1 INTRODUCTION Depuis des millénaires, les volcans ont fasciné l’homme par leurs puissances et les manifestations de leurs activités. On recense actuellement environ 1500 volcans actifs. Ils sont situés pour la plupart en limite des plaques lithosphériques. Leurs nombres particulièrement importants autour de l’océan Pacifique a justifié l’expression « ceinture de feu du Pacifique ». On estime à environ 300 000 le nombre de victimes du volcanisme. À l’heure actuelle, cinq cent millions de personnes sont menacées par le risque volcanique, la plupart dans des pays en voie de développement. (Claude J. 2006) Le volcanisme n’est pas si mauvais, car à côté des dégâts évoqué ci haut, on ne peut pas ignorer les avantages que présente ce phénomène dans la vie de l’Homme, c’est un phénomène naturel, et en tant que tel on ne peut les empêcher ; cependant, on peut en réduire les dégâts. Et pour ce faire, il est impérieux de prévenir les éruptions volcaniques. Cette étude théorique vise à mettre en évidence les déformations que subis l’environnement de l’Homme suite au volcanisme pour lui permettre de comprendre la géodynamique de la terre et d’apprécier le travail du volcan. C’est un travail documentaire rédigé à l’aide des plusieurs ouvrages, subdivisé en 2 chapitres dont le premier sur le volcanisme et le second sur une brève aperçus des volcans de l’Afrique central (notre zone d’étude). 2 CHAPITRE I. LE VOLCANISME I.1. Introduction Le volcanisme comprend l'ensemble des phénomènes naturels liés à l'activité des volcans, notamment aux éruptions volcaniques, ainsi qu'à la présence de magma (matériaux liquides et chauds issus de la fusion d'une roche en profondeur). Un volcan est un édifice ou appareil naturel assurant les relations entre les zones profondes du globe et sa surface grâce à l’émission des magmas. Il est étudié par une science appelée volcanologie pratiquée par des volcanologues. Le volcanisme présente deux caractéristiques scientifiques remarquables : il correspond à l'un des phénomènes les plus spectaculaires sur Terre et il est, d'après les modèles actuels, d'une importance considérable pour comprendre le fonctionnement de notre planète. (INRP,1995). I.2. Localisation Notre Zone d’étude est située en Afrique Central (Figure 1). Il est compris entre 9° et 33° de longitude Est et entre 15° de latitude Nord et -15° de latitude Sud. Fig.1 : carte de Localisation de la Zone d’étude (Modifier par nous-même) 3 I.3 Origine et déformation La tectonique de plaque englobe à la fois l’ensemble des déformations affectant les matériaux de l’écorce terrestre (mouvement de différents éléments de la croute et déformation de la roches) et l’ensemble des forces (d’origine essentiellement interne) responsables de ces mouvements et déformations. Si on étudie la localisation des volcans les plus actifs et les séismes les plus importants, on se rend compte que leur distribution dessine le contour de grandes plaques lithosphériques (pas des continents !). (Marie Chaput. 2013) Rappelons que l’enveloppe externe de la terre est appelée (lithosphère) consiste en des plaques rigides ; peu denses ; d’une centaine de km d’épaisseur, et de plusieurs centaines de milliers de km de largeur ; lesquelles flottent sur l’asthénosphère constituée de matériaux denses et déformables (plastiques). (Cours et Figures sur les bureaux virtuels, 2010). La lithosphère n’est pas une enveloppe continue ; elle est plutôt fragmentée en un certain nombre de calottes sphériques appelées plaques lithosphérique. Le globe terrestre compte 7 plaques lithosphériques principales, à coté desquelles, on dénombre quelques une qualifiées de secondaires. Les principales plaques lithosphériques sont : Plaque Pacifique Plaque Nord-Américaine Plaque Sud-Américaine Plaque Africaine Plaque eurasienne Plaque Australo-Indienne Plaque Antarctique Sans oublier quelques plaques secondaires : plaque philippines, Arabienne, nazca, caraïbe, cocos… (Jacques-Marie 2013). 4 Fig.2 : Localisation des plaques lithosphériques dans le monde (Le monde de la terre. 2007) Dans l’asthénosphères, il règne des courants dits courants de convection ; lesquels provoquent une mobilité relative des plaques lithosphérique sus-jacentes. Il s’en suit qu’à leurs frontières, ces plaques sont susceptibles : (i) de se rapprocher (ou de converger) ; ici il y a deux éventualités : Soit deux plaques, en convergeant, entrent en collision (il s’en suit alors le plissement et formation des chaînes de montagnes dites de collision) ; Fig. 3 : Zone de collision entre plaque Indienne et eurasiatique (formation de l’Himalaya). (WWW. Univ-Orleans.fr) 5 Soit, après collision, l’une des plaques s’enfonce sous l’autre le long d’un plan appelé « plan de Bénioff)), pour enfin disparaître dans le manteau : c’est le phénomène appelé « subduction ». Tel est le cas lorsqu’une plaque continentale (légère) s’enfonce sous une plaque océanique (dense) (Exemple : l’ouest du continent américain où la plaque Pacifique s’enfonce sous la plaque Américaine). Au cours de ce phénomène, il y a dissolution progressive de la plaque océanique ; et à la longue, l’océan se trouvant entre les deux continents disparait, et ces derniers entrent en collision : c’est la collision continentale. Fig. 4. a : Zone de subduction (Www. Univ-Orleans.fr). Fig. 4. b : Les chaînes de subduction (Www. Univ-Orleans.fr) Remarque : lorsqu’une plaque océanique (dense) chevauche (surmonte) une plaque continentale (légère) : on parle du phénomène « d’obduction ». Si les plaques se forment au niveau des zones de divergence, elles disparaissent au niveau des zones de convergence (2 plaques qui se rencontrent). La destruction de plaque se fait par l'enfoncement dans l'asthénosphère d'une plaque sous l'autre plaque ; les résultats (séismes, volcans, chaînes de montagnes, déformations) diffèrent selon la nature des plaques (océaniques ou continentales) qui entrent en collision. Ilya 3 cas : 2 lithosphères océaniques : création de séries d’iles volcaniques sur le plancher océanique (cas des Philippines). 6 2 lithosphères continentales : pas de subduction, car densités des deux plaques trop proches. Soudure des 2 plaques, fermeture de l’océan (cas de l’Hymalaya. Fig.2). Subduction d’une lithosphère océanique dense (d~3,2) sous une lithosphère continentale plus légère (d~2,9) création d’un arc volcanique continental (cas des Andes. Fig. 3(b). (ii) de s'écarter (ou de diverger) : c’est le phénomène de distension. Dans ces zones, il y a renouvellement des plaques (on dit que ce sont des « zones d’accrétion »), grâce à la remontée des magmas en provenance de l’asthénosphère. Tel est le cas des « dorsales océaniques » (ou rides médioocéaniques) qui constituent une chaîne de montagnes de quelques 3.000 m de hauteur, d’une grande continuité (avec 6.000 Km) et fort ramifiée dans, les océans. La naissance de la croûte océanique se fait de part et d’autre de l’axe de cette dorsale. Fig.5 : création de nouvelle lithosphère océanique (WWW. Univ-Orleans.fr) Suite à l’accumulation de chaleur sous une croute continentale conduisant à un bombement et à une facturation de la lithosphère. Le magma s’infiltre dans les fissures (nombreuses failles normales) pour donner un volcanisme continental. Ensuite vient l’étirement de la lithosphère avec formation d’un rift continental avec accumulation de sédiment dans la dépression puis une croute océanique se forme au niveau de la dorsale (ancien rift) et formation d’un océan. La lithosphère continue de s’étirer et le rift s’enfonce sous le niveau de la mer, les eaux envahissent la vallée. Les deux lithosphères continentales s’éloignent les unes des autres. 7 (iii) de coulisser l'une par rapport à l'autre : c'est le phénomène dit « décrochement ». Les failles transformantes des rides médio-océaniques appartiennent à ce type. Fig.6 : Faille de San Andreas en Californie. (WWW. Univ-Orleans.fr) La faille qui relie deux segments de dorsales et qui fait coulisser 2 plaques l’une par rapport à l’autre, dans un mouvement purement horizontal. Le terme « transformante » est utilisé parce que le mouvement entre les deux plaques est « changé » ou « transformé » à cause du mouvement de chacune d’entre elles : c’est la zone de faille active (Fig.3) ; zone d’intense sismicité et volcanisme (ex : faille de San Andréas entre la plaque Pacifique et la plaque Nord-Américaine). 8 fusion des matériaux subduction Fusion des matériaux montée Accrétion + écartement des plaques Fig.7 : Schéma de synthétique de la tectonique de plaque. (WWW. Univ-Orleans.fr) Les différents types de volcanisme décrits jusqu’ici se trouvent à la frontière de deux plaques ou dans une région où une plaque se sépare en deux. Il existe cependant un autre type de volcanisme appelé volcanisme de point chaud. L’origine des points chauds fait l’objet de nombreuses discussions. Les points chauds sont des poches brulantes (roche en fusion) situées dans les profondeurs du manteau, sous la croûte terrestre. La roche en fusion remonte et peut jaillir sous forme d’un volcan. Le volcanisme intra-plaque, caractérisé par une montée de magma, formant des points chauds fixes. Et comme les plaques se déplacent alors que les points chauds sont immobiles, ils peuvent créer au fur et à mesure une suite des volcans boucliers alignés les uns après les autres. Ceci se traduit plus près de la surface par une déchirure lithosphérique et une fusion mantellique à l'origine du magmatisme de point chaud. Les points chauds sont souvent situés en contexte intraplaque mais certains prennent aussi naissance à la limite de deux plaques, ou près de celles-ci. En Islande, dans un contexte complexe, l’activité du point chaud s’ajoute à celle de la dorsale médio-atlantique. 9 I.3.1. Le magmatisme intra-plaque continental Dans la plupart des cas, le volcanisme intra-plaque continental est en relation avec le phénomène du ‘rifting; càd le phénomène de rupture des plaques continentales pouvant ou non aboutir à l’ouverture des domaines océaniques. Ainsi, un bon nombre de trapps basaltiques situés sur les marges continentales passives sont liés à ce phénomène. Le volcanisme intra-plaque continental s’est largement développé avant et durant le Cénozoïque, et il est bien représenté sur la plaque eurasienne. Mais, c’est la plaque africaine qui se prête le mieux à l’étude de ce type de magmatisme, car les provinces volcaniques y sont nombreuses. De plus, le cadre structural de ce volcanisme n’est pas différent de l’actuel, étant donné qu’aucun orogène n’a pratiquement affecté la plaque africaine depuis la fin du Panafricain. Le volcanisme intraplaque continental est généralement lié à trois types de structures : Zones où le substratum sous-jacent aux formations volcaniques est rehaussé pour donner un ‘bombement crustal’ (= géo-tumeur); Zones où ce bombement crustal est suivi d’une fracturation conduisant à un système de rift à l’intérieur duquel se poursuit l’activité magmatique ; Zones caractérisées par une évolution beaucoup plus poussée avec une fracturation totale de la lithosphère s’accompagnant d’une distension et dont le stade ultime est l’ouverture d’un domaine océanique. Des études relativement récentes (e.g. Kampunzu et al., 1983 ; Kanika, 1987) menées au niveau du Système du Rift Est-Africain ont montré qu’à chacun de ces trois stades, correspond un volcanisme typique : Au stade (a), il y a le bombement crustal pouvant affecter des régions entières sur des distances de l’ordre de 200 à 800 Km, avec une amplitude de soulèvement de l’ordre de 3 Km et une vitesse de l’ordre de 3 à 4 mm/an ; l’accroissement de ce mouvement conduit à une importante fracturation des parties culminantes de la voûte ; laquelle préfigure le système de rift : c’est le stade ‘pré-rift’ au cours duquel le magma en provenance de l’asthénosphère s’épanche à la surface à la faveur de ces fractures. Le magmatisme lié à ce stade est de nature tholéiitique. 10 Au niveau du Rift Est-Africain, ce type de laves existe dans les provinces volcaniques de Virunga, Bukavu et de Mwenga-Kamituga (pour le rift du Kivu), dans le Turkana (rift du Kenya), dans le Erta Ale (Ethiopie) et dans la province volcanique de Rungwe (Tanzanie). Au stade (b) correspondant à celui de l’individualisation du rift continental (= stade-rift), l’activité magmatique se poursuit à l’intérieur de la structure et met en place des laves de nature alcaline sodique. Au stade (c) qui est celui d’un rift très évolué, avec une distension très prononcée conduisant vers l’ouverture d’un proto-océan, il se met en place un volcanisme de nature transitionnelle. Cette étape est suivie de l’Océanisation’ de la plaque, càd de l’apparition d’un océan embryonnaire. C’est le cas de l’Afar en Ethiopie. (Kanika M. 1987). Fig.8 : Volcanisme du point chaud. (WWW. Univ-Orleans.fr) En effet, deux des trois grands types de magmatisme actuels jalonnent les frontières des plaques : Les basaltes océaniques ou MORB (Mid Ocean Ridge Basalts) et les gabbros océaniques associés qui constituent l’essentiel de la croûte océanique se mettent en place au niveau des limites divergentes. 11 Les basaltes des arcs volcaniques ou IAB (Island Arc Basalts) et les séries calco-alcalines associées (andésites, rhyolites, granodiorites, granites) marquent quant à eux les limites convergentes, correspondant aux zones de subduction et de collision et contribuent à la croissance continentale. Les basaltes des îles océaniques ou OIB (Ocean Island Basalts) qui sont en position intra-plaque océanique ou continentale sont générés par la remontée des panaches de manteau profond, et leurs positions ont été très tôt utilisées pour reconstituer les mouvements des plaques lithosphériques. Fig.9 : Schéma simplifié mettant en évidence le principe de la tectonique des plaques. (WWW. Univ-Orleans.fr) I.4. Localisation L’activité volcanique étant liée à la tectonique des plaques, il est normal que dans la majorité des cas, les volcans soient situés en limite de plaques. Les frontières des plaques lithosphériques sont le siège de divers phénomènes géodynamiques dont le volcanisme. On a : Les frontières divergentes qui sont des zones où deux plaques s’éloignent l’une de l’autre, laissant le manteau remonter entre elles. Elles correspondent aux dorsales océaniques (ou rides médio-océaniques) qui sont des zones d’accrétion c à d des zones de renouvellement continuel de la lithosphère océanique et siège de volcanisme intense (Fig.4). (Claude J. 2006). 12 Les frontières convergentes qui marquent le contact entre deux plaques lithosphériques convergeant l’une vers l’autre. Ce sont des zones de destruction des plaques (en anglais ‘Consumming Plate Boundary’ : CPB) ; la destruction se faisant par l’enfoncement dans l’asthénosphère d’une plaque sous une autre (on parle de subduction) et par la digestion (fusion) de la portion de plaque enfoncée dans l’asthénosphère ; Les frontières transformantes qui correspondent à des grandes cassures affectant toute l’épaisseur de la lithosphère (on utilise généralement le terme des ‘failles transformantes’) que l’on trouve le plus souvent, mais pas exclusivement, dans la lithosphère océanique et le long desquelles, il n’y a en principe ni création, ni destruction des plaques. Ces failles assurent le relais entre des limites divergentes et convergentes (elles transforment le mouvement entre divergence et convergence) et permettent aux dorsales océaniques de changer d’orientation. (Aubouin J. 1968) Le volcanisme intra-plaque, caractérisé par une remontée beaucoup plus profonde de magma, vraisemblablement depuis l’interface noyaumanteau, à près de trois mille kilomètres de profondeur. Ces zones de remontées sont fixes par rapport aux plaques lithosphériques en mouvement. Un alignement de volcans se forme alors au fur et à mesure de ce déplacement relatif de la plaque par rapport à la source de magma. Cette succession de volcans (le plus ancien étant le plus éloigné du point chaud) permet de déterminer la vitesse et la direction de déplacement de la plaque. Claude J. (2006). 13 Fig.10 : Localisation des volcans d’Afrique (WWW. Univ-Orleans.fr) I.5. Activités et types des volcans On caractérise souvent un volcan par son activité : on parle de volcan actif ou de volcan éteint. La distinction entre ces deux termes n’est pas évidente : un volcan actif peut être en activité ou en sommeil ; une période de sommeil prolongée peut laisser à penser que le volcan est éteint, alors qu’une nouvelle éruption est possible à tout moment. On considère qu’un volcan est éteint si le temps écoulé depuis sa dernière éruption est largement supérieur à la moyenne des périodes de sommeil passées. Du point de vue du dynamisme de l’activité volcanique, l’on distingue 4 types de dynamisme éruptif : activité de type hawaiien, strombolien, vulcanien et péléen (ou plinien) ; cette distinction étant basée sur la température, la fluidité et la nature de la lave émise, ainsi que l’état d’explosion (violent ou calme), et la proportion du matériel solide par rapport au matériel liquide et comme on le sait, la fluidité du magma est tributaire de sa teneur en silice, en vapeur d’eau, en gaz dissous, de la température et du mode de dégazement. 14 I.5.1. Activité volcanique de type hawaiien Ce type d’activité est caractérisé par des épanchements de lave très fluide ; toutes les autres manifestations volcaniques (explosions, projections, formation des cônes de scories…) restant plutôt rares. L’éruption se fait de manière continue, en ce sens que le cratère consiste en un lac dont la lave bouillonne des années entières et s’en épanche de temps à autre par débordement. Sur le plan morphologique, ce type d’activité conduit à la formation d’un édifice volcanique à forme très aplati (les flancs du volcan étant à pente faible) et qui s’étale sur une grande distance à cause de la fluidité élevée de la lave. Exemples types : le Nyiragongo et le Nyamulagira au Kivu en RDC. I.5.2. Activité volcanique de type strombolien Du nom du volcan Stromboli (au nord de Sicile en Italie), ce type d’activité est aussi continu : le cratère contient de la lave fluide ; mais de temps à autre, le volcan projette une colonne de gaz et de bombes. Lorsque ces projections consistent en des matériaux à l’état plastique, leur éjection à grande vitesse dans l’atmosphère leur fait acquérir un aspect ‘fusiforme’. Les matériaux rejetés par une activité de type strombolien sont des laves ou des scories. I.5.3. Activité volcanique de type vulcanien Tirant son nom du volcan Vulcano (en Italie), ce type d’activité émet des laves moins fluides, se solidifiant rapidement. De ce fait, elles peuvent se solidifier même dans la cheminée, bouchant ainsi celle-ci et empêchant la communication entre les parties fondues sous-jacentes et l’atmosphère. Dès lors, au moment de chaque éruption, la pression montant dans la cheminée, brise le bouchon plus ou moins solidifié qui l’obture et le pulvérise en une quantité énorme de débris anguleux, de poussières fines et de cendres. L’éruption volcanique se réduit ainsi à quelques émissions fissurales latérales des vapeurs soufrées ; le paroxysme éruptif étant au contraire très violent : la lave visqueuse forme des ponces (laves très bulleuses). Ce type d’activité donne des rares coulées peu étendues. 15 I.5.4. Activité de type péléen (ou plinien) Tirant son nom du volcan Pelée en Martinique, ce type d’activité émet des laves très visqueuses, malgré leur température élevée. Les éruptions sont séparées par des longs intervalles de temps. Ces dernières débutent par une émission de colonne de fumées noires et de cendres, suivie d’une explosion gigantesque éjectant une ‘nuée ardente ’(nuage foncé composé de blocs + des cendres volcaniques enveloppés par de la vapeur d’eau, et descendant en roulant sur le sol à des vitesses très grandes - 10 à 150 m/s - , détruisant tout sur leur passage), soit par le sommet du volcan, soit par des fissures latérales. Après, il y a intumescence ou extrusion de laves pâteuses pouvant se transformer en une ‘aiguille’ à la verticale de la cheminée. (Kanika M. 1987) Fig.11 : Différents types des volcans (WWW. Univ-Orleans.fr) I.6. Différents signes précurseurs du volcanisme Généralement, la montée du magma modifie la forme du dôme volcanique ; de sorte que les flancs de ce dernier deviennent relativement moins raides. Cette variation de la pente des flancs peut être mesurée avec des inclinomètres préalablement installés sur les flancs de l’édifice volcanique, et renseigne sur l’imminence de l’éruption. On mesure également le gonflement du dôme volcanique à l’aide d’appareils électro-optiques dits ‘distancemètres’ fixés dans des zones stables à l’extérieur du volcan ; lesquels envoient un rayon laser sur des réflecteurs situés sur le volcan. Le temps mis par le 16 rayon lumineux pour faire l’aller et retour entre l’appareil et le réflecteur permet de déterminer avec précision la distance entre ces deux points et donc d’en suivre les variations. Le gonflement de l’édifice volcanique entraîne des modifications dans la géométrie des fissures préexistantes. L’élargissement ou la fermeture de celles-ci est mesuré à l’aide des appareils appelés ‘extensomètres’ ou ‘fissuromètres. I.61. Variations de la température des eaux du lac du cratère, des sources d’eau et des sources thermales. La température des sources d’eau situées dans les environs du volcan croît régulièrement avec la montée du magma, pour culminer à l’approche de l’éruption volcanique. I.6.2. Variation de la température du sol des environs du volcan Parfois la température du sol des environs du volcan monte de façon très subtile avant une éruption volcanique. I.6.3. Variation de la composition des gaz des fumerolles Généralement, le taux des vapeurs chlorhydriques (HCl) et sulfurées (SO2) des fumerolles tend à croître par rapport à celui des vapeurs d’eau à l’approche d’une éruption volcanique. A titre illustratif, l’éruption du Pinatubo en 1991 a été précédée par une très forte augmentation des teneurs en SO2 dans les jets des vapeurs. (Kanika M. 1987). I.6.4. Activité sismique Les pressions régnant dans la chambre magmatique d’un volcan engendrent des ruptures dans les roches sus-jacentes ; lesquelles ruptures créent des secousses telluriques qui peuvent ne pas être ressenties par les populations voisines du volcan. Les éruptions volcaniques sont donc précédées et accompagnées de séismes. Ces signaux précurseurs sont détectés une semaine à un mois avant une éruption pour des volcans à activité fréquente, de plusieurs mois à un an 17 ou plus pour des volcans dont les éruptions sont espacées dans le temps. Pour illustration, les éruptions du Mont St Hélène en 1980 et du Mont Pinatubo en 1991 ont été chacune précédée d’une centaine de secousses sismiques rapportées chaque jour ; alors que la grande éruption du Vésuve de l’an 79 après J.C. a été précédée par 16 années d’activité sismique. (Kanika M. 1987). En conclusion, tous les signes précurseurs évoqués ci-haut pris dans leur ensemble (et non seul) constituent un moyen très sûr de prédiction d’une éruption volcanique. Cela implique que lorsqu’on est voisin d’un volcan, surtout lorsque celui-ci est encore actif, on n’a pas le droit d’être distrait ; bien au contraire, il faut rester très attentif à tous ces signes. 18 CHAPITRE II : BREF APERÇUS SUR LES VOLCANS DE L’AFRIQUE CENTRAL II.1. Le volcanisme en République Démocratique du Congo II.1.1. Formation du Rift Est-africain Deux théories ont été avancées pour expliquer l’existence de cette vallée, plus grande que toute autre vallée de rift. La première considère la vallée du Rift comme un nouveau rift océanique en cours de formation, appelé à se propager vers le sud, séparant l’Afrique de l’Est du reste du continent et créant ainsi un nouvel océan. Selon cette théorie, l’Ouganda deviendra une île dans des millions d’années. D’après une seconde hypothèse, le Rift est dû à l’émergence d’une série de points chauds, suffisamment puissants pour produire l’extension de la croûte et la formation d’un rift et amener en surface le matériau nécessaire pour alimenter les volcans africains. La question n’est pas tranchée. Il est possible par ailleurs que les deux processus soient à prendre en compte. (Berttrant . H et Bernard. R,2000) Le Rift est-africain s’étend depuis le point triple de l’Afar où il rejoint les rifts en expansion de la mer Rouge et du golfe d’Aden jusqu’à l’océan Indien au large des côtes sud-africaines. Sur toute sa longueur, la propagation du Rift suit les limites des anciennes ceintures qui ont existé depuis le Précambrien. L’expansion du Rift a été comparée au délitement du bois : les anciens nœuds déterminent les zones de propagation de la fissure. L’essentiel de l’activité volcanique et de l’expansion du Rift a commencé il y a 30 millions d’années. Le Rift est globalement asymétrique, mais des grabens bien définis, avec deux failles bordières en vis-à-vis de part et d’autre, forment le Rift éthiopien et le rift Gregory. Au sud de l’Éthiopie, le Rift se divise en deux branches : le Rift de l’Est et le Rift de l’Ouest. Celui de l’Est, considéré comme le principal, s’étend depuis la frontière nord du Kenya jusqu’en Tanzanie, où il se limite à une étroite zone de failles. Il se poursuit par un tracé mal défini au Mozambique, au Botswana et en Afrique du Sud. Il semble encore présent sur une faible distance dans l’océan Indien. (Kanika M. 1987). La branche Ouest du Rift africain s’étend depuis le nord de l’Ouganda jusqu’au sud du Mozambique. On ne la retrouve pas plus au nord au Soudan. Dans sa partie sud, le Rift perd progressivement de son importance. 19 II.1.2. Les volcans du Rift La carte des volcans d’Afrique de l’Est montre que la plupart d’entre eux se trouvent dans la partie nord du Rift, principalement en Éthiopie, à Djibouti et en Érythrée. Selon le catalogue du Smithsonian Institute 1,73 volcans sont entrés en éruption dans cette région durant les derniers 10 000 ans, contre 31 pour le reste de l’Afrique de l’Est. Les 104 volcans que compte la région sont potentiellement actifs et peuvent entrer en éruption dans un futur proche. Parmi les plus grands volcans dont les éruptions sont restées mémorables, on peut citer le Kilimandjaro, au nord de la Tanzanie, qui culmine à 5 895 m. Sa silhouette en cône, typique d’un volcan composite, et son manteau de neige permanent en font la plus célèbre des montagnes d’Afrique. Erta Ale, Nyamuragira, Nyiragongo et Ol Doinyo Lengai constituent d’autres exemples de grands volcans africains. L’île Marion, près des côtes d’Afrique du Sud, est le seul volcan actif situé à l’extrémité sud du Rift. (Berg Ed. et Janssen Th, 1960) II.1.2.1. Les volcans du Kivu II.1.2.2. Contextes géographique et structural En RDC, lorsque l’on évoque le phénomène du volcanisme, on pense de toute évidence au volcanisme du Kivu dans sa partie orientale. Du point de vue du cadre structural, le volcanisme du Kivu est de type ‘intraplaque continental’ et lié à la ‘mégastructure géologique’ dite ‘Rift EstAfricain’ ou ‘région des grabens’. Il s’agit d’une grande balafre qui affecte la plaque africaine dans sa partie orientale ; balafre longue de 5.000 km, s’étendant du Golfe d’Aden au nord, au Mozambique au sud et dont la genèse remonte au Cénozoïque (il y a de cela 65 Ma), suivant le scénario ci-après : (i) Formation d’un léger bombement de la croûte continentale (= géo-tumeur) consécutive à une remontée locale de l’asthénosphère. Rappelons que l’asthénosphère est le siège des courants de convection qui, lorsqu’ils redescendent, aspirent (à la manière d’une ventouse) la croûte sus-jacente. Et si celle-ci est de faible épaisseur (c’est le cas de la région qui nous concerne où les données géophysiques estiment l’épaisseur de la croûte à environ 30-31 km), elle se fracture ; (ii) Epanchement des magmas venus des zones profondes par le truchement desdites fractures, et qui, après refroidissement, donnent des roches volcaniques relativement plus denses que celles de la croûte ; 20 (iii) Effondrement successif des blocs cristaux (séparés par des failles normales), suite au poids des roches volcaniques denses les surmontant : il s’en suit la création d’un relief en gradins avec des horsts et des grabens (= fossés tectoniques ou fossés d’effondrement). Dans le cas du rift est-africain, ce mouvement est accompagné d’une séparation (distension) des blocs cristaux situés de part et d’autre du fossé tectonique, à une vitesse moyenne estimée à 5cm/an. Il en découle que le rift évolue vers l’ouverture d’un domaine océanique, et constitue de ce fait un exemple actuel de la création des domaines océaniques à la manière de l’ouverture de l’Atlantique au Crétacé (144 Ma). L’évolution de ce rift s’accompagne d’une intense activité volcanique au niveau de ses deux branches ; avec toutefois une différence notable de répartition des aires volcaniques entre les deux, la branche orientale comportant plus de champs volcaniques. Le volcanisme du Kivu sous étude est donc à mettre dans le contexte de cette intense activité volcanique liée au Rift Est-Africain. La branche occidentale du rift est-africain et le volcanisme du Kivu En allant du sud vers le nord, cinq provinces (champs) volcaniques jalonnent la branche occidentale du rift est-africain : les provinces de Rungwe, Mwenga-Kamituga, Bukavu, Virunga et Toro-Ankole. (Kanika M. 1987). Les études volcanologiques et pétrologiques entreprises sur l’ensemble de ces provinces ont conduit aux considérations suivantes : Des fractures ± parallèles à l’axe principal du rift ont permis l’épanchement de trois familles de laves qui se sont relayées dans le temps : laves tholéiitiques, laves alcalines sodiques et enfin laves transitionnelles. Les premières sont reliées à la phase d’initiation du rift continental (stade prérift), les secondes se sont mises en place à un stade plus évolué du rift (staderift), càd celui de l’effondrement des paliers internes du rift ; tandis que les troisièmes, qui occupent la zone axiale du rift, marquent un stade relativement plus avancé de l’évolution de cette mégastructure. Du point de vue géochronologique, on note une nette polarité qui démontre que l’ouverture du rift s’est opérée du nord vers le sud. En effet, les données radio-chronologiques indiquent que ces activités volcaniques ont démarré il y a 12 Ma dans les Virunga, 10 Ma dans la province volcanique de 21 Bukavu, 7 Ma dans le champ volcanique de Mwenga-Kamituga et 9 Ma dans la province de Rungwe. Une polarité similaire a été également établie au niveau de la branche orientale du rift est africain. (Berttrant . H et Bernard. R 2000) On retiendra aussi que pour les Virunga, cet épisode volcanique lié aux fractures ± parallèles à l’axe principal du rift est connu sous le nom de « Virunga initial » ; il a été relayé, après 9 millions d’années d’intervalle, par un épisode volcanique dit « Virunga récent à actuel » dont l’activité a démarré depuis le Pléistocène (1,6Ma) et se poursuit encore actuellement avec le Nyiragongo et le Nyamulagira. La mise en place de cet épisode volcanique récent à actuel des Virunga a été contrôlée par une fracture transverse par rapport à l’axe principal du rift ; laquelle est responsable de l’édification de huit principaux volcans de la chaîne des Virunga (Nyiragongo, Nyamulagira, Mikeno,Visoke, Karisimbi, Muhavura, Sabinyo et Gahinga) qui émettent des laves de nature « ultraalcaline » (laves perpotassiques). Des fractures transverses par rapport à l’axe principal du rift ont donc permis la mise en place d’un volcanisme ultraalcalin. C’est dans ce cadre qu’il faut situer le volcanisme de Toro-Ankole, plus au nord des Virunga, qui donne lui aussi des laves perpotassiques, et qui est contrôlé également par une fracture transverse par rapport à l’axe principal du rift. II.1.2.3. Les volcans actifs de la RDC Dans les Virunga, outre les huit grands édifices volcaniques cités cihaut, on dénombre plusieurs petits cônes de volcans éteints (tels Monigi, Lemera…). De tous ces volcans, seuls le Nyiragongo et le Nyamulagira sont encore actifs. II.1.2.4. Le Nyiragongo II.1.2.5. Caractéristiques Le Nyiragongo est un édifice volcanique de 3470 m d’altitude ayant un cratère de forme elliptique (1 km de grand axe et 800 m de petit axe), un diamètre à la base d’environ 10 km. Sa profondeur jusqu’au lac de lave est d’environ 1 km, avec cependant quatre paliers dans les 200 derniers mètres. Il est situé à 12 km de la ville de Goma, et ses éruptions se font soit par le cratère central, soit à la faveur des fissures. Toutefois, deux activités éruptives ont permis chacune d’édifier un « cône adventif » (cône satellite) ; ce qui porte à un total de deux cônes adventifs dont l’un, le Baruta, est situé sur le flanc nord, et l’autre (le Shaheru), situé sur le flanc sud. (Kanika M. 1987). 22 La composition chimique moyenne des gaz de ce volcan se présente comme suit : H2O (46%), CO2 (45%), H2S (1,3%). II.1.2.4. Le Nyamulagira II.1.2.5. Caractéristiques Nyamulagira est l'un des volcans le plus actifs du monde. C’est un massif riche en potassium volcan bouclier basaltique situé à environ 25 km au nord du lac Kivu, dans l’Afrique de l’Est de la vallée du Rift Nord-Ouest du volcan Nyiragongo. Il occupe le milieu du fossé tectonique de l'Afrique Centrale (rift ouest), dans l'aire volcanique des Virunga. Les coulées se d6versent, au sud dans le lac Kivu (1.462 m) et recouvrent, au nord, les s6diments (1.150 m) du lac Edward. (Berg Ed. et Janssen Th, 1960) Il dispose d'un volume de 500 kilomètres cubes, et de grandes longueurs de couverture du volcan 1500 km carré du Rift Est Africain, certaines coulées ont parcouru plus de 30 km du sommet. Le volcan bouclier, 3058 m de haut, une caldeira sommitale, environ 2 km de large et les murs jusqu'à environ 100 m de haut. Au cours de certaines éruptions, un lac est situé dans la caldeira. Comme c'est le cas pour les volcans boucliers, il y a deux éruptions à l'intérieur de la caldeira sommitale et des zones énormes de rift sur les flancs, la production de nombreuses fissures et des cônes de scories. (Delhaye F, 1941) 23 Fig 12 : Les volcans est-africains historiquement actifs, et actifs il y a moins de 10 Ma. 24 II.2. Le volcanisme au Cameroun I.2.1. Mont Cameroun I.2.1.1. Caractéristiques Le mont Cameroun se situe sur la façade maritime du Cameroun, à une vingtaine de kilomètres des côtes du golfe de Guinée. Il est né d'un volcanisme intra-plaque (volcan-bouclier) ; son dynamisme éruptif est de type hawaiien (effusif avec des fontaines de lave) et les produits émis sont plutôt des basaltes tholéiitiques. En cela, le mont Cameroun apparaît comme le jalon actif d'un point chaud qui a tracé un alignement de volcans du nord-est au sud-Ouest avec les monts Biu, Oku (et le lac Nyos), Bambouto, Manengouba et Cameroun à terre, puis les îles Bioko, Principe, São Tomé et Annobon en mer. (François Girault, Philippe Bouysse et Jean-Philippe Rançon, 1998) Le mont Cameroun culmine à 4070 mètres (mont Fako). Son activité historique est certaine à partir du XVIIe siècle ; l'éruption de 1909 est l'une des plus fortes et celle de 1922 est la plus forte de toutes. Des éruptions se sont produites en 1925, 1954, 1959, 1982 et 2001. Son activité fumérolienne est toujours présente. (Www. Volcanodiscovery.com) I.2.2 Le Mont Manengouba I.2.2.1. Caractéristiques Le mont Manengouba est un volcan du Cameroun situé dans la région du Littoral. Il est entouré d'une épaisse forêt tropicale. Il a donné son nom à une espèce d'amphibien, le Phrynobatrachus manengoubensis. II.3. Le volcanisme au Sao-Tomé II.3.1 Le pico de São Tomé II.3.1.1. Caractéristiques Le pico de São Tomé est le point culminant de l'archipel de Sao Tomé-et-Principesitué dans le golfe de Guinée et l'un des sommets ultraproéminents d'Afrique. D'une altitude de 2 024 mètres, il est situé sur l'île principale, celle (Www.Wilkiland.com) de Sao Tomé. Il s'agit d'un volcan bouclier. 25 II.4. Le volcanisme au Tshad II.4.1. Le pic Toussidé II.4.1.1. Caractéristiques Le pic Toussidé est un volcan du Tchad, point culminant du massif du Tarso Toussidé avec 3 315 mètres d'altitude. Il est couvert de longues coulées de lave et émet des fumerolles. Le nom Toussidé signifierait « qui a tué les Tou par le feu » (Toubou = « peuple des Tou ». situé dans le nord-ouest du Tchad, au centre du Sahara, à l'extrémité occidentale du Tarso Toussidé, un ensemble de volcans du massif du Tibesti. Il s'agit d'un stratovolcan formant un cône constitué de laves trachytiques et trachy-andésitiques ayant formé des coulées de lave qui peuvent dépasser les vingt kilomètres. (Alain Beauvilain, 1996) II.4.2 Le mont Tarso Voon II.4.2.1. Caractéristiques Le Tarso Voon, qui culmine à 2 845 mètres, est un volcan rouge du massif du Tibesti, au nord du Tchad. Sa caldeira, de type ignimbritique, s'étend sur 14 kilomètres de long sur 18 de large. Ses produits, composés notamment d'ignimbrite, se sont dispersés sur une surface de 2 600 km2 et occupent un volume de 130 km. (Chamalières, 1996) 26 BIBLIOGRAPHIE Alain Beauvilain, (1996). Pages d'histoire naturelle de la terre tchadienne. Centre national d'appui à la recherche, Centre d'appui à la formation et à l'évaluation, pages 1520 ; Aubouin J. (1968). Précis de géologie. Dunod, Paris ; Berg Ed. et Janssen Th., (1960), Microséismes et séismes précédant l’éruption du Nyanmragira-Kitsimbanyi (Afrique Centrale) 1958. Bull. Volcanol. Sér. II,23, p. 63–68 ; Berttrant . H et Bernard. R (2000). Le Rift-Est Africain, ed Publication scientifique du meuseum, marseille ; Claude J. (2006). Les éruptions volcaniques « explosives » : des grandes aux petites échelles, Bulletin de la S.F.P. (152) : Daniel J.Y, Brahic A., Hoffert M., Maury R., Schaaf A., Tardy M. (2006). Sciences de la Terre et de l’Univers. Ed. Vuibert ; Delhaye F, (1941), Les volcans au nord du lac Kivu. Bull. Inst. Roy. Col. belge,XII (3), p. 409–459 ; François Beauducel, « Surveillance volcanologique : de la mesure instrumentale au modèle prédictif », conférence au Bureau des Longitudes, 1er juin 2011 ; François Girault, Philippe Bouysse et Jean-Philippe Rançon (1998), Volcans vus de l'espace, Paris, Nathan, 192 p ; INRP. (1995). Représentations et obstacles en géologie, ed Paris Cedex 05 : Jacques-Marie. (2013). Points chauds et volcanisme intra-plaque, université Paris-Sud, 91405 Orsay : Jean-François Heimburger, (2018). Le Japon face aux catastrophes naturelles. Prévention et gestion des risques, ISTE Group, , p. 125 ; Kanika M. (1987).- Contribution à la connaissance du volcanisme associé aux rifts intracontinentaux : Exemple des Provinces volcaniques Tertiaire-Quaternaires de Mwenga- Kamituga et de Bukavu dans le rift de l’Afrique centrale (Sud-Kivu, Zaïre). Succession des cycles volcaniques, Nature et Pétrogenèse des laves. Thèse Doct., Unilu, 219 p. Le monde de la terre (2007). Revu Scientifique, ed tars : Les Volcans, Time-Life Books BV, collection « Terre, planète vivante », Chamalières , 1996, p. 113 ; Marie Chaput. (2013). Déformation et activité intrusive des volcans boucliers- Du terrain à la modélisation numérique (Pitondes Neiges, LaRéunion), Thèse Doct ; Sciences de la Terre. Université de la Réunion, 397P : 27 M. Rosi, P. Papale, L. Lupi et M. Stoppato, (2000). Guide des volcans, delachaux et niestlé, 335 p Sites internet http://www. Univ-Orleans.fr http://www.volcano.si.edu. http://www. Volcanodiscovery.com http://www.Wilkiland.com 28 Table des matières INTRODUCTION .................................................................................................. 1 CHAPITRE I. LE VOLCANISME .............................................................................. 2 I.1. Introduction .............................................................................................. 2 I.2. Localisation ............................................................................................... 2 I.3 Origine et déformation ............................................................................... 3 I.3.1. Le magmatisme intra-plaque continental ............................................ 9 I.4. Localisation ............................................................................................. 11 I.5. Activités et types des volcans .................................................................. 13 I.5.1. Activité volcanique de type hawaiien ................................................ 14 I.5.2. Activité volcanique de type strombolien ........................................... 14 I.5.3. Activité volcanique de type vulcanien ............................................... 14 I.5.4. Activité de type péléen (ou plinien) ................................................... 15 I.6. Différents signes précurseurs du volcanisme .......................................... 15 I.61. Variations de la température des eaux du lac du cratère, des sources d’eau et des sources thermales. ................................................................. 16 I.6.2. Variation de la température du sol des environs du volcan ............... 16 I.6.3. Variation de la composition des gaz des fumerolles .......................... 16 I.6.4. Activité sismique ............................................................................... 16 CHAPITRE II : BREF APERÇUS SUR LES VOLCANS DE L’AFRIQUE CENTRAL .. 18 II.1. Le volcanisme en République Démocratique du Congo .......................... 18 II.1.1. Formation du Rift Est-africain ........................................................... 18 II.1.2. Les volcans du Rift ............................................................................ 19 II.2. Le volcanisme au Cameroun ................................................................... 24 I.2.1. Mont Cameroun ................................................................................ 24 I.2.2 Le Mont Manengouba ........................................................................ 24 II.3. Le volcanisme au Sao-Tomé ................................................................... 24 II.3.1 Le pico de São Tomé.......................................................................... 24 II.4. Le volcanisme au Tshad .......................................................................... 25 II.4.1. Le pic Toussidé ................................................................................. 25 29 II.4.2 Le mont Tarso Voon .......................................................................... 25 BIBLIOGRAPHIE ................................................................................................ 26 Sites internet ................................................................................................... 27
