entre les archipels Canarien et Hawaïen : distance par rapport à la terminaison active de la chaine d'îles / échelle de temps du volcanisme subaérien - doc. JC. Carracedo - Hot spot volcanism ...

NB : les vitesses de déplacement relatif du point chaud dans chaque système.

 

Le phénomène d’effondrement marque l’archipel des Canaries durant tout le développement des îles, au contraire de ce qui est remarqué à Hawaï uniquement durant le stade bouclier.

Le taux élevé d’effondrement de flanc est lié au développement de chambres magmatiques proches de la surface, autour desquelles les flancs du volcan sont déstabilisés de façon plus importante par les déformations et l’altération hydrothermale.

 

La carte ci-dessous illustre la position des principaux sites d’avalanches de débris et de coulées de débris sous-marins marquant les îles de Gran Canaria, Ténérife, La Palma et El Hierro, et les cicatrices qu’elles ont laissé en partie aérienne.

 

Dossier-35-0241.jpgDistribution des dépôts d'effondrement, des coulées et avalanches de débris sur le plancher marin des Iles Canaries - cicatrices des glissements en aérien sur les îles (en vert)- in HU. Schmincke / "Volcanism".

 

Avalanches-de-debris---coulees-et-effondrements---M.Canal.jpg                            Vue 3D du même phénomène - doc. M.Canals 2003

 

A suivre : des exemples pour chaque île des Canaries ...

 

Sources :

- Volcanism – Hans-Ulrich Schmincke – éd. Springer

- Volcanic evolution of Gan Canaria reconstructed from apron sediments -
Hans-Ulrich Schmincke and Mari Sumita

- Hotspot volcanism close to a passive continental margin:
the Canary Islands - by J. C. Carracedo & al.

- The Canary Islands: an example of structural control on the growth
of large oceanic-island volcanoes -  by J.C. Carracedo

- The most recent megalandslides of the Canary Islands: El Golfo debris avalanche and Canary debris flow, west El Hierro Island - by Roger Urgeles & al.

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Publié le par Bernard Duyck
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La-Dominique-cote-Morne-trois-Pitons.jpg

   Petites Antilles, La Dominique - la côte à proximité du Morne Trois Pitons - photo Nouvelles îles.


Dans le cas des îles volcaniques océaniques, les avalanches de débris sont liées au phénomène dit de “déstabilisation de flancs”.

Celles-ci représentent un processus de destruction de l’édifice volcanique différent de celui qui forme les caldeiras d’effondrement suite à la vidange de la chambre magmatique.

En contexte insulaire, une partie importante du volume des avalanches s’épanche en mer, laissant des cicatrices de déstabilisation de flanc en fer à cheval sur les îles. Ces importants volumes introduits brutalement dans le milieu marin peuvent générer des tsunamis dévastateurs, qui concernent les côtes de l’île même et celle des îles voisines.

 

LesserAnt_volcf.gif                       L'arc Antillais et ses volcans - tectonique - doc. West Indies univ.

 

On retrouve quelques exemples frappants dans l’arc insulaire des Petites Antilles : celui-ci résulte de la subduction de la plaque océanique Atlantique sous la plaque Caraïbe. Les îles de la partie sud de l’arc, de la Dominique à Grenade, sont bordées à l’ouest par le bassin d’arrière-arc de Grenade, d’une profondeur allant jusqu’à 2.900 mètres.

 

volcano1_h1.jpgVue 3D de la Plaque Caraïbe et situation des Petites Antilles (Lesser Antilles) - le nord est à droite de la carte - Doc . West Indies Univ.

 

L’île de La Dominique est à l’origine des avalanches de débris les plus volumineuses de l’arc des Petites Antilles ; ceux-ci ont été révélés en 1998-99 lors de la campagne océanographique AGUADOMAR à bord du N/O L’Atalante.

Au moins trois déstabilisations de flanc successives ont affecté les volcans de la partie sud de cette île, d’après l’analyse des données acquises à terre et en mer … ce qui a conduit à un ensemble d’édifices emboîtés.

Les déstabilisations de flancs ont été de plus en plus petites, affectant à chaque fois l’édifice reconstruit dans la structure précédemment formée. Elles se sont aussi  produites à intervalles de temps de plus en plus rapprochés.

 

structures-de-destabilisation-emboitees-sur-La-Soufriere.jpg                          La Dominique - structures de déstabilisation emboitées - schéma Le Friant.


Appelés respectivement Evènements de Plat-Pays, de La Soufrière et de Morne-Rouge, la première est datée de plus de 100.000 ans, mais les deux dernières se sont produites dans les derniers 6.600 ans.

Les avalanches de débris de La Dominique sont caractérisées par de grands volumes, dont les dépôts couvrent 3.500km², et une morphologie en hummocks développée, avec des blocs de grande taille. Les volumes terrestres estimés sont de l’ordre de 18-20 km³ pour l’évènement Plat-Pays, 6-7 km³ pour celui de La Soufrière et inférieur à 1 km³ pour celui de Morne-Rouge. L’estimation des volumes des dépôts sous-marins est plus difficile à estimer.

 

Destabilisation-CNRS.jpgExtension des dépôts d'avalanche de débris et morphologie en hummocks, sur l'arc des Petites Antilles - doc. CNRS.

 

Qu’elles en sont les causes ?

Les déstabilisations de flanc sont toutes orientées vers l’ouest et le sud-ouest, tandis que les avalanches de débris atteignent rapidement le bassin de Grenade. On retrouve le même schéma sur les volcans actifs et éteints de l’arc des Petites Antilles, de la Dominique jusqu’à Grenade.

La présence du bassin d’arrière-arc de Grenade entraîne une dissymétrie est–ouest marquée de pentes plus fortes à l’ouest – 20% - qu’à l’est -5%. Les volcans, situés dans la partie ouest des îles, accroissent la surcharge sur les fortes pentes et favorisent l’instabilité.

A la dissymétrie, s’ajoute l’activité hydrothermale, qui altère et fragilise les roches, et l’activité sismique.

La répétition des déstabilisations peut s’expliquer par la localisation de l’activité volcanique à l’intérieur de la précédente structure, cequi induit la migration du phénomène vers l’ouest et accentue la dissymétrie.

 

boiling_lake---Authentique-Dominique.jpg         Activité géothermale sur La Dominique - Boiling Lake - photo Authentique Dominique.

 

Sur Montserrat,en décembre 1997, une éruption majeure s’est accompagnée de coulées pyroclastiques et de glissement de terrain, qui ont atteint la côte sud-ouest, générant un tsunami ; La hauteur maximale des vagues à dix kilomètres de la côte a atteint jusque trois mètres, tandis que la hauteur des eaux atteignait 80 mètres à l’intérieur de Montserrat.

En 1999, une avalanche de débris et des coulées pyroclastiques ont généré un tsunami dont les vagues atteignaient 12 m. à proximité, pour s’atténuer ensuite à 50 cm. sur les côtes de la Guadeloupe et Antigua.

 

De pareilles avalanches de débris ont été repérées sous le niveau marin près de La Martinique, liées aux éruptions ancestrales de la Montagne Pelée.

 

destabilisation-Mt-Pelee---Vincent_Courtillot37.jpgLa Martinique - extension des avalanches de débris - 1. plus de 100.000 ans  / 25 km³ - 2. 25.000 ans  / 13 km³ - 3. 9.000 ans / 2 km³. -  doc. Vincent Courtillot / IPGP.

 

Sources :

- L’île de la Dominique, à l’origine des avalanches de débris les plus volumineuses de l’arc des Petites Antilles - par Anne Le Friant & al.

- Geomorphological evolution of Montserrat (West Indies) : importance pf flankk collapse and erosional processes - by A. Le Friant & al.

- Evaluation of tsunami risk in the Lesser Antilles - by N. Zahibo and E. N. Pelinovsky.

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Publié le par Bernard Duyck
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Le plus volumineux volcan de la chaîne des Cascades, le Shasta, a été au cours du Quaternaire le siège d’une avalanche de débris qui a rempli la Shasta river valley au nord-ouest du volcan.

 

Shasta---summitpost.org.jpg                                    Le Shasta, stratovolcan massif - photo Summitpost

 

La formation du Shasta :

Ce stratovolcan massif, culminant à 4.317 mètres, se compose de cônes qui se recouvrent mutuellement, centrés sur au moins quatre évents, et qui se sont édifiés au cours des derniers 590.000 ans (GVP).  Chaque période de construction s’est caractérisée par des coulées de lave pyroxène-andésite, des coulées de blocs et de boue , suivie d’édification de dômes et de coulées pyroclastiques au départ des évents centraux, et de dôme, cinder cones et coulées de lave au  départ d’évents de flancs.

Deux des principaux centres éruptifs du Mont Shasta, le Shastina (3 758 mètres d'altitude) et le Hotlum, se sont édifiés à l’holocène au cours des dernières 10.000 années : le Shastina entre 9700 et 9400 ans, le Hotlum est probablement plus récent.

Des éruptions ont marqué à le même période le Black Butte, un groupe de dômes dacitiques se recouvrant mutuellement, situé à 13 km. à l’ouest du Shasta.

 

MtShasta_aerial-wiki.JPG                    Le Shasta, avec le sommet du Shastina sur la gauche - photo Ewen Denney

 

Shasta---Hotlum-cone.jpg                               Shasta - le cône Hotlum - photo Summitpost

 

Black_Butte_from_Weed-_California-750px.jpg                 Black Butte, depuis Weed  - dôme de dacite - photo GVP.

 

Au cours de ces dernières 10.000 années, le Mont Shasta est entré en éruption tous les 600 à 800 ans ; sa dernière manifestation remonte à l’an 1786. son dôme sommital est marqué par une dépression semblable à un cratère, abritant des fumerolles et une source chaude acide

 

L’avalanche de débris du quaternaire :

Le volcan ancestral a été détruit par une des plus importantes avalanche de débris du Quaternaire, datée d’il y a 380.000 à 300.000 ans.

Elle a recouvert une zone de 675 km² pour un volume estimé au minimum à 45 km³.

 

map_shasta_debris_aval.gif                         Zone des dépôts d'avalanche du Shasta - carte USGS / Lyn Topinka


Des centaines de monticules, collines et crêtes, formés par l’avalanche de débris, sont séparés par des zones plates en pente légère.

Les collines et crêtes sont constituées de blocs , incluant des masses de lave andésitique de quelques dizaines à centaines de mètres de diamètre, et d’une succession stratifiée de dépôts non consolidés de coulées pyroclastiques, lahars et téphras de retombées aériennes. Le point le plus éloigné de ces faciès en blocs se trouve au nord, près de Montague, à 49 km. au NO. du présent sommet.


Shasta---H.Glicken-USGS.jpg

           Les dépôts en hummocks et le Shasta au loin -  Photo aérienne Harry Glycken / USGS 1982

 

Les zones plates sont caractérisées par des dépôts non triés, ni stratifiés de sable, limon, argile et fragments rocheux issus principalement du volcan.

A l’ouest de la vallée du Shasta et dans des parties de celle-ci situées au nord de Montague, des " boulders " de roches volcaniques ont été dispersés à 100 mètres au dessus du niveau des dépôts de l’avalanche ;

ils correspondent à un décalage d’émission, qui suit le drainage des fluides dans la vallée.

 

L’avalanche de débris trouve donc son origine dans une rapide succession d’importants glissements de terrain concernant des roches sur-saturées en eau, sur le flanc nord-ouest du Shasta ancestral, chacun d’eux réduisant progressivement le volcan. La cause de des glissements reste inconnue.

 

Shasta-hummock---Harry-Glicken-1982-USGS.jpg Les dépôts en hummock et le Shasta au loin -  une autre photo aérienne par  Harry Glycken / USGS 1982

 

Pour le côté esthétique, le Mont Shasta est un spécialiste de la production de nuages lenticulaires.

 

Shasta-nuage-lenticulaite---summitpost.org.jpg                Une " pile d'assiettes " en formation aux sommets du Shasta - photo Summitpost.

 

Sources :

- Global Volcanism Program - Shasta

- Gigantic Debris Avalanche of Pleistocene Age from Ancestral Mount Shasta Volcano, California, and Debris-Avalanche Hazard Zonation - Crandell, 1989 / CVO - USGS - link

- Volcanoes of North America: United States and Canada: Cambridge University Press Wood and Kienle, 1990 

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Publié le par Bernard Duyck

Le mont Adams est un volcan situé dans le Sud de l'État de Washington, aux Etat-Unis. Il fait partie de l'arc volcanique des Cascades, un arc volcanique regroupant plusieurs volcans dont le mont Saint Helens et le mont Rainier.

La gorge de la Columbia river, qui forme la frontière de l'État avec celui de l'Oregon, entaille la chaîne des Cascades, dont fait partie le sommet, à 50 kilomètres au sud. Le mont Saint Helens s'élève à 55 kilomètres à l'ouest, le mont Rainier à 75 kilomètres au nord-nord-ouest et le mont Hood à 90 kilomètres au sud-sud-ouest.

 

Mount_Adams_US99---Benjamin-Zingg.jpg                              Le mont Adams - photo Benjamin Zingg / USGS

 

Le mont Adams forme un léger ovale dont la base est allongée, dans le sens nord/sud, sur une trentaine de kilomètres et couvre environ 650 km². Il culmine à 3.742 mètres et plusieurs promontoires rocheux l'entourent de près : The Pinacle, The Castle, Piker’s Peak. Ils sont le résultat de l'érosion glaciaire et de l'emboîtement de plusieurs anciens cratères qui rendent la zone sommitale relativement plate. Le cratère central est entièrement comblé par la neige et s'ouvre vers l'ouest.

Les différentes crêtes (du Rempart, des Miracles, du Nord, Suksdorf, Stagman, Crotton), qui descendent de manière radiale et surplombent des gorges fortement érodées, sont dominées par quelques cônes volcaniques remarquables : Red Butte, Goat Butte, South Butte, le Petit mont Adams ou encore Burnt Rock.

De nombreux tunnels de lave sont présents au pied du mont Adams, souvent proches de la surface. Près du Trout Lake, les Ice Caves (littéralement « grottes de glace ») sont ainsi nommées en raison de la neige accumulée à leur entrée et de leurs stalactites.


Son activité volcanique :

Le Mont Adams fut actif au cours de l’Holocène, avec la production de plus de vingt petites éruptions explosives marquant le sommet et les évents de flancs. On compte six coulées de lave importante sur les flancs entre 2100 et 2600 mètres d’altitude.

 

Contrairement aux autres stratovolcans de l'État de Washington, composés d'andésite, le mont Adams est de nature complexe : de la brèche constitue son cœur, des coulées de lave andésitique et basaltique ont comblé les dépressions et les vallées sur les versants tandis que le sommet et les cônes satellites sont formés d'andésite et de dacite. L'activité géothermale combinant chaleur et émissions de gaz a provoqué l'altération d'une grande partie des roches en argile kaolinite, en oxyde de fer, en composés sulfurés et en quartz … un complexe instable !

 

notable_events-Mt-Adams.gifEvènements marquants le Mont adams au cours des derniers 15.000 ans - les avalanches de débris sont signalées par un logo rouge - doc. CVO / USGS.

 

 Vers 4.550 avant JC, une éruption de VEI 2 marqua son flanc à 2.200 Trout-lake.jpg-2.400 m. induisant un puissant lahar qui parcouru 52 km et inonda 15 km², accompagné d’une avalanche de débris mobilisant 70 millions de m³ de matériaux. Celle-ci descendit en direction de la White Salmon river et forma un barrage sur la Trout Lake Creek, créant le Trout lake (le lac à la truite).

 

Le Trout Lake et le Mont Adams - photo Trout Lake area business association.


Sa dernière éruption est datée de l’an 950.

 

adams_map_locale.gifLes environs du Mont adams et les zones touchés par les avalanches de débris, dont le Trout Lake - carte CVO / USGS.


En 1921, trois petits lahars et avalanches de débris s’étendirent sur une distance comprise entre 5 et 15 km. du volcan.

 

En 1997, plusieurs avalanches de débris sont signalées entre août et fin d’année.

Le 30 août, les premiers signes d’une avalanche sont repérés par les sismographes à proximité du St Helens, peu après minuit. Peu importante en valeur absolue, elle a mobilisé environ 5 millions de m³, dont 90% de neige et glace, donc peu de débris d’avalanche ; elle concernait les parties supérieures d’un glacier et une part de roches sous-jacentes altérées hydrothermalement.

 

Le 20 octobre 1997, une avalanche de débris se produisit sur le flanc est du Mont adams, sans aucun signe sismique précurseur. Elle laissa une cicatrice triangulaire longue de 300 mètres, et descendit la vallée de Big Muddy sur cinq kilomètres et par places, un kilomètre de large. L’épaisseur maximale des dépôts dépasse les 20 mètres, pour un volume estimé de 1-5 millions de m³. Elle bloqua temporairement les écoulements dans la Big Muddy Creek, et créa un petit lac d’avalanche très éphémère.

 

adams_usfs_oct97_debris_aval2.gifMont Adams - avalanche de débris d'octobre 1997 et le petit lac d'avalanche éphémère - photo USFS / CVO.


Le 24 au matin, une autre avalanche, beaucoup plus petite a laissé des traces sur les dépôts en place, accompagnée d’un signal sismique moins important que celui du 20.10.

Ces épisodes se produisirent dans une zone non peuplée et furent peu relatés.

 

-MountAdamsWashington - USGS 2006Mont Adams en 2006 - les cicatrices des avalanches de débris sont visibles à l'avant-plan gauche - photo CVO / USGS.

 

Risques actuels :

Des anomalies thermiques et des émissions de gaz, y compris du sulfure d'hydrogène, sont toujours détectées, ce qui prouve son activité potentielle. Si une éruption devait survenir, elle formerait des coulées basaltique à andésitique et des cônes de scories, ce qui limite la zone à risques à 20 km. de rayon. Les risques de lahars et d’inondations dans les vallées serait plus important en cas d’éruption sommitale, où de grandes quantités de neige et glace sont présentes.

 

522px-Mount_Adams_Hazard_map-fr.svg.pngMont Adams - carte des zones à risques touchant principalement la zone au sud du volcan - doc CVO / USGS.


En raison de l'instabilité des roches constituant le cœur du volcan, il existe un risque élevé d'avalanche de débris. Sur le versant sud-ouest du volcan, la période entre deux phénomènes de ce type est de 1.500 ans au cours des 6.000 dernières années, sans qu'aucune preuve d'éruption simultanée n'ait été démontrée. Le risque est également important sur le versant est. Un événement d'ampleur exceptionnelle, plus volumineux que ceux connus depuis la fin de la dernière glaciation, a une probabilité plus faible mais pas nulle, d'autant que la quantité de roches altérées est mal connue en raison de la calotte glaciaire qui recouvre le sommet. S'il devait se produire sur les versants sud ou est, les lahars pourraient atteindre la Columbia river mais seraient retenus en aval par le barrage de Bonneville ; sur les versants nord et nord-ouest, ils pourraient aboutir dans les rivières Lewis, Cispus et Cowlitz, des barrages situés cinquante à soixante kilomètres en aval pourraient là aussi contenir la boue et les inondations, à condition qu'ils soient préalablement vidés. Le suivi de la déformation des terrains du volcan peut permettre d'anticiper des avalanches de débris mais elles restent beaucoup plus imprévisibles que les éruptions et la prévention est plus difficile.

Les plans d'aménagement peuvent éviter les zones à risques, s'y adapter ou prévoir des installations pour réduire le danger. Cependant, la plus grande partie des zones potentiellement impactées sont situées en forêt nationale Gifford Pinchotou dans la réserve indienne de Yakama , faiblement peuplées. Des campagnes de communication et des exercices d'évacuation sont régulièrement menés afin d'éduquer les habitants en cas de risque imminent.

 

800px-Adams04_mount_adams_from_st_helens_12-28-04---USGS-CV.jpg                     Le Mont Adams, vu de son voisin, le St Helens - photo CVO / USGS

 

Les volcans voisins et la légende des Klickitat:

Parmi les légendes fondées autour du Pont des Dieux, un glissement de terrain dont la datation est incertaine, la plus célèbre est celle des Klickitat. Elle raconte que Tyhee Saghalie, le chef de tous les dieux, et ses deux fils Pahto (aussi nommé Klickitat) et Wy'east voyagèrent jusqu'à la région de la Columbia river en provenance du nord à la recherche d'un lieu pour vivre. Émerveillés par la beauté du paysage, les enfants se querellèrent pour ce lieu. Pour résoudre la dispute, le père tira deux flèches avec son arc puissant : une vers le nord et une autre vers le sud. Pahto suivit la première alors que Wy'east suivit la seconde. Tyhee Saghalie construisit alors le Tanmahawis (« Pont des Dieux ») pour que sa famille puisse se revoir plus facilement. Lorsque les deux fils tombèrent amoureux de la même femme portant le nom de Loowit, celle-ci ne put choisir entre les deux. Les fils se battirent pour obtenir son cœur en détruisant à coup de feu et de pierres les forêts et les villages où se déroula le combat. Toute la zone fut ainsi détruite et la terre trembla si fort que le pont tomba dans le fleuve Columbia. Pour les punir, Tyhee Saghalie les transforma en grandes montagnes. Wy'east devint le volcan mont Hood, avec sa tête relevée en signe d'orgueil, et Pahto le volcan mont Adams, avec sa tête penchée vers son amour perdu. Loowit fut transformée en mont Saint Helens, alors d'apparence gracieuse, connu chez les Klickitats sous le nom de Louwala-Clough qui signifie « montagne fumante », alors qu'il est connu chez les Sahaptins en tant que mont Loowit.

 

Sources :

- Global Volcanism Program - Adams

- CVO / USGS - Mount Adams volcano

- CVO / USGS - Mount Adams, debris avalanches 1921 - 1997

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