Evidences de déstabilisations massives de flancs des volcans boucliers océaniques

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Evidences de déstabilisations massives de flancs des volcans boucliers océaniques

Le volcanisme se manifeste par la construction d’édifices de taille et de morphologie très diverses qui subissent différentes phases de construction et de destruction, avec parfois des déstabilisations rapides voire instantanées. Malgré une dynamique rarement explosive et des pentes relativement faibles, les volcans boucliers n’échappent pas à cette règle. Les déstabilisations massives de flancs de boucliers océaniques impliquent des volumes de plusieurs dizaines voire centaines de km³, dépassant largement Ritter Island et ses 5 km³. On comprend dès lors l’enjeu potentiel en termes de risque (tsunami) que peuvent susciter ces déstabilisations géantes. Cependant, l’absence d’évènement historique faisant office de référence limite notre connaissance au prisme des observations géologiques.

Les dépôts détritiques sous-marins

Les données de géophysique sous-marine ont mis en évidence dès les années 1980-1990 des épandages de dépôts détritiques autour des volcans boucliers océaniques tels que Hawaï, les Canaries, la Réunion et plus récemment le Cap Vert (ex. Moore et al., 1989 ; Holcomb et Searle, 1991 ; Carracedo et al., 1999 ; Masson,et al., 2002 ; McMurtry et al., 2004 ; Oehler et al., 2004 ; Paris et al., 2005a ; Masson. et al., 2008 ; Hunt et al., 2013). On peut distinguer plusieurs types de dépôts (Figure 1.1). Les dépôts d’avalanches de débris au sens strict du terme ont des caractéristiques proches des avalanches que l’on connait à terre (en terme de forme générale et de morphologie de surface en hummocks), avec toutefois des dimensions supérieures (Figure 1.2). Leur partie amont est fortement remaniée par des processus postérieurs (autres déstabilisations, courants de turbidité, édifices volcaniques).

Les cicatrices de déstabilisations

On retrouve parfois la trace de ces grandes déstabilisations à terre, sous la forme d’escarpements côtiers (ex. Taganana au Nord de Tenerife), de plaines côtières (ex. Orotava et Güímar à Tenerife : Carracedo. et al., 2011), d’amphithéâtres d’érosion (Caldera de Taburiente à La Palma : Paris et Carracedo, 2001) ou de discontinuités structurales majeures séparant les matériaux pré et post-effondrement (Gomera : Paris et al., 2005b). Les escarpements latéraux épousent des formes tantôt rectilignes, tantôt arquées (forme en croissant), avec des ruptures suggérant plusieurs évènements successifs. La morphologie de ces cicatrices de déstabilisations dépend en effet de facteurs structuraux (géométrie du système intrusif et des rift-zones, répartition des contraintes dans l’édifice) et de la compétition entre le volcanisme post-effondrement et l’érosion (Paris et al., 2005a). Il faut souligner que les volumes « manquants » à terre coïncident rarement avec les volumes déposés au large, du fait des remaniements ultérieurs, du bulking par cannibalisme (incorporation de sédiments marins) et des incertitudes liées aux données disponibles.

Les dépôts de mégatsunamis

Les dépôts de méga-tsunamis sont un autre témoin de ces déstabilisations massives de flancs de volcans boucliers océaniques. Les premiers travaux sur les dépôts de méga-tsunamis d’îles océaniques ont été réalisés à Hawaii, où des conglomérats fossilifères affleurent jusqu’à des altitudes dépassant localement les 300 m (Lanai, Molokai : Moore et al., 1989, 1994). L’hypothèse des méga-tsunamis s’oppose à l’hypothèse de l’uplift (soulèvement par flexure lithosphérique) d’anciens littoraux ; le débat n’étant toujours pas résolu (ex. Grigg et Jones, 1997 ; McMurtry et al., 2004 ; Felton et al., 2006). Plusieurs conglomérats marins fossilifères, auparavant inconnus ou interprétés comme des niveaux marins s.s, ont été étudiés aux Canaries (Figure 1.3: Paris. et al., 2004 ; Pérez-Torrado et al., 2006), au Cap Vert (Paris et al., 2011 ; Ramalho et al., 2015) et à l’Ile Maurice (Paris et al., 2013). Ils sont les témoins de tsunamis générés par des déstabilisations massives de flancs d’îles voisines (respectivement Tenerife, Fogo et La Réunion) et leurs caractéristiques ne sont pas sans rappeler celles de leurs analogues sableux (dépôts de tsunami liés à des séismes récents tels que Sumatra 2004 ou Japon 2011) : traces d’érosion du substratum, structuration interne en plusieurs unités, composition hétérogène (sédiments marins, côtiers, colluvions), fossiles marins jamais en position de vie ou de croissance, orientation préférentielle des clastes tantôt vers les terres, tantôt vers la mer, etc. L’étude des dépôts de tsunami apporte des contraintes aux simulations numériques de tsunami. Plusieurs scénarios de déstabilisations et de tsunamis ont ainsi été testés aux Canaries (Giachetti et al., 2011 ; Paris et al., 2017) et au Cap Vert (Paris et al., 2011), en prenant soin de varier les types de rhéologie, les zones sources (sous-marin ou subaérien) et les volumes impliqués. Quels que soient les cas simulés, la rhéologie joue certes sur la géométrie des vagues générées, mais dans une moindre mesure par rapport au type de glissement. En toute logique, les scénarios de déstabilisations multiphasées (glissements rétrogressifs) produisent des vagues d’amplitude bien inférieure à celles des glissements massifs et reproduisent plus fidèlement la répartition spatiale des dépôts de tsunamis (Figure 1.4). La structure des dépôts de tsunamis à terre et des dépôts de turbidites abyssales suggèrent souvent une mise en place multiphasée (ex. Tenerife et Gran Canaria : Giachetti et al., 2011 ; Hunt et al., 2011, 2013), avec des écarts de temps très variables entre chaque déstabilisation (ex. paléosol intercalé entre deux unités de tsunami à Gran Canaria). Une étude récente sur des dépôts de tsunami au Nord-Ouest de Tenerife a montré le lien entre une éruption Plinienne majeure, un processus de déstabilisation rétrogressive du flanc Nord de l’île et deux tsunamis majeurs (Paris et al., 2017). Le paroxysme éruptif, produisant une ignimbrite très riche en lithiques, intervient après un premier glissement sous-marin et un premier tsunami et semble concomitant avec le glissement de la partie subaérienne de l’édifice et un second tsunami (dont les dépôts sont particulièrement riches en ponces issues de l’éruption en cours). C’est un scénario volcano-tectonique inédit pour un volcan bouclier océanique.

Contexte géodynamique et modèles d’évolution des volcans boucliers océaniques

Quelques rappels sur le magmatisme de point chaud

Les volcans-boucliers océaniques sont l’expression de surface de panaches mantelliques ou points chauds (ex. Morgan, 1971 ; Sleep, 1990 ; Wilson, 1963 ; Courtillot et al., 2003 ; Campbell et Davies, 2006). Les mouvements de convection au sein du manteau terrestre permettent une remontée de matériel chaud qui va subir une fusion partielle par décompression au niveau du manteau supérieur et s’étaler latéralement à la base de la lithosphère rigide. Ce phénomène peut se traduire par la formation d’un bombement topographique en surface (par compensation lithostatique) accompagné d’un fort flux de chaleur. Le volcanisme de point chaud génère un alignement de différents volcans boucliers traduisant le mouvement des plaques lithosphériques. Les alignements insulaires de Hawaï et de la Société (Polynésise française) sont généralement pris comme exemple car la vitesse de migration de la plaque Pacifique est en accord avec les âges de formation des îles (Duncan et McDougall, 1974 ; Brousse et Léotot, 1988). Les points chauds sont donc des marqueurs de la cinématique des plaques. Cependant, la nature et la dynamique de la lithosphère océanique, la proximité d’une marge continentale, la source, le flux (et ses variations dans le temps) et la géométrie du panache mantellique sont autant de facteurs de diversité entre les différentes constructions volcaniques liées aux points chauds.
Plusieurs modèles dynamiques du manteau ont été proposés, faisant intervenir des mouvements de convection avec un ou deux étages (ex. Allègre, 1997 ; Albarède et van der Hilst, 2002) . Courtillot et al. (2003) distinguent plusieurs types de points chauds (Figure 1.5) :
(1) Les points chauds primaires tels que Hawaii ou la Réunion sont l’expression directe de panaches remontant depuis la couche D’’ (interface noyau-manteau à 2900 km de profondeur) ;
(2) Les points chauds intermédiaires naissent de super-panaches qui s’étalent à la limite entre le manteau inférieur et le manteau supérieur et égrènent leurs manifestations de surface sous la forme d’archipels dispersés (ex. Polynésie) ;
(3) Les points chauds superficiels naissent de petits panaches fortement influencés par le contexte lithosphérique (ex. Comores, Canaries).
Malgré les résultats probants des simulations numériques et expérimentales de panaches (Campbell et Davies, 2006), le débat sur la dynamique et l’existence même des panaches reste ouvert, en grande partie parce que les données de tomographie sismique n’ont pas encore convaincu toute la communauté (ex. Foulger, 2005 ; Julian, 2005). Dans ce contexte, l’étude pétrologique et géochimique des laves issues du volcanisme de point chaud ou OIB (Ocean Island Basalts) est d’un intérêt majeur pour appréhender la nature du manteau. Les OIB présentent une assez large diversité de compositions chimiques (éléments majeurs et traces) et isotopiques. On distingue généralement deux séries d’OIB (Chen et al., 1991; Greenough et al., 2005) :
(1) La série des tholéiites se rapproche des MORB (Mid Ocean Ridge Basalts) en terme de composition en éléments majeurs ;
(2) La série des basaltes alcalins, moins riches en silice que les tholéiites et enrichis en alcalins et autres éléments incompatibles (terres rares légères) car issus d’un plus faible degré de fusion à plus grande profondeur (Figure 1.6).
Les principaux minéraux présents dans les OIB apparaissent sous la forme de phénocristaux d’olivine, de pyroxène et de plagioclase ; minéraux que l’on retrouve aussi dans la fraction microcristalline de la mésostase avec les oxydes ferro-titanés (ainsi que des feldspaths alcalins, voire des felspathoïdes). Les termes les plus sous-saturés de la série des basaltes alcalins sont des basanites ou néphélinites, évoluant vers des trachybasaltes (mugéarites, benmoréites) ou téphrites, puis des trachytes ou des phonolites. La composition en éléments traces des OIB confirme qu’ils dérivent bien d’un manteau « enrichi » avec cependant des hétérogénéités liés aux interactions du panache avec le manteau supérieur(Griffiths et Campbell, 1991 ; Class et Goldstein, 1997). Lescompositions isotopiques des OIB mettent en évidence plusieurs pôles (Hofmann 2003 ; Zindler et Hart, 1986) (Figure 1.7): un pôle se rapprochant des MORB et de DMM (Depleted MORB Mantle) et qui correspond aux tholéiites ; deux pôles particulièrement enrichis que sont EM1 (Enriched Mantle 1 : incorporation de sédiments pélagiques) et EM2 (Enriched Mantle 2 : incorporation de sédiments terrigènes) ; et le pôle excentré HIMU (high µ, avec µ=238U/204Pb) attestant d’un recyclage de croûte océanique altérée (Chauvel et al., 1992).
Les corrélations entre les rapports d’éléments traces très incompatibles (ex. Zr/Nb, Ba/La, La/Nb) et les rapports isotopiques de Sr, Nd et Pb permettent aussi de discriminer ces pôles (Hofmann et al., 1986). Des corrélations entre la signature isotopique et certains éléments majeurs ont été proposées (Kogiso et al., 1997) étayant l’hypothèse d’un manteau hétérogène en terme d’éléments majeurs et de volatils (Jackson et Dasgupta, 2008). L’épaisseur de la lithosphère océanique est également considérée comme un facteur de diversité compositionnelle des OIB (Humphreys et Niu, 2009).

Modèles d’évolution des volcans boucliers océaniques et liens avec l’instabilité

Les caractéristiques de la lithosphère (épaisseur, âge, composition, rhéologie, vitesse de déplacement) influencent aussi directement sur l’évolution des volcans boucliers océaniques, de concert avec la productivité magmatique et les processus exogènes (Figure 1.8: érosion marine et subaérienne, transferts sédimentaires, constructions récifales, etc.). Le premier modèle d’évolution d’un volcan bouclier océanique a été développé par Stearns (1946) à partir de l’exemple des Iles Hawaï. Le modèle a été révisé notamment par Clague et Sherrod (2014) qui distinguent cinq stades d’évolution (Figure 1.9). Le stade initial représente la croissance sous-marine de l’édifice et s’étale sur 100 à 250 ka à Hawaï (Frey et al., 1990 ; Guillou et al., 1997). Les laves émises sont des basaltes alcalins. Dans le cas d’Hawaï, le passage à des laves tholéiitiques et des taux de production plus élevés marquent la transition vers le stade dit « bouclier », qui couvre l’essentiel des phases de construction de l’édifice. Ce stade débute alors même que l’activité sous-marine n’est pas terminée. Durant cette période, les rifts-zones et calderas marquent les principales contraintes structurales de l’édifice. L’activité intense est due à la proximité du panache mantellique. Le ralentissement de la production magmatique stade post-bouclier se traduit par des laves plus différenciées (hawaïtes, mugéarites, voire trachytes). Les zones superficielles de stockage (1-7 km) du stade bouclier ne sont plus présentes, laissant seulement de petits réservoirs profonds (20-30 km). Ce stade est suivi d’une période de repos et le stade de régénérescence d’une brève activité volcanique tardive. Le « stade d’érosion » reflète (Clague et al., 2014) l’apparition d’un récif frangeant la cessation de l’activité volcanique et de l’érosion pouvant donner naissance à des canyons, des effondrements et des mégastunamis. Il a été démontré par Paris (2002) que les transferts sédimentaires (instabilité, érosion) sont en fait d’autant plus importants que la croissance de l’édifice est rapide. Les phases d’intrusions magmatiques répétées peuvent même entraîner un soulèvement de l’île (ex. La Palma aux Canaries : Staudigel et al., 1986) et ainsi accélérer les processus d’érosion (Paris 2002). Le ralentissement de la production magmatique permet simplement aux formes d’érosion de se développer sans être fossilisées par l’ajout de nouveaux produits éruptifs. La construction d’un volcan bouclier type Hawaï dure au total de 1 à 1,5 Ma (Moore et Clague, 1992 ; Guillou et al., 1997). Les stades de régénérescence volcanique sont presque négligeables en terme de volumes dans le cas d’Hawaï et le bouclier s’enfonce inexorablement sous les effets conjugués de l’érosion et de la subsidence thermique de la lithosphère (McNutt et Menard, 1978). Ce modèle vaut avant tout pour l’archipel d’Hawaï et ses déclinaisons sont multiples en fonction du contexte géodynamique. Situées sur une plaque à déplacement lent (plaque africaine), les îles Canaries connaissent ainsi des taux de croissance largement inférieurs à ceux des îles d’Hawaï et leurs stades d’évolution sont plus prolongés dans le temps, en particulier les stades de régénérescence (Carracedo et al., 1998 ; Paris et al., 2005a). Par ailleurs, le modèle de Clague and Sherrod (2014) intègre peu l’impact morphologique des déstabilisations massives qui affectent un volcan bouclier océanique dès ses premiers stades de construction. Plusieurs études ont formulé des hypothèses pour faire le lien entre les processus éruptifs et intrusifs, et les mouvements de flancs d’un volcan bouclier et de ses rift-zones. L’influence éventuelle de facteurs externes tels que les variations eustatiques a été suggérée (ex. McMurtry et al., 2004) mais reste controversée (Hunt et al., 2013). La grande majorité des travaux considèrent surtout le rôle du système intrusif dans l’instabilité de l’édifice.
On distinguera la vision « passive » des rift-zones de la vision « active », bien que cette formulation n’ait jamais été utilisée. Dans la vision passive, l’évolution de la rift-zone est contrôlée par le système intrusif intra-édifice (Walker, 1992) qui adopte des géométries variables selon le contexte géodynamique local (fracturation pré-existante de la croûte océanique, fracturation liée au bombement du point chaud). Carracedo (1994) a proposé un modèle de géométrie à trois branches émanant d’un soulèvement central lié au point chaud (ex. Tenerife). L’instabilité est alors particulièrement marquée à la jonction entre les rift-zones (Figure 1.10 : El Hierro aux Canaries). Dieterich (1988) souligne le rôle éventuel de plans de décollement profondément enracinés dans l’édifice venant accommoder l’activité intrusive.
Grâce à l’apport des méthodes expérimentales et numériques, les études plus récentes présentent une vision plus active de la rift-zone, avec des interactions entre la dynamique structurale et la dynamique intrusive. Ainsi, l’étalement gravitaire de l’édifice aurait une influence importante sur la dynamique et la géométrie des essaims de dykes (Klügel et al., 2005 ; Walter et Troll, 2003 ; Delcamp et al., 2012). Les déstabilisations massives de flancs entraînent une réorganisation du champ de contraintes au sein de l’édifice (Figure 1.11), à même de modifier la géométrie du système intrusif (Day et al., 1999 ; Walter et Schmincke, 2002 ; Walter, 2005). Chaput et al. (2014a) ont mis en évidence des permutations cycliques d’un régime intrusif vertical (dykes) à horizontal (sills) au Piton des Neiges (île de la Réunion). Des intrusions de sills le long de grands plans de cisaillement faiblement inclinés ont été mis en évidence dans la partie superficielle du massif du Piton des Neiges (Chaput et al., 2014b ; Famin et Michon, 2010 ; Berthod et al., 2016). Ces intrusions répétées auraient des conséquences sur l’instabilité gravitaire du volcan, et les déformations observées en 2007 au Piton de la Fournaise sont compatibles avec les modèles inverses de déformation liés à de telles intrusions (Figure 1.12: Cayol et al., 2014). Clague et Denlinger (1994) ont suggéré l’existence d’une zone asismique de cumulats d’olivines à la base d’un plan de décollement sous le Kilauea. Le fluage de la zone cumulative participerait au glissement progressif du flanc Sud-Est du volcan, créant ainsi une zone d’extension empruntée par le magma dans la zone amont qui favorise elle-même l’instabilité du flanc. La croissance de l’édifice est donc à la fois exogène (accumulation de produits éruptifs) et endogène (intrusions magmatiques), les intrusions répétées pouvant représenter jusqu’à 13% du volume total de l’édifice (Annen et al., 2001). Les rythmes d’accumulation de laves en surface peuvent être estimés assez facilement ; en 2D le long des parois dégagées par l’érosion ou les effondrements, ou en 3D après reconstruction des paléo-topographies (Paris, 2002). Des « pulses » de productivité élevée sur plusieurs dizaines voire centaines de milliers d’années ont ainsi été mis en évidence aux Canaries (Guillou et al., 1998 ; Paris, 2002 ; Carracedo et al., 2011), mais aussi en Polynésie (Guillou et al., 1990 ; Hildenbrand et al., 2004) et à Hawaï (Sharp et al., 1996 ; Guillou et al., 1997).

Table des matières

Introduction générale
Chapitre 1 : Les déstabilisations massives de flancs des volcans boucliers océaniques
1.1. Exemples historiques de déstabilisations massives de flancs de volcans
1.2. Evidences de déstabilisations massives de flancs des volcans boucliers océaniques
1.2.1. Les dépôts détritiques sous-marins
1.2.2. Les cicatrices de déstabilisations
1.2.3. Les dépôts de mégatsunamis
1.3. Contexte géodynamique et modèles d’évolution des volcans boucliers océaniques
1.3.1. Quelques rappels sur le magmatisme de point chaud
1.3.2. Modèles d’évolution des volcans boucliers océaniques et liens avec l’instabilité
1.3.3. Vers une approche pétro-géochimique des déstabilisations massives
1.4. Problématique et objectifs de la thèse
Chapitre 2 : Sites d’étude et stratégie d’échantillonnage
2.1. Choix des sites
2.2. La rift-zone Nord-Est de Tenerife et le glissement de Güímar, îles Canaries
2.2.1. Contexte géologique de Tenerife
2.2.3. Stratégie d’échantillonnage à Tenerife
2.3. Le glissement de Monte Amarelo à Fogo, îles du Cap Vert
2.3.1. Contexte géologique du Cap Vert et de Fogo
2.3.2. Géologie de Fogo et glissement du Monte Amarelo
2.3.3. Stratégie d’échantillonnage à Fogo
Chapitre 3 : Méthodes et techniques analytiques
3.1. Géochronologie
3.1.1. Datations K-Ar
3.1.2. Datations 40Ar/39Ar
3.2. Analyses pétrographiques
3.3. Analyses des éléments majeurs sur roches totales
3.4. Analyses des éléments en traces sur roches totales
3.5. Analyses des isotopes du Sr, Nd et Pb sur roches totales
3.5.1. Séparations chromatographiques
3.5.2. Analyses au spécromètre de masse multi-collecteur avec plasma à couplage inductif
3.5.3. Analyses au spectromètre de masse à thermo-ionisation
3.5.4. Blancs de mesures
3.6. Analyses des inclusions magmatiques
Chapitre 4 : Résultats des différentes analyses de l’île de Fogo
4.1. Chronologie des laves
4.1.1. Datations absolues
4.1.2. Datations relatives
4.2. Présentation des laves
4.3. Les compositions minéralogiques
4.4. Les compositions en éléments majeurs
4.5. Les concentrations en éléments traces
4.6. Les compositions isotopiques de Sr, Nd et Pb
4.7. Les inclusions magmatiques
Conclusion
Chapitre 5 : Le magmatisme de Fogo et son lien avec l’effondrement du Monte Amarelo
5.1. Caractéristiques du magmatisme de Fogo
5.1.1. Un magmatisme particulier
5.1.2. Processus contrôlant la composition en éléments majeurs
5.1.3. Le rôle des sources sur les éléments traces
5.1.4. Une zone de stockage profonde
5.1.5. Identification des composants de la source magmatique de Fogo
5.2. Evolution temporelle du magmatisme de Fogo
5.2.1. Variations pré et post-effondrement de la composition des laves
5.2.2. Implication des variations temporelles sur l’histoire de l’île de Fogo
Conclusion
Chapitre 6 : Résultats des différentes analyses réalisées sur les laves de la vallée de Güímar, Tenerife.
6.1. Compléments sur la chronologie des différentes laves
6.2. Présentation des faciès laviques
6.3. Les compositions minéralogiques
6.4. Les compositions en éléments majeurs
6.5. Les compositions en éléments traces
6.6. Les compositions isotopiques de Sr, Nd et Pb
Conclusion
Chapitre 7 : Le magmatisme et son évolution avant et après l’effondrement de Güímar
7.1. Chronologie du volcanisme et rythme de construction.
7.2. Le magmatisme de Güímar
7.2.1. Cristallisation fractionnée et accumulation
7.2.2. Assimilation et fusion partielle
7.2.3. La source hétérogène du magmatisme de Güímar
7.3. Evolution temporelle et relation avec l’effondrement de Güímar
Conclusion
Conclusion générale
1. Deux cas d’étude similaires
2 … mais pas identiques
3. Perspectives sur les relations de cause à effet entre le magmatisme et les effondrements
Bibliographie
Table des Figures
Table des Tableaux
Annexes