excursions et voyages

Une des treize merveilles naturelles du Mexique est située à proximité de la ville de Huasca de Ocampo, localisée au nord-est de Mexico City :

                les orgues basaltiques de Santa Maria Regla.

                                 Mexico - Huasca de Ocampo - photo Jaschamps

Les parois de la Barranca de Alcholoya, un canyon situé dans l’Eastern Mexican Volcanic Belt, sont couvertes de colonnes de basalte, hexagonales ou pentagonales, hautes de 30 à 50 mètres. Ces orgues ont été mis au jour par l’érosion de la rivière Tulancingo.

                                     Mexico - Huasca de Ocampo - photo culturacolectiva

Ces formations voient circuler l’eau provenant actuellement du barrage de San Antonio Regla, en une succession de cascades hautes d’une trentaine de mètres. La cascade inférieure est appelée cascade de la Rosa. Cette portion de canyon fait partie de l’hacienda Santa Maria Regla, résidence de Pedro Romero de Terreros, le premier comte de Regla, un magnat et philantrope du 18° siècle. L’hacienda a été transformée en hôtel en 1945.

                          Mexico - Huasca de Ocampo - cascada de la Rosa - photo Thelmadatter

       Vue partielle de l'Hacienda Santa Maria Regla et de sa chapelle- photo Omar Eduardo / Flickr

Cette merveille fut promue par l’explorateur allemand Alexander von Humboldt, lors de son passage au Mexique en 1803-1804.

Il décrivit avec précision l’aspect géométrique des colonnes, et en fit un dessin conservé au British Museum de Londres. La majorité des colonnes sont perpendiculaires au terrain ; certaines, proches de la cascade, sont cependant inclinées à 45°, d’autres sont horizontales. Chaque groupe parait avoir suivi au temps de sa formation une " attraction particulière ". Bonpland, le compagnon de voyage de von Humboldt, a remarqué au sein des orgues des noyaux d’olivine ou de péridot, qui passionnent les géologues.

"Prismes basaltiques à San Miguel Regla" par Humboldt et Bonpland / Vues des Cordilleres et monuments des peuples indigenes de l'Amerique / British Museum London.

La formation de ces orgues est liée à la Sierra Las Navajas, un volcan situé au nord de l’Eastern Mexican Volcanic Belt (MVB). Son histoire volcanique se divise en quatre périodes, chacune composée d’une ou plusieurs coulées de lave.

                           Huasca de Ocampo -  Peña del Aire - photo Thelmadatter

Les orgues sont datées de 2,58 +/- 0,15 Ma (K-Ar / UNAM) : une coulée de basalte, épaisse de 30 mètres, émise par le volcan Sierra de Las Navajas, a rencontré les eaux fluviales du Tulancingo. Elle s’est refroidie de façon homogène, et constante, générant un processus de contraction volumétrique et développant la prismation.

                                      Carte simplifiée de la région de Huasca de Ocampo

Source :

Geociencia - Geologia y petrogénesis de los prismas basalticos / Santa Maria regla - by E.Sanchez Rojas & M.Osorio Pérez.

      Titan : une Terre gelée ? - différentes structures - image Nasa / JPL / Titan and Encelade mission

Titan, avec son faible nombre de cratères d’impact, semble être une planète relativement jeune, et donc dynamique.

En comparaison avec la Terre, Titan possède une atmosphère constituée d’azote, de méthane et autres hydrocarbures, semblable à l’atmosphère terrestre avant que ne soit produit de l’oxygène. Ces gaz se condensent et c’est ainsi qu’il pleut du méthane sur un sol à moins 180°C, phénomène mimant le cycle de l’eau sur Terre ; ces pluies forment des lacs et rivières, et pénètrent sous la surface de Titan  pour être renvoyés ensuite dans son atmosphère sous forme de gaz émis par un volcanisme froid : le cryovolcanisme.

Titan - le cycle Méthane (CH₄)-éthane (C₂H₆) - doc. Nature - Planetary science: Organic lakes on Titan - François Raulin

Structure interne de Titan et liens entre le volcanisme et la dynamique interne. References : Sotin et al., Nature, 2005. Tobie et al., Icarus, 2005

 Des scientifiques de l’Observatoire de Paris et de l’université Kapodistrian d’Athènes, ont analysé visuellement et par spectrométrie infra-rouge des zones potentiellement cryogéniques, telles que La région de Tui, celle d’Hotei et de Sotra Patera. Ils ont constaté que l’albedo de deux de ces régions avait changé au cours du temps : la région de Tui est devenue plus foncée entre 2005 et 2009, tandis que Sotra Patera, la zone la plus favorable pour du cryovolcanisme, était devenue plus brillante entre 2005 et 2006.

Des variations de surface, alliées à des variations de brillance et la présence de structures semblable à des volcans, suggèrent que ces régions candidates pour du cryovolcanisme sont connectées avec l’océan de Titan en profondeur.

Sotra Patera et le mont Doom :

Cette zone proche de l’équateur de Titan, supposée cryovolcanique, est connue sous le nom de Sotra Facula (région brillante) ; les scientifiques y ont nommé le plus haut pic Mont Doom, d’après le volcan de la série de fiction de Tolkien, et la dépression proche Sotra Patera, d’après le nom d’une île Norvégienne, Sotra.

Position de Sotra Facula sur la lune Titan -  doc photojournal NASA / JPL

Vue composite de Sotra Facula prise en 2010 par Cassini, en combinant le radar à synthèse d'ouverture et le spectromètre cartographe imageur infrarouge et visible - la topographie 3D est exagérée verticalement 10 fois. - doc. Nasa/JPL/Caltech/USGS - http://photojournal.jpl.nasa.gov/catalog/PIA13695

Sources : 

- EPSC - London 8-13.09.2013 - Changes in Titan's surface brightness point to cryovolcanism - link  

- Nature - Planetary science: Organic lakes on Titan - François Raulin

- Nasa JPL - Cassini - link

- Laboratoire de planétologie et Géodynamique de Nantes - mission Cassini-Huygens - link

Le Vatican sur un volcan ?

La résidence estivale des Papes et l’Observatoire du Vatican sont situés sur le bord sud du cratère Albano, dans la petite ville de Castel Gandolfo. 

Vers 1200, la famille Gandolfi y fait construire un château fort que l’on baptise Castel Gandolfo. Le village devient la résidence des papes depuis Urbain VIII (1623-1644), qui y fait construire un palais près de l’emplacement de l’Albanum Domitiani, une villa construite par l’empereur Domitien, dont le domaine s’étendait de la Via Appia au lac Albano.

Castel Gandolfo - la résidence papale et l'observatoire dominent la Lago Albano  - en arrière-plan, le Monte Carvo. - photo Max Rossi

      Castel Gandolfo - les jardins ordonnancés de la résidence papale - photo traveljournals

Ce palais sert de résidence papale d’été jusqu’en 1870, année durant laquelle toutes les résidences papales sont fermées en signe de protestation contre l’attitude des autorités Italiennes à la suite de la prise de Rome par les troupes de Victor-Emmanuël II. La signature des accords de Latran en 1929, créant l’état du Vatican, redonne à Castel Gandolfo son rôle de résidence papale d’été, bénéficiant du statut d’extraterritorialité.

Un rocher isolé du reste du versant de Monte Cavo est couronné par les ruines d’un château, porte le nom de Rocca di Papa sur un document de 1181 du Pape Lucius III ; son successeur Eugène III y a vécu. La forteresse fut démantelée au 16° siècle par Paul III.

Colli Albani volcanic colplex - partie sud :  Situation des maars LAgo di Albano et LAgo di Nemi, et de Rocca di Papa  - doc.Geoarcheologia

    Monte Cavo - pavement de la voie romaine "Via Sacra o Trionfale" en basalte - photo Deblu68

L’histoire de ce lac se confond plus généralement avec celle de Rome …

Sur ses bords, se trouvait l’antique cité d’Alba Longa, où sont nés Romulus et Rémus, légendaires fondateurs de la cité.

Selon la légende, Alba Longa  est fondée par Ascagne (Iule), fils d’Énée, trente ans après la fondation de Lavinium. Chronologiquement, cela signifierait à peu près au milieu du XII° siècle av. J.-C., peu de temps après la destruction de Troie. Ascagne aurait fondé une dynastie de rois albains dont nous ne connaissons que les noms de Procas et de ses fils Numitor et Amulius. L’héritier légitime de Procas était Numitor, mais il est chassé par son frère Amulius, qui usurpe le trône et contraint Rhéa Silvia, la fille de Numitor, à entrer dans les rangs des vestales pour lui ôter tout espoir d'avoir une progéniture qui pût venger son grand-père. Quand Rhéa Silvia donne naissance aux jumeaux Romulus et Rémus, engendrés par Mars, Amulius ordonne de les tuer. Mais les jumeaux sont abandonnés sur le Tibre et sauvés. Devenus hommes, et prenant conscience des droits de leur naissance, ils tuent Amulius et rendent le trône à Numitor. Ce dernier, en remerciement, leur permet de fonder une nouvelle cité, Rome : ainsi, les Romains regardent traditionnellement Alba Longa comme leur cité-mère. (Wikipedia)

                          Colli Albani - le Lago Albano - photo satellite Probe ESA 2004

Le lac Albano est alimenté par des sources sous-terraines, et les pluies. Les oscillations du niveau du lac sont rapportées par Denys d’Halicarnasse (60-7 av. JC), dans son livre Antiquitates Romanae, où il décrit les effets catastrophiques d’un débordement du lac Albano ; cette histoire sera ensuite reprise par d’autres auteurs latins, dont Plutarque et Tite Live.

La montée soudaine de niveau du lac et son débordement se sont passés au cours d’une période climatique sèche, et sans bouillonnements ou mouvements de surface importants, selon les écrits, et au cours de la guerre contre la cité Etrusque de Veio, en 398 avant JC.

Après cette inondation soudaine et le déversement des eaux dans la mer Tyrrhénienne, les romains ont consulté l’oracle de Delphes … l’oracle leur aurait conseillé de construire un tunnel de drainage au travers de la paroi du cratère, afin de détourner le déversement des eaux dans la mer Tyrrhénienne, faute de quoi la cité de Veio ne serait pas prise.

Sortie du tunnel de drainage du Lac Albano - perspective de Piranesi 1762 / photo Alvaro de Alvariis - Roma ieri, Roma oggi.

Ce tunnel a fonctionné jusqu'en 1980; il n’est plus opérationnel de nos jours, à cause de la baisse de niveau du lac, étant donné la consommation d'eau.

Ce débordement, attribué historiquement à l’humeur des dieux, aurait été causé  par une libération brusque de grandes quantités de fluides chauds riche en CO₂ dans la lac Albano, en conséquence de microfractures induites par la sismicité. (Funiciello & al 2002-03).

Une bathymétrie  précise a été réalisée par le département de la Protection Civile Italien en 2006, pour évaluer le potentiel de stockage du lac en dioxyde de carbone, et son éventuelle " éruption ", pouvant menacer l’agglomération de Rome. Elle a révélé la nature polygénétique du maar.

Sources :

- Geoarcheologia - Il Lago Albano - link

- Water level and volume estimations of the Albano and Nemi lakes (central Italy) - by Federica Riguzzi & al 2006

- The lake Albano: bathymetry and level changes - by Marco Anzidei and Alessandra Esposito - 2009

L’Ol Doinyo Lengai est le seul volcan au monde à produire actuellement de la natrocarbonatite … mais ce stratovolcan à la forme parfaite comprend majoritairement de la néphélinite et de la phonolite, et une petite quantité de carbonatite. Pour expliquer cette composition, il faut se pencher sur sa formation.

L’activité volcanique a débuté dans cette partie de la Rift valley il y a environ 1,2 millions d’années, après la naissance de la faille nord-sud marquant actuellement la frontière ouest de la vallée du rift (Dawson 2010).

A côté d'anciens volcans dans cette zone, le Ngorongoro, le Ketumbeine, le Gelai, le Shombole, le Mosonik et le Kerimasi, le Lengai fait figure de "jeunot" avec moins de 370.000 ans.

Situation du Lengai à proximité du lac Natron, sur le Rift Gregory / Tanzanie - d'après Volcans / Rosi & al.

L’Ol Doinyo Lengai s’est formé par une succession complexe d’évènements, y inclus des éruptions explosives de tuff et d’agglomérats et d’autres effusives, de laves. Ces roches ne sont pas bien exposées sur le cône, mais une cicatrice d’effondrement en amphithéatre, connue sous le nom de Eastern Chasm (gouffre est) présente une coupe partielle sur le flanc Est du volcan.

Des études de 2006, par Klaudius & Keller, présentent une stratigraphie condensée du volcan, basée sur l’étude précédente de Dawson :

1. Lengai I : composé de tuffs et de laves phonolitiques

2. Lengai II A : composé de tuffs et laves néphélinitiques

3. Lengai II B : composé de tuffs néphélinitiques, de laves néphélinitiques, de mélilitite grise portant des tuffs néphélinitiques et carbonatite et de laves produites par le cratère nord actif.

Coupe nord-sud du cône supérieur du Lengai, montrant les relations géométriques et stratigraphiques des différentes unités - doc. Klaudius et Keller 2006

(CWN : Combéite/Wollostonite/Néphélinite)

Le Lengai serait  en fait composé de deux cônes différents formés successivement, après un effondrement sectoriel majeur (voir plus loin), il y a environ 10.000 ans.

La formation du Lengai II est divisée en deux entités, A et B, séparées par le bord d’un cratère qui forme une discordance visible, et qui indique un changement des produits éruptifs au cours de la construction de la dernière partie.

Le Lengai I forme environ 60% du cône actuel, contre 35% pour le Lengai II, les carbonatites ne constituant que 5%.

Une des meilleures photos du Lengai - détails sur les flancs Est avec l'Eastern Chasm, et les deux cratères, sud (à gauche) et nord (à droite), séparés par une dorsale est-ouest - le cratère nord est presque comblé par la carbonatite (avant l'éruption de 2007) - photo Bernhard Edmaier / site de Th. Boeckel.

Ol Doinyo Lengai - coupe tranversale du cône et des conduits d'alimentation des cratères nord et sud - schéma Karbonatite.de

Melilith-Nepheliniten (MN), Combeit-Wollastonit-Nepheliniten CWN), karbonatisierten Combeit-Wollastonit-Melilith-Nepheliniten (carbCWMN)

Les traces d’effondrements et d’avalanches de débris ont été recensées et cartographiées en utilisant une combinaison de données de télédétection, y compris des photos aériennes, des données d’interférométrie radar fournies par la navette Endeavour, et des images des satellites Aster et Landsat. (M. Kervyn & al.)

Ol Doinyo Lengai - carte des dépôts d'avalanches de débris (DAD) à partir de la phase de repos (phase d'érosion) entre Lengai I et II Lengai - Doc. M. Kervyn & al 2008

Le flanc nord a été affecté par une avalanche de débris d’un volume de 5 km³, qui a parcouru au moins 24 km. et atteint la rive sud du lac Natron. Elle est datée de 8.000 ans avant JC et concerne 12% du volume du volcan(estimé à 41+/-5 km³).

La cicatrice correspond à une discordance stratigraphique majeure, en liaison avec la transition d’un magma de composition phonolitique vers un autre de composition néphénelitique, accomapagnée d’un changement de conduit d’alimentation vers le nord. Des alignements d’hummocks individualisés dans le champ de débris indiquent la direction de  la coulée.

Deux autres effondrements sectoriels, de taille inférieure (0,1 à 0,2 km³), affectent les flancs nord et est du Lengai. Ils sont attribués à la croissance instable du sommet du volcan.

Cette étude a aussi évalué les possibilités d’un effondrement dans le futur, et montre la nécessité d’un suivi des déformations de sol et de l’activité sismique de L’Ol Doinyo Lengai, pour la protection de la population locale, des écosystèmes, et de l’écotourisme en développement. ( d’après Kervyn & al. 2008 et L.Carmody 2012)

Sources :

- Karbonatite - site du Dr. F. Möckel - link

- Kervyn, M., Ernst, G.G.J., Klaudius, J., Keller, J., Mbede, E., Jacobs, P. 2008. Remote sensing study of sector collapses and debris-avalanche deposits at Oldoinyo Lengai and Kerimasi volcanoes, Tanzania. International Journal of Remote Sensing. - link

- Geochemical characteristics of carbonatite-related volcanism and sub-volcanic metasomatism at Oldoinyo Lengai, Tanzania

PhD Laura Carmody thesis - University College London

- Van Manen S., Kervyn M., Blake S., Ernst G.G.J. 2010. Tidal influence on thermal activity at Oldoinyo Lengai, Tanzania as observed by satellite; a critical assessment of volcano-tide correlations. Journal of Volcanology and Geothermal Resources, 189: 151-157.

Le style éruptif de l’Ol Doinyo Lengai se caractérise par une alternance, chiffrée en mois ou années, de périodes d’activité effusive, et de phases explosives de type vulcanien/plinien plus courtes.

L’activité effusive produit de façon prédominante de la natrocarbonatite via des fontaines de lave de plusieurs mètres de hauteur au départ de spatter cones, et des lapilli. Les coulées de lave fluide et noire produites restent généralement inférieures à 100 m³, avec un taux d’effusion moyen de 0,3 m³/s. (Keller & Krafft 1990). Des lacs de lave interconnectés dans le cratère débordent régulièrement pour donner des coulées qui peuvent atteindre le bord du cratère et s’étendre sur les flancs supérieurs du volcan.

L’activité explosive produit des matériaux silicatés alcalins et des cendres carbonatées.

    Ol Doinyo Lengai - fontaine de lave et lapilli émis par un spatter cone - photo Th. Boeckel 2003

Ol Doinyo Lengai - coulées de natrocarbonatite fondue (rouge "lithium") surmontant des coulées fraîches (noires) - photo Th. Boeckel/ M. Rietze 04.07.2004

Au cours du 20° siècle, une grande explosion en 1917 a supprimé l’épaisse végétation des flancs du Lengai. Des éruptions mineures en 1921 et 1926 ont été suivie par une éruption majeure en 1940-41, puis de plus petites en 1954. L’activité effusive qui a succédé fut stoppée par une éruption explosive de VEI 3 en 1966-67, qui a nettoyé le plancher du cratère nord pour laisser un cratère-puit (Dawson & al 1968)

S’en suit une période de calme, où la reprise de l’effusion n’est pas datée, et des éruptions en 1983. (Nyamweru 1988)

                   Ol Doinyo Lengai - le cratère en 1968 - photo Rose / Dr. F. Möckel - Th. Boeckel

Cycle éruptif du Lengai entre 1880 et 2005 - A. flèches / phase d'éruptions explosives - B. en rose / phase d'effusion intracratérique - C. en bleu / phase de repos. - Doc. Dr. Frank Möckel / site de Th. Boeckel

Depuis 1983, l’Ol Doinyo Lengai est caractérisé par une activité effusive jusqu’aux éruptions de 2006-2007 ; il faut pointer une coulée de lave inhabituellement grande en avril 2006 sur le flanc ouest, une éruption sub-plinienne accompagnée d’un panache de plus de 5.000 m de hauteur, et le paroxysme final, avec une colonne éruptive de plus de 15.000 mètres de hauteur en février 2008. (voir articles précédents)

L’éruption de 2007 pourrait avoir été déclenchée par un essaim sismique centré sur le Gelai, lié à une intrusion magmatique en dyke (Baer & al. 2008) L’essaim sismique, pouvant être le résultat d’un glissement au niveau d’une faille profonde, a culminé avec un séisme de M 5,4 deux jours avant l’éruption du Lengai (Church).

Un mécanisme différent est suggéré par M.Kervyn (2010) : l’évènement effusif important de 2006 – qui a évacué rapidement un volume de lave correspondant à 25 ans de phase effusive au Lengai – a été suivi d’une pause éruptive d’un an précédant la dernière éruption.

Suivant l’éruption de la plus grande partie de natrocarbonatite relativement légère, occupant normalement la partie supérieure de la chambre magmatique, un mélange de néphélinite fraîche a pu prendre place au cours de l’année suivante. Cette recharge n’a pas disposé d’un temps suffisant pour une différenciation complète en un nouveau corps de natrocarbonatite, et c’est ainsi que, suivant une expulsion effusive d’un reste de carbonatite en provenance du dessus de la chambre magmatique en juin-août 2007, le magma néphélinitique prédominant a atteint la surface en septembre, ce qui coïncide avec la phase d’éruption explosive. La force motrice de l’éruption explosive est supposée être la libération de quantités importantes de dioxyde de carbone ( et de vapeur d’eau), provenant de la décomposition de Na₂CO₃ et CaCO₃ en CO₂, respectivement à une température de 860 et 825°C. Il est suggéré que ce processus s’est passé après l’entrée de néphélinite combéite-wollastonite (CWN) dans le conduit et l’interaction avec des dépôts solides de natrocarbonatite au niveau du plancher cratérique. (Mitchell 2009)

         Schéma de pétrogenèse au Lengai - d'après Dawson 1998 / in Dr.F. Möckel / Th. Boeckel

Sources :

- Global Volcanism Program - Lengai , eruption dates and VEI - Link

- 1966 ash eruption of the carbonatite volcanoOldoinyo Lengai : mineralogy of lapilli and mixing of silicate and carbonate magmas - by J.B. Dawson

- Die geschichte der erforschung des vulkans Oldoinyo Lengai, Tansania - by Dr. F. Möckel - link

- Phase Relationships of a Silicate-bearing Natrocarbonatite from Oldoinyo Lengai at 20 and 100 MPa - by C.M.Petibon & al

- Volatile-rich silicate melts from Oldoinyo Lengai volcano (Tanzania): Implications for carbonatite genesis and eruptive behavior – by Maarten de Moor, Fisher, King & al.

- Processes of Crustal Carbonatite Formation by Liquid Immiscibility and Differentiation, Elucidated by Model Systems - by Woh-Jer Lee & P.Wyllie

Après une année 2007, marquée par le début de l’éruption, 2008 sera mixte, caractérisée en début par une période de paroxysme, et en deuxième partie, par le retour de la carbonatite.

En janvier 2008, diverses sources rapportent une activité explosive, dont des éruptions de cendres, alternant avec des périodes de calme. Le cinder cone occupe tout le cratère nord.

                     Ol Doinyo Lengai - "Ash eruption" le 19.01.2008 photo Volcanodiscovery

En février et mars, le crise éruptive débutée en septembre 2007, semble atteindre un paroxysme, avec des éruptions brusques d’intensité variable… cette situation rend l’accès au sommet très dangereux, et de nombreuses expéditions doivent renoncer.

Une équipe de L.A.V.E. relate des explosions et des panaches s’échelonnant, entre le 19 et le 27.02.08, de 3.000 à 7.000 mètres, parcourus d’éclairs

(Compte-rendu d’Evelyne Pradal et Simone Chrétien dans la Revue LAVE n°132).

Entre les 3 et 5 mars,Tony Drummond-Murray signale d’importants panaches de cendres, montant le 5 jusqu’à 15.000 mètres, accompagnés de coulées pyroclastiques consécutives à l’écroulement de la colonne éruptive. L’activité est considérée par les Maasai comme plus intense que celle de l’épisode 1966-67. Suite aux retombées de cendres, des villages doivent être évacués.

Ol Doinyo Lengai - panache et coulées pyroclastiques d'effondrement - photo T.Drummond-Murray / via Fred Belton

Le 22.03, un survol permet de voir le fond du cratère ; sa structure n’est pas trop affectée par l’activité récente, et une odeur d’H₂S est de nouveau perceptible.

          Ol Doinyo Lengai - fond du cratère le 22.03.2008 - photo Ben Wilhelmi / via Fred Belton

Début avril, l’activité, faible et intermittente, demeure constante.

Mi-juin, Un cinder cone surmonte l’ancien cratère de 30 mètres, entourant un profond cratère en puit, comportant deux petits évents au fond. (Fred Belton)

Gros changement : le 1° septembre, Hervé Loubières et Françoise Vignes (F) signalent le retour de la natrocarbonatite, émise par deux spatter cones actifs situés sur le plancher du cratère.

2009 : activité effusive

En février, une expédition germano-russe signale trois hornitos sur le plancher du cratère, dont un actif en permanence.

Ben Wilhelmi survole le Lengai en avril , et constate un effondrement récent du bord interne du cratère.

L’activité effusive se poursuit de juin à août, caractérisée par des coulées de lave sur le plancher cratérique et un petit lac de lave , d’un diamètre de 5 mètres.

De 2010 à aujourd’hui, l’activité effusive se poursuit.

Malgré des routes d’accès très difficiles, plusieurs équipes visitent le volcan.

En février 2010, quatre géologues allemands, dont Franck Möckel, confirment le retour de la carbonatite, et la présence d’évents caractéristiques des éruptions peu visqueuses de la lave noire ( lava pond basins & spatter cones)

En mars, une coupe du cratère est établie par l’USGS / Vancouver. D.Sherrod décrit le nouveau sommet :

le cratère en puit est profond de 110-122 mètres, avec des parois verticales. La bouche est circulaire, d’un diamètre de 270-310 mètres, avec des pentes internes de 30° descendantes sur 15à 30 mètres, avant de devenir abruptes au niveau de la gorge, d’un diamètre d’environ 200 mètres. Une cicatrice de 70 mètres de large barre le bord interne NE. Le plancher du cratère a une surface estimée à 3,26 hectares.

Ol Doinyo Lengai - 10.2010 - trois évents actifs émettent de la lave noire  - photo Dalton Smith / via Fred Belton

                    Ol Doinyo Lengai - 18-19.12.2010 - photo de Carole et Frédéric Hardy

En juin 2011, un petit lac de lave, alimenté par deux hornitos, croit en direction Est, sur le plancher du cratère. On remarque le retour de plantes pionnières sur les flancs du volcan.

      Ol Doinyo Lengai - un petit lac de lave s'étend en juin 2011 - photo Hans Schabel / via Fred Belton

Les 14 et 15 septembre 2012, Franck Möckel et sa compagne, notent des évents actifs et de la carbonatite noire … donc fraîche, ainsi qu’une forte odeur d’H₂S.

En avril 2013, Bonnie Betts décrit une crevasse qui semble courir sous le cratère, et un important spatter cone nouvellement formé appuyé sur la paroi du pit crater ; son flanc est percé et une coulée noire en sort.

La crainte d’un début d’effondrement de la paroi interne du pit crater est évoquée. Une fissure fumante est décrite, proche du bord du cratère, à proximité de Pearly Gate.

En juin 2013, Gian Schachemann mentionne des bruits de clapots de lave dans le spatter cone et de grandes crevasses près du sommet du cratère, dégazant fortement.

Photos en suivant ce lien

Sources :

- Ol  Doinyo Lengai, the mountain of God - LE site de Fred Belton - link

- Ben Wilhelmi photography - Ol Doinyo Lengai - link

- Volcanodiscovery - Ol Doinyo Lengai 2008 - link

- Global Volcanism Program - Lengai - link

- Revue L.A.V.E. n°132 / 05.2008 - Compte-rendu d'activité du Lengai et timing des éruptions - respectivement par E.Pradal et S.Chrétien.

Les nouvelles du Lengai, en Tanzanie, nous parviennent au compte-goutte depuis son éruption de 2007. De récentes photos du cratère sur l’excellent site de Fred Belton nous y fait revenir, pour un point sur son évolution.

En 2006, une éruption le 30 mars, accompagnée d’une coulée de lave qui déborde sur son flanc ouest, cause l’évacuation de plus de 3.000 personnes, pour la plupart des Maasai vivant à proximité du Lengai.

Fin mai, un volcanologue de l’Université de Gand / Belgique, Matthieu Kervyn, note lors d’une expédition l’instabilité du cône T49b, le "gratte-ciel" du Lengai, tout au bord du puit d’effondrement. Ce collapsus a débuté juste avant ou pendant l’éruption de fin mars-début avril.

Lors de ma visite du volcan en septembre, j’ai pu constater l’effondrement de la base S.E. du T49b. Le bref séjour est entrecoupé de bruit d’effondrement, et de craquements. Sans pouvoir la mesurer, la température nocturne du sol directement sous le duvet est ressentie comme "intense" … la lave n’est pas loin, comme en témoigne une stalagmite digitée d’une dizaine de cm., retrouvée près de la tente !

Tanzanie - Le cratère de l'Ol Doinyo Lengai- au centre/nord le T49b et les puits d'effondrement CP1 et CP2 - Nos tentes sont situées au NO, près de la zone de débordement O. (points bleus) -

photo  ©  P.Gondolff / B.Duyck 09.2006

Tanzanie - Ol  Doinyo Lengai - la base du cône T49b éffondrée et instable - photo © Bernard Duyck 09.2006

          Tanzanie - Ol  Doinyo Lengai - le puit d'effondrement CP1 - photo © Bernard Duyck 09.2006

2007, l’année de l’éruption :

Tom Pfeiffer, de Volcanodiscovery, rapporte en février 2007 le bruit du clapot de la lave à proximité du T49b, confirmée par sa lueur nocturne.

En juin, les puits d’effondrement CP1 et CP2 sont presque remplis par des coulées récentes de natrocarbonatites.

Tanzanie - Le cratère de l'Ol Doynio Lengai en juin 2007 - les puits d'effondrement CP1 & CP2 sont à demi-remplis par de la carbonatite fraîche - photo Rohit Nandedkar / ETH Zurich / via Fred Belton
 

Le 23 août, un lac de lave présente du fountaining et expulse des lapilli à plus de 40 mètres de hauteur. Cette activité s’accompagne de coulées fluides débordant côté ouest et descendent jusqu’à l’altitude 1500 mètres. (observation de Chris Weber)

Le 1 septembre, de la lave sort du cratère et s’écoule sur les flancs du Lengai, au cours de l’après-midi et de la nuit suivante. (Ch.Montaldo)

M.Kervyn, qui suit le volcan grâce au système Modis, enregistre des anomalies thermiques depuis le 21.08 au niveau du cratère, et les 31.08 et 01.09 sur les flancs du Lengai.

Ol  Doinyo Lengai - coulées de lave 01-03 septembre 2007 - photo Chiara Montaldo / via Fred Belton

Une photo aérienne du 3 septembre montre un cinder cone nouvellement formé et en éruption, entre le centre et la partie est du cratère.

Le 4 septembre, le Lengai est en éruption :  un large panache de cendres sort du sommet … ASTER donne des images de l’activité thermique, causée par la lave dans le cratère et les incendies sur les flancs ouest et nord-ouest, causés par les coulées de débordement.

                  Ol Doinyo Lengai - éruption du 04.09.2007 - image ASTER / C.Vaughan 

              Ol  Doinyoo Lengai - éruption du 04.09.2007 - photo Sian Brown / via Fred Belton

 Les 9 et 10 septembre, des panaches de cendres sont signalés.

Un survol, le 23.09, laisse voir un pit crater en lieu et place du complexe T49b, dont il ne reste qu’une aiguille.

 Ol Doynio Lengai - un cinder cone percé d'un pit crater occupe la majeure partie du cratère - on aperçoit un reste du T49b - photo Le Goff / in GVP.

Le 24 septembre, Dawson et Mitchell signalent une forte éruption plinienne entre 9 et 13 heures. Elle est suivie le 28.09 d’une éruption sans panache, mais avec du fountaining débutant à 9 heures, puis suivie dans l’après-midi par un panache de cendres qui monte à 7.000 mètres.

En novembre 2007, des panaches intermittents alternent avec des périodes de calme … mais le Flying Medical Service rapporte des problèmes respiratoires en hausse dans les zones Maasai sous les vents dominants.

Zone de distribution ouest des cendres des éruptions du Lengai en 2007- 08  - Ash Tanzanian team

Des analyses d’échantillons récoltés en septembre montrent que le Lengai n’érupte plus des carbonatites, mais des matériaux jamais vus auparavant sur ce volcan, provenant d’un magma hybride, formé par assimilation de la natrocarbonatite par un magma néphélénitique.

            Noël au Lengai - 25.12.2007 - photo Jens Fissenebert / Moivaro Lake Natron tented camp

Le jour de Noël, un survol du Lengai en hélicoptère montre que le cinder cone a recouvert les 2/3 nord du plancher cratérique, et que le reste du sommet est recouvert de cendres, rendant l’accès par Pearly Gate impraticable.

A suivre : 2008 à 2013.

Sources :

- Ol  Doinyo Lengai, the mountain of God - LE site de Fred Belton - link

- Global Volcanism Program - Lengai - link

Dans l’arc des Caraïbes, l’île de la Martinique est surtout connue pour son volcan destructeur, la Montagne Pelée.

Mais au sud de l’île, face au village du Diamant, se dresse un autre témoin du volcanisme explosif : un piton rocheux haut de 175 mètres et de 300 mètres de diamètre … le rocher du Diamant.

Il doit son nom à sa forme en pointe biseautée et aux reflets des parois à certaines heures, évoquant ceux d'une pierre précieuse.

La Martinique - la pointe sud de l'île et le rocher du Diamant - photo H.Salomon / Martinique tourisme

C’est un dôme de dacite, dégagé par l’érosion. Il témoigne, avec le Morne Larcher, un petit volcan éteint de 477 m. de hauteur qui lui fait face, de l’activité volcanique qui a donné naissance à ce site, voici un millions d’années.

Ce petit rocher, couvert de broussailles et de cactées, difficilement accessible, a pourtant joué un grand rôle stratégique durant les guerres franco-anglaises, avant de devenir un site naturel protégé et l’un des spots de plongée de La Martinique.

Son histoire militaire :

Au début du 19° siècle, la France et l’Angleterre se font la guerre pour le contrôle de l’arc Caribéen, et du canal de Sainte Lucie.

En janvier 1804, le contre-amiral Samuel Hood, s’empare par surprise du rocher. Il le fortifie aussitôt et, installe, au prix de grands efforts étant donné la topographie locale, cinq canons au sommet, avant d’y laisser une garnison d’une centaine d’hommes pour harceler la marine Française. Le rocher se voit conférer le titre honorifique de « navire de guerre » par la marine britannique, qui le nomme HMS Diamond Rock. (HMS = His Majesty’s Ship).

Vue de Diamond Rock , avec le HMS Centaur issant un canon à l'aide de cables - Collections of tne National Maritime Museum / John Eckstein

En 1805, le gouverneur français de La Martinique, Villaret de Joyeuse, et le capitaine de vaisseau Cosmao-Kerjulien, parviennent à reprendre le Diamant aux Anglais, en privant la garnison de vivres et d’eau.

Pendant la dernière guerre mondiale, en 1942, le Diamant devient une plateforme avancée.

        La prise de Diamond Rock par les Français - tableau d'Auguste Mayer - doc. geographica.pl

De cette épopée militaire, ne subsistent aujourd’hui que les ruines d’un hôpital.

Le refuge imprenable pour la faune :

Depuis 1994, le site est géré par le Conservatoire du Littoral et est devenu un site protégé où seuls des scientifiques sont autorisés à accoster. Il abrite les dernières couleuvres Couresse et sert de domaine de reproduction et de repos pour les oiseaux marins.

Le rocher du Diamant - sur les parois, des grottes qui abritèrent les militaires au 19° siècle, et aujourd'hui les oiseaux - photo  Martinique Tourisme.

Le phaéton à bec rouge, la sterne bridée et le noddi brun  y nichent ; les fous bruns s’y regroupent …on estime qu’un millier d’oiseaux marins fréquentent le rocher, dont plus de 300 couples nicheurs.

        Phaéton à bec rouge - Phaeton aetherus - photo Conservatoire du littoral / Rocher du Diamant

Bonus pour les volcano-philatélistes : un timbre de 1970

Sources :

- Le rocher du Diamant - link

- Conservatoire du Littoral - le rocher du Diamant - link

La Belgique ne possède pas de volcans, mais peut s’enorgueillir de phénomènes sub-volcaniques, matérialisés par des intrusions magmatiques.

Au cours de l’Ordovicien supérieur, il y a quelques 460 millions d’années, du magma a profité de fissures dans l’écorce terrestre pour remonter vers les couches de schistes, où il a formé de grandes poches lenticulaires, appelées " sills ". Le magma s’y est refroidi et solidifié sans atteindre l’air libre. Une série de mouvements tectoniques ont ensuite poussé l’encaissant schisteux vers la surface. Les schistes ont été érodés, laissant éclore les noyaux durs formés par les sills de porphyre.

Carte géologique simplifiée du Massif du Brabant (sous la couverture méso-cénozoïque) et des massifs ardennais. Modifié d'après De Vos et al., (1992). - doc. ULg - geolwal

Notez la situation des roches magmatique et volcanique.

Le magmatisme de la fin de l’Ordovicien au début du Silurien a été interprété comme la conséquence du développement d’un arc volcanique (André – 1991 ; Verniers & al. – 2002).

Une interprétation récente le considère comme un magmatisme intracontinental (potassique – calcalcalin) lié à la collision Avalonia-Baltica, réactivant à distance une discontinuité lithosphérique entre les microcratons précambriens Midlands et Lünebourg-Mer du Nord (Schéma ci-dessous / Linneman & al. 2012).

                   Schematic SW–NE cross-section of the Brabantian belt along the Dendre River .

Modified from Sintubin and Everaerts (2002) and Sintubin et al. (2009). / in The Cambrian to Devonian odyssey of the Brabant Massif within Avalonia - Linnemann & al.

En Wallonie, les deux principaux centres d’émission se situent

– au sud de Bruxelles, à Lessines, Quenast, et Bierghes et

– au nord de la Meuse près de l’aéroport de Bierset, à Voreux-Goreux.

Les sills de microdiorite quartzifère de Quenast et Lessines sont respectivement âgés de 433 et 419 Ma. Ce volcanisme s’est prolongé au Llandoverien (début du Silurien, s’étendant de 443,4 ± 1,5 à 433,4 ± 0,8 Ma) à l’est du Brabant, à la Butte Saint-Sauveur à Pitet, vallée de la Mehaigne, et au Wenlockien (Silurien , de 433,4 ± 0,8 à 427,4 ± 0,5 Ma) dans la bande du Condroz.

La carrière de Bierghes :

                           La carrière de Bierghes - photo Fossiles et Minéraux

Elle se situe à 26 km. au sud-est de Bruxelles, dans la vallée de la Senne, à proximité du village de Rebecq. La carrière de microdiorite quartzifère s’étend actuellement sur environ 145 hectares. L’exploitation originale a été entreprise sur l’affleurement rocheux de Steenkuyp (décrit par les géologues Ch. de La Vallée-Poussin et A. Renard). Au 19° siècle, le porphyre extrait était destiné à la fabrication de pavés ; il sert aujourd’hui à la fabrication de granulats pour les chemins de fer, les chantiers routiers et les bâtiments.

La succession observée – prismation / dalles / roche massive – s’accorde avec l’hypothèse d’un corps magmatique à pente sud-ouest. La présence côte à côte de joints tectoniques minéralisés en quartz-chlorite et d’une prismation non minéralisée implique que cette dernière est restée longtemps à l’état latent et n’a pu s’ouvrir qu’à la faveur du champ de contraintes de l’encaissant. (L.André)

                          Carrière de Bierghes - quartz - photo Nico / Fossiles & Minéraux

La carrière de Quenast :

                                              Carrière de Quenast - photo CMPB

Le porphyre (dacite) de Quenast est daté de 439-433 Ma. Cette intrusion cylindrique, ou " pipe ", est zonée : de l’extérieur vers l’intérieur,

- une zone de bordure de 3  à 50 mètres à minéraux secondaires (albite, chlorite, calcite, scapolite)

– une zone plus interne de 20 à 50 mètres à minéraux primaires (plagioclases à zonage récurrent : labrador-oligoclase ; biotite brune) et secondaires (chlorite, biotite verte, épidote), avec des enclaves carbonatées

– une zone centrale de plusieurs centaines de mètre à minéraux secondaires (albite, chlorite, épidote). L’exploitation, qui y remonte au 16° siècle, a produit des pavés jusque dans les années 50, avant de laisser place aux granulats.

                        Carrière de Quenast - épidote - photo Nico / Fossiles & Minéraux

Sources :

Merci à André Holbecq de l'association Vulcano pour ses renseignements - link

- Le Règne Minéral n°106 - le quartz de Bierghes - par A.Demory

photo de la revue Le Règne Minéral n°106 / A.Holbecq

- Université de Liège /Dép. Geologie - introduction à la géologie de la Wallonie - Massif du Brabant - link

- The Cambrian to mid Devonian basin developlent and deformation history of Eastern Avalonia, east of the Midlands microcraton – by J.Verniers, T.Pharaoh, L.André & al. / Geological Society – Paleozoic amalgamation of Central Europe.

- The Geological Society / The Cambrian to Devonian odyssey of the Brabant Massif within Avalonia: A review with new zircon ages, geochemistry, Sm–Nd isotopes, stratigraphy and palaeogeography – by U.Linnemann & al. - link

Hoodoo mountain est un stratovolcan à toit plat, situé à la frontière Alasko-Canadienne, composé de produits volcaniques d’éruption subaérienne et sousglaciaire.

                             Les volcans de l'ouest Canadien - doc. USGS / Canada Geological Survey

Le volcan doit son nom à des aiguilles de lave, ou "hoodoos ", atteignant 150 m. de haut, et qui lui donne son apparence particulière et le différencie des autres volcans de la Northern Cordilleran Volcanic Province.

                   Canada - Hoodoo mountain et ses épines de lave - photo Here fishy.

 Hoodoo mountain et Little Bear mountain - à gauche, doc. Nasa 2008 - à droite, carte Black Tusk

Sa formation s‘échelonne de la fin du Pléistocène – 85.000 ans – à une période géologiquement proche, entre 9.000 et 7.000 ans.

Une activité cyclique, sousglaciaire à subaérienne, rend Hoodoo mountain unique dans la chaîne côtière canadienne.

On reconnaît au moins six phases d’activité :

- Entre il y a 85.000 à 80.000 ans : éruptions sousglaciaires sous une épaisseur d’au moins 100 mètres de glace, et production de coulées de lave, de dômes et dépôts bréchiques. (figure a)

- Il y a 80.000 ans, les éruptions ne sont plus sousglaciaires, mais le volcan est environné de glace. La fusion de la glace permet à la lave de s’accumuler dans une dépression autour du volcan (figure b). Ces coulées en marge de la couche de glace sont épaisses et délimitées par des falaises abruptes comportant de fins joints de refroidissement et du verre volcanique.

                             Types d'éruption à Hoodoo Mountain -doc. Black Tusk

a. sous glace épaisse : dômes et brèches sousglaciaires - b. éruption subaérienne avec des laves confinées par des barrages glaciaires - c. éruptions sous glace mince et production d'ignimbrites et hyoloclastites.

- Entre il y a 80.000 et 54.000 ans, l’activité explosive produit des coulées pyroclastiques qui descendent les flancs nord et ouest et créent des dépôts d’ignimbrites soudées et non soudées de plus de 100 mètres d’épaisseur. Cette activité a été vraisemblablement causée par le magma transperçant une glace plus mince (figure c)

- Une quatrième phase éruptive subaérienne, il y a 54.000 ans, produit des dépôts pyroclatiques recouvrant ceux des deuxième et troisième phases.

- Entre il y a 54.000 et 30.000 ans, l’activité sousglaciaire produit desu types d’associations lave-brèches :

entre 54.000 et 40.000 ans, production de dômes de lave et brèches ; entre il y a 40.000 et 30.000 ans, les éruptions sefont sous une couche mince de glace.

- La phase finale est de nature effusive dans un environnement dépourvu de glace,  avec des coulées de lave canalisées sur les flancs NO et SO. Ces coulées sont originaires du sommet plat du volcan et d’évents de flanc. Ces éruptions récentes sont datées, selon les sources, de 9.000 ou 7.000 ans.

Hoodoo Mountain côté nord présentant des coulées vraisemblablement extrudée sous le glacier - photo Here fishy 2005.

Hoodoo mountains - sur le versant SO du volcan, "The Monument", les restes érodés d'un évent volcanique nourri par un dyke (plus de 100 mètres de haut) et une série de coulées de lave subaériennes en couches  relativement plates, surmontées de dépôts de laves et brèches formés par des éruptions sousglaciaires -  photo B. Edwards / Oregonstate univ.

Sur son flanc nord, un cône parasite, daté du Pléistocène, Little Bear mountain, est un tuya (*). Cette structure sousglaciaire est composée de basaltes alcalins et de dépôts pyroclastiques bréchiques contenant de moindres quantités de lave, de pillow lava, de grès et hyaloclastite.

(*) : Un tuya est un type de montagne d'origine volcanique formé aux cours d'éruption sous-glaciaires et caractérisé par un sommet plat, des pentes très raides et une forme grossièrement cylindrique. Les tuyas se rencontrent surtout en Islande comme le Herðubreið et au Canada avec The Table (Colombie Britannique). 

Sources :

- Global Volcanism Program - Hoodoo Mountain

- Volcanic history of the Northern Cordilleran Volcanic Province - Hoodoo mountain.