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Earth of fire

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

excursions et voyages

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

Crater of the Moon, champ lavique couvrant 1.600 km², est composé de formations typiques du volcanisme basaltique : cinder cones, spatter cones, tunnels de lave, champs de laves abritant des blocs de lave, de la lave a'a, de la lave Pahoehoe, des coulées uniques nommées "Blue Dragon lava", différents types de bombes.


En huit grandes périodes éruptives, datées entre 15.000 et 2.100 ans, et séparées de périodes de calme allant de quelques centaines d'années jusqu'à 3.000 ans, pas moins de soixante flots de lave se sont échappés de fissures et volcans, pour composer ce paysage, d'une désolation "lunaire". L’histoire volcanique de Crater of the Moon est liée à celle de la Snake river plain, et à celle du point chaud du Yellowstone.

 

Crater-of-the-Moon_7530-copie.jpg

 

Crater-of-the-Moon_7539-copie.jpg                     Crater of the Moon - Indian tunnel - photo © Bernard Duyck   


Parmi les tunnels de lave les plus représentatifs, Indian tunnel, un des plus grand de la zone, ressemble à une grotte.
Mensurations : plus de 9 m. de hauteur, pour une largeur de 15 m. et une longueur de +/- 250 m., avec de nombreux bras latéraux.

Le système de tunnels, dont fait partie Indian tunnel, s’est formé au sein des laves produites par une éruption fissurale dans la région des Big craters/ Spatter cones.

 

Dossier-36-6444-copie.jpg             Crater of the Moon - Indian tunnel, stalactites de lave - photo © Bernard Duyck  


Des stalactites de lave se forment, provenant de roches du toit fondues par la chaleur de la lave qui parcourt le tunnel, ou des éclaboussures au plafond. Etant donné les mensurations des tunnels, ici aucun danger de s'y frotter le crâne, comme dans certains tunnels à Hawaï.

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  Crater of the Moon - Indian tunnel, détail sur la structure pavimenteuse du plafond - photo © Bernard Duyck

Des dépôts minéraux, surtout des sulfates, sont formés au plafond, soit par les émanations des gaz, soit par évaporation de matières provenant des roches surplombantes. Ils ourlent les bords de petites fissures.

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  Crater of the Moon - Indian tunnel, le skylight d'entrée laisse voir une belle banquette - photo © Bernard Duyck

 

 

 

A un endroit, une belle banquette (ou terrasse) s'est formée, le schéma ci-contre est explicatif.

 

Schéma P. Thomas / ENS Lyon.

 

 

 

 

 


Un autre tunnel de dimensions "accessibles" plus modestes, " Beauty cave "  , nécessite une lampe frontale.

 

 Le sol gelé de Beauty cave - photo © Bernard Duyck  


Il y fait si noir, que malgré l'équipement, on est forcé d'avancer pas à pas, en tatant du pied. Arrrivés très vite à une impasse - à cause des effondrements possibles, la plus grande partie du tunnel est fermée - , une surprise nous attend : une superbe plaque de verglas ! Il gèle à quelques dizaines de mètres de l'entrée, où la température frise les 40°C ! Autrement dit, on ne s'y attarde pas.

 

 

Le "Broken top Trail" permet de voir une autre caractéristique des tunnels de lave, les " Pressure ridge " , ce qu'on peut traduire par fissures de pression : elles  se forment par injection d'un nouveau flot de lave sous la croûte d'un ancien flot non encore entièrement consolidée.


  

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 Crater of the Moon - Broken top trail - "Pressure ridge" : le toit du tunnel a éclaté, sous la pression, en grande plaques  - photo © Bernard Duyck  

 


Sources :
- "Volcanoes of North America" - by Ch.A. Wood & J. Kienlechapitre de R.Greeley sur Crater of the moon
- Official National Park Handbook
- "Geology of Crater of the Moon" par D.E. Owen.

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Publié le par Bernard Duyck
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La formation de ce tunnel de lave marque une étape spéciale dans l'histoire éruptive du St Helens : la seule éruption basaltique du volcan.


Il y a environ 2.000 ans, de la lave basaltique fluide s'est écoulée sur le flanc sud formant un important tunnel de lave. La lave fut pulsée dans le tunnel durant une longue période, estimée à plusieurs mois si pas une année, créant ainsi une structure spectaculaire, longue de 3.976 m.

 

Ape-caves---5---MtStHelens-instit.jpg                                  Ape Cave - photo Mt. St. Helens institute

 

Ce tunnel est visitable par des personnes bien équipées : des vêtements chauds, de bonnes chaussures et plusieurs lampes sont nécessaires. Deux itinéraires existent, longs respectivement de 1.300 et 2.540 mètres, nécessitant de 1 à 3 heures pour les parcourir.


pancarte-ape-cave.jpg Ape Cave - pancarte informative, qui reprend une phrase bien utile : " Take only pictures, leave only footprints, kill nothing but time ... "

 
Ape-Cave-15.jpg

Ijen---Kendeng-5661.jpg   Ape Cave - Le plancher n'est pas spécialement plat et carrossable, d'où la nécessité de porter de
                                       bonnes chaussures - photos J.F.Suzzarini.


Après la formation du tunnel de lave, un lahar sableux a inondé celui-ci, probablement daté de 1480-1482 avant JC car l'analyse des dépôts révèle la présence de granules de ponces ressemblant aux tephra "W".

(Pringle)


Ape Cave 01                                                     Ape cave - photos J.F. Suzzarini. 

 

Ape-caves---1---MtStHelens-instit.jpg Ape cave - Même dans les parties basses, on peut distinguer des éclaboussures sur les parois, une petite banquette et des stalactites - photo Mt. St. Helens institute.

 

Des boules de lave, formée de débris qui ont flotté sur la coulée de lave, ont pris peu à peu de la masse, à la façon d'une petite boule de neige qui grossit en roulant. Elles roulent jusqu'au moment de se faire coincer dans un retrécissement ou encore dans une encoche, où elles sont poussées par un "surge" du flux.

 

Ape-caves---3-the-meatball----MtStHelens-instit.jpg                             Ape Cave - "the meatball" - photo Mt. St. Helens institute.


Ape cave, la grotte ou "le tunnel du singe", d'où vient ce nom ?
Découvert par L.Johnson en 1947, ce tunnel ne fut exploré qu'à partir de 1950 par une troupe de scout, nommée "St Helens Apes", formée dans les premiers temps de forestiers qu'on appellait communément les "brush apes" - "les singes de brousse" -, à moins que ce terme ne fasse référence au bigfoot.
Le bigfoot, ou "sasquatch" nom dérivé de l'indien, est une créature légendaire, primate humanoïde proche du Yéti et vivant dans les chaînes montagneuses et boisées du Canada et des Etats-Unis.
  

 

Sources :

- USGS / CVO - Mount St. Helens Ape cave lava tube - link
- USGS St Helens - points of interest

- Swisseduc.ch - St Helens
- US Forest Service - Ape cave
 

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Publié le par Bernard Duyck
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Véhiculer la lave sur des kilomètres nécessite la présence de structures qui conservent à la lave sa chaleur et ses qualités rhéologiques : les tunnels de lave

Ce ne sont pas des objets rares, mais d'autre part tous les volcans n'en abritent pas non plus. Les plus connus se retrouvent principalement aux Etats-Unis, et notamment sur les volcans de l'ouest et à Hawaii, aux îles Canaries, à La Réunion, en Corée, à l'Etna, aux Açores, en Islande ... on en trouve également sur d'autres planètes de notre système solaire : sur la Lune, Io, Mars, Vénus Mercure e.a.

 

Crater-of-the-Moon_7527-copie.jpgUSA - "Crater of the Moon" - de grands tunnels de lave sont présents au sein des coulées basaltiques -   © Bernard Duyck.


En énumérant ces endroits, on s'aperçoit que leur présence est liée à celle de volcans effusifs, ou qui ont présenté une activité effusive au début de leur mise en place.

Ces tunnels se forment lors d'éruptions effusives, alors qu'une lave généralement basaltique, pauvre en silice, très chaude (1.100 -1.200°C) et très fluide, s'épanche à vitesse élevée (15 à 50 km./h.)

Lors des émissions importantes, tant en volume qu'en durée, ont lieu, la lave coule suivant la topographie, envahit l'espace, entraînée par son propre poids. Rapidement, la coulée commence à se solidifier en surface et sur ses bords, alors que le flot de lave continue à progresser. Ces rivières de lave sous-terraines s'organisent en réseau de complexité plus ou moins grande (monotubes, anastomoses, multi-étages ... ) qui s'isolent du reste de la coulée par des parois ignifugées naturelles qui permettent à la lave de minimiser ses déperditions énergétiques.

A la fin de l'éruption, la lave continue à progresser dans ces drains, parfois à des niveaux plus bas, constituant des banquettes. Puis le flot n'étant plus alimenté, le drain se vide laissant un tunnel (lava tube) accessible après refroidissement total.

 

 

234-tunnel-lave-lucarne-04.jpgLes étapes de formation d'un tunnel et d'une lucarne - Schémas de Pierre Thomas / Laboratoire des Sciences de la Terre - ENS Lyon.

 

197216_196187103755024_100000912069394_521205_6222832_n.jpg Hawaii - Big island - Tunnel de lave, présentant une seconde coulée interne et des stalactites au plafond - © Carole et Frédéric Hardy

 

Différentes structures peuvent marquer les systèmes de tunnels de lave. Le site "Virtual lava tube" propose une vue résumant celles-ci :

 

lava_features_map---Carlene-Allred.jpgSchéma de Carlene Allred  / Virtual lava tube, reprenant les différentes structures rencontrées lors sde l'exploration d'un tunnel de lave.

 

skylight_on_coastal_plain-_with_lava_stalactites_forming_on.jpgHawaii - Kilauea - un skylight dans un tunnel de lave sur la plaine costale - on peut y voir des stalactites en formation suite à une re-fusion du plafond - photo HVO / USGS.


Des lucarnes naturelles - skylights - se forment, suite à l'effondrement d'une partie du toit du tunnel, laissant apercevoir un flot de roche en fusion.

La chaleur qui rayonne de ce flot a une telle importance que les parois internes du tunnel peuvent refondre et laisser goutter des stalactites de lave. Des éclaboussures décorent les parois, suite à un dégazage de la lave entraînant ces projections.

 

Les parois des tunnels de lave présentent souvent des encoches ou des terrasses horizontales (banquettes), que l'on peut suivre sur des dizaines de mètres. Ces encoches ou terrasses sont dues au diverses variations de niveau de la lave dans le tunnel.


usa-1539-copie.jpg

 Usa - Newberry - Lava river cave : de belles grosses banquettes habillent le bas du tunnel de lave - 

© JM. Mestdagh

 

Valentine_Cave---Lava-beds-N.M.-Dave-Bunnell-007.JPGUSA - Lava Beds National Monument  - plancher plat du tunnel de lave de "Valentine cave" - © Dave Bunnell / Wikipedia.

 

 

lava_falls-copie.jpgChute de lave - le volcano-spéléologue donne l'échelle - photo © Dave Bunnell / The Virtual Lava Tube.


Comme pour de l’eau qui s’écoule, un flot de lave peut former en sous-terrain une chute … de lave sur un terrain soudainement accidenté ; elles se forment le plus souvent dans les niveaux bas du tube de lave. Au point de chute, il peut se former des stalagmites de lave.

 

lava_lake---Dave-bunnell-virtual-cave-jpgCascade (chute) de lave et lac de lave sous-terrain - notez l'élargissement du tunnel, érosion des parois au niveau proche du lac, la surface figée du lac un peu en contrebas des bords - © Dave Bunnell / The Virtual Lava tube.


De grandes chutes de lave peuvent donner naissance à leur base à un lac de lave sous-terrain, un bassin dont la profondeur peut atteindre deux fois sa taille en largeur. Les turbulences résultent en un élargissement du passage qui s’agrandit à la base de la chute, et par érosion sur les pourtours du lac.


Lorsqu’un flot de lave se meut sur le plancher d’un tunnel de lave préexistant, il peut d’encroûter et former un nouveau tunnel … un tunnel dans un tunnel. Ils sont communs à la surface d’une coulée pahoehoe.

 

Caves-of-fire.jpg"A tube in tube" - Couverture de l'ouvrage de Dave Bunnell sur les tunnels de lave américains (réf. en sources)

 

Parfois, on peut observer deux tunnels superposés l'un sur l'autre, qui peuvent se superposer sur des centaines de mètres de longueur. Dans ce cas, il y a baisse du niveau de la lave en deux temps, avec formation d'une croûte solide au sommet de la lave durant son écoulement à un niveau intermédiaire.

 

Equipement minimum : une polaire (dans un tunnel de lave, comme dans une grotte, la température peut être fraîche), une ou deux lampes (idéalement une frontale et une torche puissante) et éventuellement un casque ... la rencontre avec les stalactites de lave est cause de blessures.

Pour les tunnels plus difficiles, la combinaison et le matériel du spéléologue peut s'avérer nécessaire.

 

A suivre : quelques exemples de tunnels de lave, situés sur différents continents.

 

Sources :

- Good Earth graphics - the virtual lava tube - link

- Laboratoire de Sciences de la Terre / ENS Lyon : L'intérieur des tunnels de lave : terrasses, encoches et niveaux de retrait emboîtés, plancher, tunnels superposés ... - Pierre Thomas - link

- Caves of fire : inside America's lava tubes - par Dave Bunnell 2008. / ISBN 978-1-879961-31-9

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Publié le par Bernard Duyck
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La zone sous-marine Est concerne le volcan le plus jeune de La Réunion : le piton de La Fournaise.

 

Les campagnes "Fournaise 1 et 2", ayant pour objectif l’obtention d’une couverture sonar complète des structures sous-marines à l’est de l’île, a permis une meilleure compréhension de l’organisation des structures sous-marines et de leurs relations avec le contexte sub-aérien.

Elles ont été respectivement effectuées en1984 à bord du Jean Charcot (Ifremer) et en 1989 à bord du Marion Dufresne.


 

Destabilisations-de-flanc-des-volcans-ile-de-la-Reunion--.jpg  Zones de Relief sous-marin - zones de déstabilisation de flanc des volcans réunionnais - doc. Oehler

 

Destabilisations-de-flanc-des-volcans-ile-de-la-R-copie-1.jpgZone de déstabilisation du Piton de La Fournaise - doc. Labazuy in « Les déstabilisations de flanc des volcans de l'île de la Réunion : mise en évidence, implications et origines » - par Jean-François Oehler, Nicolas Arnaud. 


 

Le Relief Sous-Marin Est est situé dans le prolongement des pentes orientales du Piton de la Fournaise. Il constitue, au premier ordre, une structure de forme triangulaire, de pente moyenne 3°, qui s’étend sur au moins 60 km jusqu’au plancher océanique à 4000 m de profondeur. Sa largeur est d’environ 10 km au niveau de la côte et d’au moins 80 km dans sa partie distale. La surface couverte est estimée à plus de 4.000 km², soit environ 1,6 fois la surface de l'ïle.


Philippe Labazuy, de l’Université de Clermont-Ferrand, avait mis en évidence trois types de structures sous-marines: les pronlogements sous-marins des zones de rift, le prolongement de la dépression du Grand Brulé et le plateau sous-marin est.

 Les méthodes de prospection ayant évolué, cet ensemble a été précisé par Oehler : l’organisation de l’excroissance topographique orientale est marquée par au moins quatre régions en relief, du nord au sud, le Râlé-Poussé, le massif de la Ride de la Drague, le Plateau Sous-Marin Est et les Formations Méridionales, délimitées voire disséquées par des dépressions, la Dépression Nord, la Vallée des Gorgones et la Dépression Sud.

 

Déstabilisations de flanc des volcans ile de la R-copie-2Destabilisations-de-flanc-des-volcans-ile-de-la-R-copie-3.jpgDéstabilisation du Piton de la Fournaise - Relief sous-marin est (en bleu) - doc. « Les déstabilisations de flanc des volcans de l'île de la Réunion : mise en évidence, implications et origines » - par Jean-François Oehler, Nicolas Arnaud.


Plus en détails, bien que ce ne soit qu'un résumé (précisions dans la thèse de JF. Oehler réf. en sources) :

 

- les prolongements sous-marins des zones de rift , dont les dimensions atteignent 10 km. de large et 5 km. de long, différents de ceux d’Hawaii plus étroits mais plus longs, de 2-4 km. sur plusieurs dizaines de km. du sommet.


- le prolongement de la dépression du Grand Brûlé, identifiée par Bachèlery et Montaggioni en 1983 ; le Chenal Vincent forme une dépression de 13 km. de long orientée est-ouest et incurvée au large vers le nord-est.

Dans cette zone, se sont accumulés les produits d’avalanche de débris, le Râlé-Poussé, à topographie en hummocks. L’épaisseur des dépôts est de 100 m. en moyenne, et ils s’étendent sur 200 km², pour un volume total estimé à 30 km³. On y distingue trois avalanches de débris successives.

L'unité I, distale, de 10 km. de large sur 15 km. de long à une profondeur de 2.000-3.000 m.

L'unité II : en deux lobes divergents de part et d'autre de l'unité I, entre moins 1.600 et moins 3.000 m. , le lobe ouest de 8 km. de large sur 20 km. de long, le lobe est de 3 à 5 km de large sur 14 de long.

L'unité III, proximale, en deux lobes qui se superposent à l'unité II. Le lobe ouest est le plus important avec 3 km. de large sur 14 km. de long, s'étendant jusqu'à une profondeur de 2.300-2.400 m.;

 

- le plateau  sous-marin Est, qui occupe la partie centrale de la zone, est une structure proéminente de forme triangulaire, d’un volume de 500 km³ environ. Sa largeur, de quelques kilomètres en zone proximale, atteint 60 km. à une profondeur de 3.000 mètres. La datation passe de 110.000 ans en zone distale à 10.000 ans en zone proximale, confirmant des glissements récurrents.

 

- Les Formations Méridionales constituent un relief marqué, délimité côté nord par le Plateau Sous-Marin Est, et côté ouest par la Dépression de Saint-Philippe. Ces formations, globalement allongées selon une direction N130-N140°, présentent une longueur estimée à plus de 90 km jusqu’au plancher océanique à 4000 m de profondeur, et une largeur de moins de 5 km à proximité de la côte, à près de 35 km à 3500 m de profondeur.  Les Formations Méridionales n’ont pas vraiment été identifiées en tant que telles par Labazuy, mais associées aux formations du plateau.


volcan-coulee-2007-RN2-grd.-brule--.jpgLa Réunion - Piton de La Fournaise, dépression du Grand Brulé : recouverte de coulées de lave des éruptions récentes qui coupent et recoupent la nationale 2- photo Ile de La Réunion - info RN2 Grand Brûlé.

 

 

Coulee-Grand-Brule.jpg                      Coulées affectant le Grand Brûlé - photo Outremer.info

 

L’étude des fonds sous-marins du flanc est du Piton de La Fournaise souligne l'importance des phénomènes de démantèlement à grande échelle du volcan au cours de son évolution, sous la forme d’avalanches de débris et de glissements en blocs.

La dépression du Grand Brûlé est reconnue comme la cicatrice d’une déstabilisation . Les calculs de volume montrent cependant qu’elle ne permet pas, à elle seule, d'expliquer les quelques 550 km³ de produits retrouvés en mer.

Dans ce contexte, Labazuy propose de réinterpréter les épisodes d'effondrements reconnus à terre comme des déstabilisations de flanc. Ainsi, les unités les plus récentes du Râlé-Poussé et du Plateau sous-Marin Est pourraient être liées à la formation de la dépression de l'Enclos (<5.000 ans). Les unités plus anciennes seraient respectivement associées aux effondrements de la Plaine des Sables (~40.000-60.000 ans) et de la caldeira du Morne Langevin (~150.000 ans.).

 

Sources :

- Les déstabilisations de flanc des volcans de l'île de la Réunion : mise en évidence, implications et origines - Jean-François Oehler, Nicolas Arnaud
Thèse de Géologie, Université de Clermont-Ferrand, 2005.

- Avalanches de débris sur le flanc occidental du volcan-bouclier Piton des Neiges (Réunion)  - P;Bachèlery & al.

- Au coeur de La Fournaise" par R. Bénard & M. Krafft - éd. Nourault & Bénard.

- Tableau récapitulatif des éruptions 1977-2010 - Fournaise.info

 

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Publié le par Bernard Duyck
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caphomard---St-Paul-La-Reunion.JPG

La Réunion - Le Cap Homard - dépôts d'avalanche de débris en bordure littorale du Piton des Neiges - photo St Paul La Réunion.

 

Le processus de déstabilisation de flanc a marqué de façon spectaculaire l’évolution des édifices formant l’île de La Réunion. Une cinquantaine d'événements multi-échelles, primaires ou secondaires, d'origine aérienne, côtière ou sous-marine, ont démantelé de façon récurrente les volcans du Piton des Neiges, des Alizés et du Piton de La Fournaise au cours des 2 derniers millions d'années au moins. La plupart correspondent à des phénomènes instantanés et catastrophiques de type avalanche de débris.

 

Fiches_Piton_Neiges01-BRGM-.jpg      Carte des quatre zones de dépôts d'avalanche de débris - doc. BRGM / P.Mairine & Labazuy.

 

Leurs dépôts sont principalement accumulés en mer, au sein de quatre gigantesques excroissances topographiques, les Reliefs Sous-Marins, localisés à l'est, au nord, à l'ouest et au sud de l'île.

Ces éperons triangulaires, de 20-30 km de large au niveau de la côte et 100-150 km à leur extrémité, à 70-80 km du littoral, se sont construits progressivement par la superposition et la juxtaposition des produits déplacés dans des épisodes de déstabilisation pouvant impliquer plusieurs centaines de km³ de matériaux.

Une très faible proportion est retrouvée à terre, au cœur et en bordure littorale du massif du Piton des Neiges et constitue le faciès proximal des dépôts immergés. ( J.F. Oehler – 2005 )

 

Fiches_Piton_Neiges-2-BRGM.jpg                                               Doc. BRGM / P.Bachelery & al. 2003

 

Les dépôts d’avalanche du Piton des Neiges :

Deux des trois dépôts d’avalanche de débris concernant le piton des Neiges se trouvent dans le prolongement des dépôts d’avalanche identifiables à terre.

Dans le secteur du Cap La Houssaye – Saint Gilles, dans un secteur au nord-ouest de l’île moins arrosé par les précipitations, ces dépôts sont bien conservés.  Les  "brèches de Saint-Gilles" affleurent sur la partie basse du flanc ouest du massif du Piton des Neiges, couvrant 16 km².

 

 

Cap-champagne---SDG-photographie.jpgLa Réunion - falaise côtière du Cap Lahoussaye / dépôts d'avalanche de débris "à terre" - photo Sebastien Del Grosso - S.D.G. Photographie / Facebook  - un clic sur la photo vous mène à son site Flickr en meilleure définition.


Elles s’expriment par une haute falaise côtière, à Petite Anse et Cap Champagne, ou en arrière d’une étroite plaine sableuse, comme à Cap Homard et Grand Fond. Elles restent observables jusqu’à une altitude moyenne de 250-300 m. en amont, avant d’être recouvertes par les coulées de trachy-andésite du Piton des Neiges.

Ces brèches montrent deux faciès étroitement associés :

- une matrice de teinte beige composée d'un mélange non classé, non stratifié et très hétérogène de matériaux avec une prédominance d'éléments fins ; Le "faciès Matrice" est très friable et peu cohérent ; il
résulte de la pulvérisation et de la dispersion d'éléments rocheux préexistants lors de l'avalanche de débris.

- des panneaux ou blocs plus massifs et cohérents de dimension métrique à décamétrique constitués de pans de coulées, de scories, de pyroclastites ou bien encore d'autres brèches. Ces panneaux ont eux-mêmes le plus

souvent un aspect bréchique ou simplement fracturé.

On peut observer que la disposition des éléments au sein de ces panneaux prend fréquemment un aspect fracturé en puzzle : les éléments sont étroitement imbriqués les uns dans les autres. (BRGM)

 

Fiches_Piton_Neiges--BRGM02.jpg                                               doc. BRGM

 

Sources :

- Les déstabilisations de flanc des volcans de l'île de la Réunion : mise en évidence, implications et origines - Jean-François Oehler, Nicolas Arnaud
Thèse de Géologie, Université Blais Pascal de Clermont-Ferrand, 2005.

- BRGM - Le volcanisme ancien du Piton des Neiges - Le Cap La Houssaye.

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Shimabara_Mayuyama---Burt-Lum.jpg

                     Le Mont Mayu-yama, dominant la ville de Shimabara - photo Burt Lum.


Le groupe volcanique Unzen est formé de plusieurs stratovolcans actifs qui se recouvrent, le Kinugasa au nord, le Fugen-dake et le Mayu-yama au centre-est, le Kusenbu au sud, situés sur l’île de Kyushu au Japon.

Ce complexe basaltique à andésitique occupe une grande part de le péninsule de Shimabara , ses volcans étant alignés dans un graben E-O de 30-40 km. de long.

Les volcans Fugen-dake et Mayu-yama ont été actif durant l'holocène.

 

Unzen-map.JPGLe graben Unzen abritant le groupe volcanique du même nom  - carte Geological survey of Japan.

 

Unzen-map-2--K.Nakajima.JPGLe complexe Unzen - Au centre, le dôme Heisei Shinzan (1483m) mis en place durant l'éruption de  1991-95, avec les dépôts pyroclastiques (P) et dépôts de débris (D) - sur la droite, les dômes du Mayu-yama (en orange) et les dépôts de l'avalanche de débris de 1792 (M) - Carte Geological Survey of Japan / Nakajima.

 

ShimabaraPeninsulaJpLandsat---SRTM.jpgLa péninsule de Shimabara, avec le complexe Unzen (traces de l'éruption 1991-95 et de ses dépôts en rouille) et le Mt. Mayu-yama au NE - doc. Landsat / SRTM.

 

 

Le complexe de dôme de lave Mayu-yama s'est formé voici 4.000 ans et fut la cause de l'éruption de 1792. Le sommet du volcan fut secoué par une série d'explosions phréatiques, avec des coulées de lave dacitique de 3,5 km. sur les flancs. L’éruption, de VEI 2, rejettera au total 26 Mm³ de lave.


Un mois après la fin de l’éruption, l'écroulement du dôme de lave Tenguyama, lié à deux séismes de magnitude supérieure à 6, engendra une avalanche de débris qui engloutit 9.531 personnes sur son passage vers la mer; la majeure partie de l'avalanche déclencha, en entrant brutalement dans la mer, un tsunami qui tua 5.094 autres personnes ... un total de près de 15.000 morts !

La hauteur des vagues du tsunami a atteint 10-20 mètres, le classant parmi les méga-tsunami. La vague la plus haute est notée à 57 mètres, à Osaki-bana point près de Futsu, et est due à la topographie du fond marin.

 

MayuyamaSlide - 1792 - USGS                Le Mt. Mayu-yama et les traces de l'avalanche de 1792 - d'après une photo USGS.

 

Mayu-yama-tsunami-hauteur-vague---iahr.gif               Carte de hauteur ponctuelle des vagues du tsunami 1792 / Mayu-yama - doc. Iahr


L’avalanche de débris a laissé une cicatrice en amphithéâtre toujours visible, et sa terminaison en hummock dans la baie en face de Shimabara serait, selon une hypothèse, responsable de la formation de petites îles.


unzen---Takashi-Yamada-2-.jpg

Le Mt. Mayu-yama surplombe la ville de Shimabara - on distingue  au centre la cicatrice laissée par l'avalanche de débris et dans la baie, la terminaison en hummocks - les coulées grises derrière le Mt Mayu-yama sont dues à l'éruption de 1991-95 et témoigne de la protection de la ville par celui-ci - photo Takashi Yamada

 

Unzen---T.Soya-25.10.94.JPG

Photo plus récente - 25.10.1994 - avec au centre le dôme  Heisei Shinzan fumant, les dépôts pyroclastiques et de lahars de l'éruption 1991-95, les ouvrages d'art destinés à canaliser ceux-ci  - à droite, le Mt. Mayu-yama et la cicatrice de l'avalanche de 1792 - photo T.Soya.

 

Sources :

- Global Volcanism Program - Unzen

- Geology and eruptive history of Unzen volcano, Shimabara peninsula, Kyushu, SW Japan - by H.Hoshizumi, K.Uto, K.Watanabe 1999.

- Study of the Mayu-yama tsunami disaster in 1792 - by MasanoriMichiue & al. / Tottori Univ. - link

- Photovolcanica - Unzen / Fugen-dake 90-95 - link

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crateres-sommitaux-et-Valle-del-bove-copie-2.jpg                                Etna : cratères sommitaux et Valle del Bove - image ASTER.

 

La Valle del bove est une dépression volcano-tectonique qui marque le flanc Est de l’Etna ; la partie la plus haute en fer à cheval a un diamètre d’environ 5 km. et elle s’étire, entre 2800 et 1200 m. d’altitude sur 8 km. de longueur d’ouest en est. Ses parois possèdent une déclivité de 30 à 40° et ont des hauteurs de près de 1.000 m. du côté ouest.

Ces falaises sont composées d’une alternance de couches de cendres et de coulées de lave, recoupées par de nombreux dykes, véritables fenêtres permettant de reconstituer partiellement l’histoire éruptive du volcan et de ses centres éruptifs successifs.

 

Etna-Valle_del_Bove---dykes---Ji-Elle.jpg                Etna, Valle del Bove : de nombreux dykes recoupent la vallée - photo Ji Elle

 

Etna2011-VdB---photovolcanica.JPGLa Valle del Bove, dominée par le cratère Sud-est (à droite) - vue depuis Serra della Concazze - photovolcanica


La Valle del Bove s’ouvre vers l’Est vers la mer Ionienne ; sa pente se prolonge sans discontinuité en suivant l’inclinaison naturelle du flanc de l’Etna.

Son fond est recouvert en grande partie par des coulées de lave récentes, avec quelques cônes adventifs, tel que le Monte Centenari. Au nord-ouest, elle se prolonge par un effondrement similaire, la Valle de Leone. A l’Est, vers 1.200 m. d’altitude, la Valle di Calanna est aussi une dépression, plus petite, de 3 km. sur 2.

 

Monte-Centenari.jpg                            Etna, Valle del Bove : le Monte Centenari, un cône adventif

 

Etna---valle-del-bove---rift-zones.jpg

Etna et la Valle del Bove (VdB) - les cratères sommitaux actifs et les anciens centres d'activité :  Ellittico (E), Trifoglietto et centres associés (Tr) , Calanna (C), l'extension terrestre des dépôts Chiancone (Ch) et des lahars Milo (ML) - Les flèches noires indiquent la position et/ou les directions de la propagation des dykes sur les rift zones - Barre d'échelle : 10 km.

Doc. Tarquini & al. 2007

 

F2.large.jpg

Etna, la Valle del Bove  - AR, Acqua Rocca; AT, Acqua del Turco. - Barre d'échelle : 1 km.

Doc. Tarquini & al. 2007


Son origine est toujours sujette à débat, mais aucune hypothèse n’a apporté jusqu’à présent de solution entièrement satisfaisante. Un modèle récent le relie à l’effondrement de l’ancien Trifoglietto II, un autre à une activité explosive phréatomagmatique.

L’âge du collapsus est aussi fortement débattu, et situé entre il y a 5.000 et 25.000 ans.


Quelques arguments en vrac :


- une analyse morphologique suggère que la Valle del bove s’est formée après les centres post-Trifoglietto II (vers 60.000ans), Ellitico et Leone, qui sont donc considérablement plus jeune.


– Les dépôts pyroclastiques sur les flancs du volcan en relation spatiale avec la Valle del Bove  sont divisés sur base de leur âge en dépôts de tephra supérieur et inférieur ; la stratigraphie, la pétrologie et la datation au radiocarbone de la couche de dépôts inférieure indique un âge pour le Trifoglietto II d’au moins 20.000 ans antérieur à celui de la Valle del Bove. La couche supérieure a un fort caractère phréatomagmatique, proche au niveau datation de l’âge de la Valle del Bove … sans évidence de lien avec sa formation.


– des études morphologiques montrent que sa formation consiste en une série de structure "en coquille st Jacques" indiquant une formation par glissement de terrain ; les matériaux, remobilisés par rupture de pente et transport par les eaux et les lahars, ont suivi ensuite la vallée en direction du rivage marin où ils ont formé une accumulation en forme d’éventail, appelée " Chiancone ", et débordé en mer.

La Valle del bove se serait formée par une série d’effondrements causés par une rupture de pente gravitationnelle, et le Chiancone est considéré comme le produit du collapsus.


Quelle que soit l’hypothèse la plus plausible, la Valle del Bove a agi comme un bassin protecteur des bas flancs Est de l’Etna face aux coulées de lave et envahissements par des débris volcanoclastiques.

 

VdBove---coulee-99.pngDe nombreuses coulées de lave se sont écoulées dans la partie supérieure de la Valle del Bove - sur cette carte de l'INGV, les coulées de 1989 à 1999.

 

Un petit tour dans la Valle del Bove, avec Etna Walk :

 

 

 

 

 

Sources :

- Guide des volcans d'Europe et des Canaries - M. Krafft et de Larouzière / éd. Delachaux & Niestlé.

- Global Volcanism Program - Etna

- SVG - Bulletin 98 - Spécial Etna - par Th. Basset et P. Vetsch

- Italy's volcnoes : the cradle of volcanology  - the geological evolution of Etna - by Boris Behncke (archives)

- INGV Catania - Etna

- the Valle del Bove, Mt Etna : itsorigin and relation to the stratigraphy and structure of the volcano - Guest, Chester, Duncan

- Valle del Bove: a comprehensive model for the opening of the depression and implications for future hazards - INGV Catania

- Climate forcing of volcano lateral collapse: evidence for Mt Etna, Sicily - by Deeming, McGuire , Harrop.

- Photovolcanica - Etna

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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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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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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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