Texte explicatif préliminaire de la carte géologique du volcan Piton

BRGM
DE LA REUNIÙN
Texte explicatif préliminaire
de la carte géologique du volcan
Piton de la Fournaise à 1/25 000
Laurent Stieltjes
septembre 1995
Rapport du BRGM R 38588
numéro de référence P 9326200558
BRGM
SERVICE GEOLOGIQUE NATIONAL
Département utilisation et protection de l'espace géologique
Groupe Risques naturels et Géoprospective
BP 167 - 1 3 2 7 6 MARSEILLE CEDEX 0 9 - FRANCE - T é l . ; (33) 91 17 7 4 7 4
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
RESUME
Dans le cadre d'un financement conjoint Conseil Général de la Réunion (70%) - Ministère de la
Recherche (30%), a été réalisée en 1995 la première tranche de la carte géologique à 1/25 0 0 0 du
volcan Piton de la Fournaise (La Réunion), concernant deux secteurs :
-
l'Enclos (110 k m 2 ) ,
la Plaine des Palmistes, les hauts de Sainte-Anne et de Saint-Benoît (250 k m 2 ) .
Le texte explicatif accompagnant la carte géologique de ces deux premiers secteurs d'étude du
volcan de la Fournaise préfigure la présentation générale de la notice explicative du document
cartographiquefinalà 1/25 000 qui sera réalisé en fin de programme.
L e contexte géodynamique de la Réunion dans l'océan Indien montre que le volcan de la
Fournaise serait lié à l'activité d'un des plus gros "points chauds" du globe. Celui-ci se serait
surimposé sur une ancienne ride d'accrétion océanique d'âge paléocène (66 millions d'années),
aujourd'hui inactive (= ride asismique).
L'évolution volcanologique et morphologique du volcan de la Fournaise est celle d'un volcanbouclier océanique (2 641 m ) , aux pentes faibles (5° à 18°), en forme typique de coupole aplatie.
C e volcan s'est édifié sur les flancs du volcan-bouclier principal culminant au Piton des Neiges
(3 069 m ) et reposant sur le plancher de l'océan par 4 000 m de fond. L'ensemble de l'édifice a
donc 7 000 m de hauteur environ, pour un diamètre à la base de l'ordre de 2 0 0 k m .
L a structure de l'édifice d u volcan de la Fournaise ( c o m m e d'ailleurs celle de l'édifice principal)
est éminemment plus complexe que ne le suggère la morphologie régulière et homogène des
pentes externes actuelles : croisement de divers systèmes de rift, fossés d'effondrement, directions
décrochantes, calderas, cirques et entailles profondes d'érosion des massifs anciens, glissements
de terrain d'ampleur régionale, coulées et avalanches de débris, ... L e rôle hydrodynamique des
importantes structures géologiques et morphologiques enfouies s'avère aujourd'hui prépondérant
dans la prospection d'eau souterraine.
L a composition du m a g m a est basaltique, mais évolue très légèrement avec le temps et dans
l'espace. Ainsi, l'on distingue :
-
-
une série basaltique alcaline transitionnelle non différenciée au Piton de la Fournaise,
produisant des océanites et des basaltes (de - 530 000 ans à aujourd'hui), formant le volcanbouclier actuel ;
une série basaltique alcaline transitionnelle peu différenciée à la Plaine des Cafres,
probablement liée à un petit réservoir, donnant des basaltes et des hawaiites (entre 80 0 0 0 ans et - 20 000 ans), formant des coulées sur les flancs de la Fournaise.
Rapport BRGM
R 38588
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PREAMBULE
La première tranche de la carte géologique à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
(La Réunion) concerne deux secteurs :
12 -
l'Enclos (110 k m 2 ) ,
la Plaine des Palmistes, les hauts de Sainte-Anne et de Saint-Benoît (250 k m 2 ) .
Cette cartographie géologique détaillée fait partie d'un vaste programme, étalé sur cinq ans,
destiné à la connaissance et l'évaluation des ressources en eaux souterraines du volcan, financé
par le Conseil Général de la Réunion.
C e programme de cartographie géologique du B R G M a été soutenu (30%) par la Direction de la
Recherche du B R G M , surfinancementdu Ministère de la Recherche.
L e texte explicatif accompagnant la carte géologique des deux premiers secteurs d'étude du
volcan de la Fournaise préfigure la présentation générale de la notice explicative du document
cartographiquefinalà 1/25 000, qui sera réalisé en fin de programme.
Rapport BRGM R 38588
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TABLE DES MATIERES
RESUME
PREAMBULE
1. PRÉSENTATION GÉOGRAPHIQUE ETGEODYNAMIQUE DE LA RÉUNION
1
1.1. Aperçu géographique de la Réunion
1
1.1.1. Environnement général
1.1.2. Cadre océanique
1
2
1.2. L a Réunion dans le contexte géodynamique de l'océan Indien
2
1.2.1. Naissance de l'océan Indien
2
1.2.2. Structure géologique de l'océan Indien : rides d'accrétion actives et fossiles, volcanisme de
point chaud
4
2. GRANDS TRAITS GEOLOGIQUES DE LA RÉUNION
1
2.1. Morphologie : la Réunion, vaste volcan-bouclier océanique
6
2.2. Evolution volcanologique de la Réunion
9
2.2.1. Vision volcanologique nouvelle de la Réunion
9
2.2.2. Massif du Piton de la Fournaise : un volcan bouclier récent
11
2.2.3. L a Plaine des Cafres et la plaine des Palmistes : axe volcanique récent joignant les deux
volcans
13
2.3. Structure interne du volcan
13
2.3.1. Principales structures tectoniques profondes de la Réunion
13
2.3.2. Les zones deriftanciennes et récentes du Piton de la Fournaise
15
2.3.3. Effondrements de l'édifice : effondrements gravitaires, calderas, cratères
18
2.3.3.1.
Les gigantesques effondrements gravitaires de l'édifice
2.3.3.2.
Glissements de terrain de grande ampleur et mouvement de terrain actuels
2.3.4. Calderas (*)
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18
20
22
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2.3.5. Cratères
2.3.5.1.
2.3.5.2.
25
Le cratère Bory
Le cratère Dolomieu
25
25
2.3.6. Fracturations annulaires et radiales
28
2.3.6.1.
Autour des cratères actuels du volcan de la Fournaise
28
2.3.6.2.
A l'échelle de l'ensemble de l'édifice
29
2.4. Pétrologieet géochimie des laves de la Réunion
30
2.4.1. Composition et évolution minéralogique et pétrologique des m a g m a s de la Réunion
30
2.4.1.1.
2.4.1.2.
Composition du magma original, et genèse des laves de la Réunion
Réservoirs magmatiques et évolution des magmas
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
31
33
35
LISTE DES FIGURES
Figure 1 -
Les grands domaines géographiques et structuraux de l'océan Indien occidental
central
1
Figure 2 - Le continent de Gondwana, portion de la Pangée, il y a 200 millions d'années
3
Figure 3 - Positionnement des volcans de la Réunion et de Maurice par rapport aux structures
profondes du bassin des Mascareignes
5
Figure 4 - Coupe d'ensemble de l'appareil volcanique dont la partie émergée constitue l'île de la
Réunion ; la partie immergée représente environ 9 7 % du volume total de l'édifice....6
Figure 5 - Carte morphologique de l'ensemble du volcan de la Réunion : partie sous-marine et
partie émergée
7
Figure 6 - Dimensions comparées des plus grands volcans continentaux et des volcans
océaniques édifiés sur des points chauds
8
Figure 7 - Coupe transversale de la Réunion : le volcan de la Fournaise s'est édifié sur le flanc
est du volcan du Piton des Neiges depuis 530 000 ans au moins
9
Figure 8 - Les principales phases de l'édification des volcans de la Réunion depuis leur
emersion de l'océan Indien, il y a 2,1 millions d'années
10
Figure 9 - Forme typique en coupole aplatie du "volcan bouclier" de la Fournaise
11
Figure 10 - Aire de distribution spatiale des principales zones fracturées de l'ensemble de
l'édifice volcanique de la Réunion, d'après le relevé au sol des 2 000 intrusions
volcaniques
14
Figure 11 - Les zones de rifts volcaniques historiques actifs de la Fournaise
16
Figure 12 - Coupes transversales montrant le gonflement des zones de rift (portions de rifts
situées hors de l'Enclos)
17
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Figure 13 - Trace des principaux effondrements gravitaires des deux volcans de lile de la
Réunion
19
Figure 14 - Modèle d'évolution du volcan de la Fournaise depuis 300 000 ans, par affaissements
gravitaires successifs de l'édifice
21
Figure 15 - Prolongement des principales structures d'effondrement sous l'océan (de type
"caldera" et de type "gravitaire") au large de l'Enclos du volcan de la Fournaise. ...23
Figure 16 - Localisation au sein de l'Enclos des deux cratères d'effondrement sommitaux du
volcan de la Fournaise : le cratère Bory et le cratère Dolomieu
24
Figure 17 - Evolution récente de la morphologie des cratères sommitaux du volcan de la
Fournaise en 7 0 années (entre 1911 et 1983)
27
Figure 18 - Fracturation annulaire et radiale de la zone sommitale du cône central du volcan de
la Fournaise
28
Figure 19 - Fissuration radiale rayonnante matérialisée par les intrusions de lave (= dykes) dans
les principales calderas et effondrements gravitaires successifs du volcan
29
Figure 20 - Diagrammes de variations des éléments majeurs des laves de la série différenciée du
Piton des Neiges et du Piton de la Fournaise en fonction de l'indice S.I.*
32
Figure 21 - Composition et évolution minéralogique des laves des séries alcalines différenciées
des deux volcans de la Réunion
34
LISTE DES TABLEAUX
Tableau 1 - Variations de taille et de forme du cratère Dolomieu en 1 siècle (1791-1911)
26
Tableau 2 - Analyses chimiques représentatives des principaux types de laves des volcans de la
Réunion
30
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1. PRÉSENTATION GÉOGRAPHIQUE ET
GÉODYNAMIQUE DE LA RÉUNION
1.1. APERÇU GÉOGRAPHIQUE DE LA RÉUNION
1.1.1. Environnement général
Située dans le Sud-Ouest de l'océan Indien, à 300 k m au Nord du Tropique du Capricorne
(par 21° de latitude S u d et 55°30' de longitude Est), la Réunion est l'île la plus occidentale de
l'archipel des Mascareignes, comprenant L a Réunion, Maurice et Rodrigues (Figure 1).
Vierge de toute population et de toute occupation, elle est devenue française en 1642.
SEYCHELLES
AMIRANTES
Alphonse
Q p Farquhar
banc
de
Nazareth
MAURITIUS
4
LA RÉUNION
1 - ride des Seychelles-Mascareignes
2 - ride des Amiront« - Alphonse
3 - îles éporses (générolement coralliennes).
4 - îleh volcaniques des Moscareignes: la Réunion.
Maurice, Rodriguez (partie immergée).
5 - îles volcaniques des Comores (partie immergée)
ó - îles granitiques des Seychelles
Figure 1 - Les grands domaines géographiques et structuraux de l'océan Indien occidental
central
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Isolée en plein océan, à 700 k m à l'Est de Madagascar, à 1 700 k m du Mozambique, 6 200 k m de
l'Australie, 3 800 k m de l'Inde, 4 900 k m de l'Antarctique et 9 500 k m de la France, la Réunion
est une île volcanique formée par deux volcans accolés dont le plus récent, le Piton de la
Fournaise, est l'un des plus actifs sur la Terre.
Cette île volcanique présente une forme sensiblement elliptique, avec un grand axe nord-est, sudouest de 50 k m . Elle culmine à 3 069 m au Piton des Neiges.
L e tracé du littoral est régulier ; les 25 k m de formations récifales qui le frangent sont localisées
sur la côte ouest (côte "sous-le-vent").
1.1.2. Cadre océanique
D a n s le contexte de l'océan Indien occidental, le plateau sous-marin des Mascareignes constitue
un haut-fond en forme de vaste croissant, s'étalant des Seychelles à Maurice, délimitant la fosse
des Mascareignes à l'Ouest (- 4 000 à - 5 000 m ) , celle de Madagascar-Maurice, au Sud
(- 4 000 à - 5 000 m également), et la faille de Rodrigues à l'Est (- 5 000 m ) .
A u Sud-Ouest de Maurice, cette crête s'interrompt brutalement pour faire place à une fosse de
- 4 000 à - 4 500 m de laquelle émerge le pointement volcanique de la Réunion.
1.2. LA RÉUNION DANS LE CONTEXTE GÉODYNAMIQUE DE L'OCÉAN
INDIEN
1.2.1. Naissance d e l'océan Indien
L'océan Indien a commencé à se former au Mésozoïque (ère secondaire), il y a moins de
200 millions d'années, par éclatement progressif du mégacontinent G o n d w a n a (qui réunissait
notamment l'Afrique, Madagascar, l'Australie, l'Inde, L'Antarctique). Sa structure est complexe :
les radeaux continentaux (ou microcontinents) tels Madagascar et les Seychelles granitiques
(Figure 2) sont les restes de cet éclatement dans l'océan Indien actuel.
L e volcan de la Réunion serait né il y a 66 millions d'années de l'ouverture du plancher de cet
océan, mais il n'aura émergé des flots il n'y a que 2,1 millions d'années.
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Figure 2 - Le continent de G o n d w a n a , portion de la Pangée, il y a 200 millions d'années
Les terres émergées actuelles étaient regroupées, il y a 200 millions d'années (Pangée) autour d e
l'Antarctique, sensiblement dans sa position actuelle. A u sein de cette Pangée, le continent de G o n d w a n a
regroupait l'Afrique, Madagascar, les Seychelles, l'Inde, l'Australie.
Il y a 200 millions d'années (Jurassique inférieur) :
Le bloc "Afrique" se sépare le premier de rAntarctique, par l'ouverture de la dorsale sud-ouest indienne.
Il y a 190 à 120 millions d'années (Jurassique inférieur à Crétacé inférieur) :
Le bloc "Madagascar-Seychelles-Indes" se sépare à son tour de l'Afrique.
Il y a 120 millions d'années (Crétacé inférieur) :
Madagascar atteint sa position actuelle et la ride océanique cesse de fonctionner : le bassin de Somalie
devient un fond océanique stable.
Il y a 85 à 8 0 millions d'années (Crétacé supérieur) :
L'Inde et le microcontinent des Seychelles encore groupés, se séparent à leur tour de Madagascar.
Il y a 6 0 millions d'années (Paléocène) :
Les Seychelles se détachent du bloc de l'Inde qui poursuit sa dérive vers le Nord.
Il y a 50 à 4 0 millions d'années (Eocène) :
L'Inde entre en contact avec le continent eurasiatique, commençant à former la chaîne himalayenne (par
collision).
L'Australie se sépare de rAntarctique.
L'océan Indien isole rAntarctique du reste des terres émergées et participe à l'isolement thermique d e ce
continent, ce qui favorise le début des glaciations antarctiques (bien antérieures au Quaternaire), modifiant le
climat mondial et les phénomènes d e variations des niveaux et des courants océaniques.
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1.2.2. Structure géologique d e l'océan Indien : rides d'accrétion actives et
fossiles, volcanisme d e point chaud
L'origine du volcanisme de la Réunion est complexe : bien que positionné sur une ancienne ride
d'accrétion océanique^ d'âge paléocène (66 millions d'années) mais aujourd'hui inactive (= ride
asismique), la construction de l'énorme édifice volcanique de la Réunion (7 000 m de hauteur,
plus de 2 0 0 k m de diamètre à sa base, figure 4) serait donc due à l'activité de l'un des plus gros
point chaud du globed.
L a ride d'accrétion paléocène fossile (A27) sur laquelle lile est supposée s'être construite, a pu
jouer un rôle privilégié c o m m e guide du m a g m a vers la surface, car la lithosphère est amincie et
fragilisée à l'aplomb de la ride A 2 7 (3).
Le point chaud de la Réunion serait apparu il y a 66 millions d'années environ, alors que l'Inde
était déjà détachée de Madagascar depuis le Crétacé supérieur (85 à 80 millions d'années). Sous
l'effet du panache de m a g m a montant du manteau terrestre, l'Inde se sépare alors du bloc
continental des Seychelles et poursuit sa lente migration vers le Nord-Est, à une vitesse de l'ordre
de 5 cm/an. Derrière elle, un cortège d'îles volcaniques de plus en plus jeunes ponctuent sa trace :
Maldives, une partie des Seychelles se prolongeant avec le plateau des Mascareignes jusqu'aux
vastes volcans-boucliers de Maurice puis la Réunion.
Ainsi, l'éclatement du continent de G o n d w a n a depuis le Jurassique, il y a 2 0 0 millions d'années
(voir figure 2), avec la séparation en plusieurs temps du bloc Inde-Seychelles-Madagascar, s'est
effectué avec des mécanismes successifs complexes, les structures d'ouverture de l'océan ayant
fonctionné en diverses phases, les rides commençant à s'ouvrir puis avortant, fragilisant ainsi la
lithosphère. Les zones de faiblesse ainsi créées ont permis aux m a g m a s , alimentés par le point
chaud, de percer la lithosphère et d'installer un des plus grands volcans terrestres sur une m ê m e
paléostructure.
L a partie émergée de l'édifice de la Réunion n'est que l'apex du cône volcanique construit au
cours des 2 derniers millions d'années.
Quant à la migration de l'activité du Piton des Neiges au Piton de la Fournaise (né il y a environ
500 000 ans), elle serait plus liée à la structure de l'édifice lui-même et à l'activité des chambres
magmatiques crustales qu'au mouvement des plaques océaniques ou à l'activité directe du point
chaud.
E n effet, le point chaud qui a donné naissance au volcan de la Réunion, pourrait se positionner
actuellement entre 2 0 0 k m et 300 k m au Sud-Ouest de l'île. D'ici quelques millions d'années, un
nouveau volcan pourrait donc émerger au Sud-Ouest de la Réunion. Les études bathymétriques
devraient permettre de préciser l'existence de monts sous-marins dans ce secteur.
C)
(2)
(3)
d'après les travaux de Schlich (1975, 1982, 1990), Norton et Sclater (1979), Patriat et Schlich
(1979,1982), Fisher et Sclater (1983), Goslin et Patriat (1984).
d'après les travaux initiaux de Morgan (1981, 1983), Duncan (1981), Duncan et al., 1989, puis de
très nombreux auteurs depuis, dans les domaines de la géophysique, de la géologie et de la
géochimie.
Bonneville (1990).
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Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Figure 3 - Positionnement des volcans de la Réunion et de Maurice par rapport aux
structures profondes du bassin des Mascareignes
(d'après R . Schlich, 1990)
Les zones de fracture ( N E - S W ) divisent les bassins de Madagascar et des Mascareignes en 5 compartiments
(notés de A à E).
La Réunion se situe sur la plus récente des rides du bassin des Mascareignes, soulignée par l'anomalie
magnétique 27 (A27), d'âge paléocène (66 à 64 millions d'années).
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2. GRANDS TRAITS GEOLOGIQUES DE LA REUNION
2.1. MORPHOLOGIE
OCÉANIQUE
: LA RÉUNION, VASTE VOLCAN - BOUCLIER
Lile de la Réunion est la partie émergée d'un énorme volcan de 7 000 m de hauteur, posé sur le
plancher de l'océan Indien par 4 000 m de fond, et dont seuls, les 3 000 m supérieurs émergent
des flots (Figures 4 et 5) : le volume émergé représente moins de 1/30 de l'ensemble du volume de
l'édifice (soit 2 à 3 % du volume total).
_
10km
•
I— 10 km
Piton des
Neiges
Fournaise
v
, ,
70 km
190km
niveau marin
»i
i
I,
"*
.
, Plancher
i océanique
•(
Figure 4 - C o u p e d'ensemble de l'appareil volcanique dont la partie émergée constitue l'île
de la Réunion ; la partie immergée représente environ 9 7 % du volume total de
l'édifice
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Figure 5 - Carte morphologique de l'ensemble du volcan de la Réunion : partie sous-marine
et partie émergée
(d'après Lenat et Labazuy, 1990)
La Réunion constitue un relief volcanique de plus de 7 000 m de haut, édifié sur le fond océanique du bassin
des Mascareignes (profondeur : - 4 000) ; son diamètre à la base est de l'ordre de 200 k m .
Cet édifice volcanique se place sur l'axe d'un bombement crustal culminant 500 m au-dessus du fond moyen
du bassin des Mascareignes. C e bombement s'étendant sur 350 km, correspond à la trace de ranomalie
thermique du point chaud de la Réunion (Bonneville et al., 1988 ; Bonneville, 1990)
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L a Réunion est le deuxième plus grand édifice volcanique terrestre après la Grande Ile d'Hawaii
(qui s'élève à plus de 9 000 m de hauteur au-dessus du plancher océanique : 4 000 m sous l'eau,
5 000 m au-dessus). Le volume de l'édifice de la Réunion est plus de 100 fois celui des plus
grands volcans continentaux terrestres (Figure 6).
VOLCANS
CONTINENTAUX
Vésuve
Etna
VOLCANS
Fuji-Yama
.ocean
OCEANIQUES
La Réunion
DE
ocean
POINT-CHAUD
Hawaii (Grande Ile)
Figure 6 - Dimensions comparées des plus grands volcans continentaux et des volcans
océaniques édifiés sur des points chauds
(modifié, d'après Williams et M e Bimey, 1979)
Les volumes de laves émis par le Fuji-Yama, Japon (l'un des plus grands volcans continentaux terrestres), ou
par l'Etna, Italie (plus grand volcan continental d'Europe) sont 100 à 300 fois moindres que ceux émis par les
deux plus grands volcans boucliers océaniques édifiés sur des points chauds : la Réunion (océan Indien) et
Hawaii (océan Pacifique).
L'île est formée de 2 cônes basaltiques jumelés. L e plus ancien (et principal), le Piton des Neiges,
s'est construit, pour sa partie aérienne, entre 2,1 millions d'années et 10 000 à 20 000 ans
(figure 4).
L e plus récent, le Piton de la Fournaise, est apparu sur le flanc sud-est du Piton des Neiges il y a
530 000 ans au moins (figure 7) et reste actif à l'heure actuelle (1 éruption tous les 10 mois en
moyenne).
Ces deux volcans sont formés d'un empilement en sandwich de plusieurs milliers de mètres
d'épaisseur, constitué d'une alternance "laves-scories", compartimenté par des dykes (fissures de
remontée de lave). L e pendage moyen des laves est de 5° à 18° vers la mer, sauf entre les deux
volcans où les laves des deux appareils sont recouverts par les laves récentes de la Plaine des
Cafres (figure 7).
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Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
PITON DES
1 Km
NEIGES ( 3 069 m )
Plaine
d e
des
de
Matate Selazie /
Cafres
PITON DE LA
FOURNAISE
Cirque Cirque
U„
Pointe des Galets
Pointe d e la
Table
l
O c é a n Indien
SE
NW
Figure 7 -
C o u p e transversale de la Réunion : le volcan de la Fournaise s'est édifié sur le
flanc est du volcan du Piton des Neiges depuis 530 000 ans au moins
2.2. EVOLUTION V O L C A N O L O G I Q U E D E LA REUNION
2.2.1.
Vision v o l c a n o l o g i q u e nouvelle d e la R é u n i o n
Alors qu'un découpage stratigraphique en 5 phases était proposé depuis 1974 W , sur la base des
grandes lignes pétrographiques décrites à partir de 1965 W et des données géochronologiques
obtenues depuis 1971 (6), la nouvelle génération de travaux axés sur le calage de terrain des
données tectoniques régionales profondes et superficielles < 7 H 8 ) (instabilité des versants,
hydrogéologie), de la pétrologie et de la volcanologie ont conduit à proposer une vision
volcanologique nouvelle du Piton des Neiges (1986) ( 9 X 10 ) : l'évolution d'un volcan bouclier (*)
vers un volcan composite <**> (ou strato-volcan) dans sa phase terminale, alors que le Piton de la
Fournaise s'érige dans sa phase initiale de volcan bouclier. Entre ces deux volcans, l'axe émissif
de la Plaine des Cafres fonctionne de 3 0 000 à 20 0 0 0 ans avant J.C. environ (figure 8).
(4)
Billard, 1974
(5)
Upton et Wadworth, 1965
(6)
McDougall, 1971
(7)
Chevallier, 1979
(8)
Stieltjes et Robert, 1981
(9)
Duffield et Stieltjes, non publié
(10) Stieltjes, 1986
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Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Cette vision volcanologique nouvelle a été synthétisée avec la carte géologique à 1/200 000
publiée dans l'Atlas hydrogéologique de la Réunion en 1986 <10).
L a carte géologique de 1995 reprend ce concept et le détaillant, sur la base des cartes à 1/25 000
réalisées depuis 1987 < n ).
emersion de lile
volcan
sous-marin
volcan aérien
strato- J_
-volcan |
volcan boudier
océanites
séries alcalines
Piton des
Neiges
A - - LÂkj
J-Vk
volcan |
bouclier |
périodes
eruptives
Piton de
Fournaise
T-
Ä.
. . Plaine des Cafres
Age
| 2 millions
d'années
Figure 8 -
1,5
1 million
d'années
0.5
actuel
Les principales phases de l'édification des volcans de la Réunion depuis leur
emersion de l'océan Indien, il y a 2,1 millions d'années
(d'après Stieltjes, 1986a et b)
(M> Stieltjes, 1991
Rapport BRGM
R 38588
10
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.2.2.. Massif d u Piton de la Fournaise : u n volcan bouclier récent
L a forme typique de d ô m e aplati de la Fournaise, qui lui vaut sa dénomination de "volcan
bouclier", est liée à la conjonction de 2 types de phénomènes :
-
L a fluidité de ses laves qui s'étalent ainsi très largement autour des points d'émission ;
-
l'injection préférentielle de m a g m a sous la zone centrale et les cratères, responsable du
gonflement en coupole et ainsi de l'accumulation de lave sous la surface formant les réservoirs
qui alimentent les éruptions superficielles (Figure 9).
L e volcan actuel (actif) s'est édifié sur le flanc sud-est du Piton des Neiges alors que celui-ci était
encore en activité. Il présente aujourd'hui trois remparts d'effondrement successifs, concentriques,
ouverts vers l'Est (rivière des Remparts,rivièrede l'Est, Enclos).
L e m a g m a émis est voisin de celui qui a produit les océanites anciennes du Piton des Neiges (n\
Figure 9 -
F o r m e typique en coupole aplatie d u "volcan bouclier" de la Fournaise
(d'après Stieltjes, 1986a)
Les injections de lave entre les couches, très denses dans la zone centrale (le m a g m a ainsi injecté arrive à
constituer localement jusqu'à 70% de la masse rocheuse), progressivement moins denses vers les zones
externes, provoquent un gonflement du volcan, en grande partie responsable de la forme en coupole. La
mesure du gonflement du volcan, avant une éruption montre des déformations de plusieurs c m à plusieurs
d m (Observatoire Volcanologique, IPG Paris).
Le réservoir superficiel sous la zone centrale a été déterminé par l'Observatoire Volcanologique de riPG
depuis 1980 ; aucun argument déterminant ne permet encore de caractériser le réservoir plus profond
(Lénat, Bachelery, 1990). Les réservoirs sous les zones de rifts latérales, illustrant le processus d e
gonflement de ces zones, sont encore hypothétiques.
<12)
Upton et W a d w o r t h , 1 9 6 6 , 1 9 7 2 ; L u d d e n , 1 9 7 8 ; Nativel, 1 9 7 8 ; Fisk et al., 1 9 8 8 .
Rapport BRGM
R 38588
11
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Quatre ensembles chronostratigraphiques peuvent être distingués dans ce volcan récent (13) :
a) de - 530 000 ans à - 300 000 ans : empilement de base, et premier grand effondrement
(rivière des Remparts) ;
b) - de 280 000 ans à -43 000 ans : deuxième phase emissive et formation du deuxième
grand effondrement (rivières de l'Est, Langevin) ;
c) de - 43 000 ans à - 4 750 ans : phase récente et effondrement de l'Enclos Fouqué ;
d) de - 4 750 ans à aujourd'hui : phase emissive actuelle de l'Enclos et des branches latérales
actives N E et S E .
L'évolution volcanologique et morphologique du volcan de la Fournaise est moins avancée
que celle du volcan d u Piton des Neiges : le volcan n'est encore aujourd'hui qu'un volcan
bouclier dont la forme en dôme aplati est caractéristique des émissions de basaltes, laves
basaltiques très fluides et de l'injection m ê m e de ce m a g m a dans le corps de ce volcan,
responsable de son gonflement.
L a morphologie externe de ce grand bouclier peut laisser croire à une structure volcanique simple
(cône à symétrie axiale), marquée par les trois affaissements successifs soulignés par les trois
grandes rivières entaillant le volcan.
Or, les nombreux travaux (géologiques, géophysiques, forages, ...) menés essentiellement durant
la décennie 80-90, soit dans le cas d'études scientifiques fondamentales, soit dans celui d'études
finalisées (géothermie, risques naturels, hydrogéologie, ...), mettent en évidence une structure de
l'édifice éminemment plus complexe que ne le suggère la morphologie régulière et homogène
des pentes externes actuelles : croisement de divers sytèmes de rift, fossés d'effondrement,
directions décrochantes, calderas, cirques et entailles profondes d'érosion des massifs anciens,
glissements de terrain d'ampleur régionale, coulées et avalanches de débris, ...
Ces structures profondes complexes traduisent les différentes phases de la construction des
édifices volcaniques, à la croisée des grands axes de fracturation océanique régionale. L'évolution
des morphologies des volcans est complexe parce que très rapide, se développant sur divers axes
de fracturation avec des gonflements locaux importants. Complexe encore parce que l'édifice se
détruit au fur et à mesure de sa construction : pentes instables par accumulation rapide de
produits souvent incompétents ou peu cohérents, générateurs d'effondrements gravitaires
d'ampleur kilométrique (glissements de panneaux entiers des flancs de l'appareil, avalanches de
débris) glissant sur les vastes surfaces des intrusions de laves, puis repris par l'érosion rapide (et
ce jusqu'au niveau de base).
L e rôle hydrodynamique des importantes structures géologiques et morphologiques enfouies
s'avère aujourd'hui prépondérant dans la prospection d'eau souterraine (14>.
(13) M a c Dougall, 1971 ; Gillot et Nativel, 1989 ; Gillot, Nativel et Condomines, 1990.
(14> Stieltjes et Steenhoudt, 1984
Rapport BRGM R 38588
12
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Ainsi, des levers géologiques détaillés ou généraux dans les grandesrivièresdu volcan surtout,
mais aussi sur le bouclier lui-même, généralement complétés par des données géochronologiques,
pétrologiques, géochimiques, ... favorisent l'idée d'une évolution en plusieurs stades ainsi qu'un
déplacement des centres éruptifs de l'Ouest vers l'Est <15>.
2 . 2 . 3 . L a Plaine d e s C a f r e s et la plaine d e s Palmistes : a x e v o l c a n i q u e récent
joignant les d e u x v o l c a n s
A u cours de la période de 30 0 0 0 à 10 000 ans environ, les deux volcans du Piton des Neiges et
du Piton de la Fournaise sont en activité simultanée, chacun alimenté par ses propres réservoirs
magmatiques indépendants. L a direction de rift N 120 (Nord Ouest-Sud Est) sur laquelle se
situent les deux volcans, redevient également active entre les deux cratères, sur toute la chaîne de
la Plaine des Cafres.
L a dimension des nombreux pitons de scories traduisent un volcanisme explosif, beaucoup plus
important que celui observé aujourd'hui à la Fournaise. D e nombreuses coulées descendent
jusqu'à l'océan, comblant les ravines, les anciens reliefs et dépressions, forment les pentes
actuelles du T a m p o n , de la Plaine des Palmistes et de Saint-Benoît.
2.3.
S T R U C T U R E INTERNE D U V O L C A N
2.3.1. Principales structures tectoniques profondes de la Réunion
L a partie émergée du Piton des Neiges est construite autour de deux axes principaux de rifts
successifs dans le temps (N 150° pour le volcan bouclier, N 120° pour le volcan composite,
conjugués à d'autres directions secondaires de distension, de compression ou de coulissement
(N 25, N 45, N 6 0 , N 80-95, N 175, ...) [figure. 10]. Ces directions, inventoriées dans les cirques
et les grands escarpements par le relevé de près de 2 000 dykes et sills, se poursuivent sous les
flancs du Piton des Neiges (analyse par télédétection des imageries aériennes et satellite), mais
également sous ceux du Piton de la Fournaise^6) . Pourtant, ce dernier volcan bouclier se
développe apparemment, aujourd'hui, suivant de nouvelles contraintes tectoniques, encore
incomplètement cernées à ce jour.
(15) ciochiatti, Havette, Nativel, 1979 ; Robert, 1980 ; Chevallier et Bachelery, 1981 ; Bachelery, 1981 ;
Lerebour, 1987 ; Lénat, 1987 ; Gillot et Nativel, 1989 ; Bachelery et Mairine, 1990 ; Gillot, Nativel,
Condomines, 1990.
(16) Stieltjes et Robert, 1981.
Rapport BRGM R 38588
13
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
/
St-Denls
*
/
%&'
&ZQ», _
iN 80-95
—" '
St-Boport/
/ Q
'N80-95
N 80-95
i&'
St-Louls
/
N 80-95
St-Plerre
**
Figure 1 0 - Aire d e distribution spatiale des principales zones fracturées d e l'ensemble de
l'édifice volcanique de la Réunion, d'après le relevé au sol des 2 0 0 0 intrusions
volcaniques
(d'après Stieltjes et Robert, 1981, in : Benderitter et al., 1981)
Les deux directions principales d'extension de lave (= rifts), de direction N 150"E et N 120°E se recoupent
dans le massif du Piton des Neiges. L'extension suivant la direction N 25 E a provoqué de vastes fossés
d'effondrement dans la partie ancienne du Piton des Neiges. Les autres directions de fractures, soulignés
par des dykes, jouent plutôt en cisaillement et parfois, localement en compression.
Rapport BRGM R 38588
14
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.3.2.
L e s z o n e s d erifta n c i e n n e s et récentes d u Piton d e la F o u r n a i s e
L e concept de zone de rift volcanique a été défini à Hawaii : ce sont des zones préférentielles
d'intrusion et d'éruption sur les flancs du volcan, convergeant vers la zone centrale de celui-ci.
Ces structures drainent les m a g m a s du réservoir intra-édifice central du volcan. L'orientation des
zones de rift volcaniques est surtout contrôlée par les contraintes gravitationnelles de l'édifice.
Ces rides peuvent être linéaires ou incurvées, de 2 à 3 kilomètres de large, et longues de plusieurs
dizaines de kilomètres.
A u Piton de la Fournaise, les zones préférentielles d'intrusion au Nord-Est et au Sud-Est
(figure 11) ne sont pas des répliques exactes des zones de rift d'Hawaii ( 1 7 ) . Bien qu'elles aient
effectivement u n e largeur similaire à celles d'Hawaii dans la zone centrale (c'est-à-dire à
l'intérieur ou près de l'Enclos), elles s'élargissent vers l'aval et deviennent des structures plus
diffuses que les zones de rift bien définies d'Hawaii : ceci indiquerait que les contraintes
gravitationnelles deviendraient moins focalisées dans les parties basses des flancs d u Piton de la
Fournaise. Cette dispersion des intrusions, sur une surface environ cinq fois plus grande qu'au
M a u n a L o a et au Kilauea à Hawaii, pourrait expliquer le fait que les zones de rift du Piton de la
Fournaise ne se poursuivent guère dans la partie sous-marine du volcan.
L'injection importante de m a g m a dans les zones deriftproduit un gonflement de la zone, qui est
u n critère morphologique d'identification de ces zones (figure 12).
L'orientation des zones deriftd u Piton de la Fournaise peut être comprise soit par la présence
d'un relief préexistant au Sud-Est (ancien édifice associé au complexe intrusif du GrandBrûlé) (18), soit par l'édification à partir de grandes structures de glissement de l'édifice < 19 ),
hypothèse qui paraît aujourd'hui plus favorable (voir figures 13 et 14).
(17> Bachéléry, 1981
W
Rançon. 1990
(19> Duffield, Stieltjes et Varet, 1982
Rapport BRGM
R 38588
15
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Figure 11 - Les zones d e rifts volcaniques historiques actifs de la Fournaise
(d'après Stieltjes, 1986a)
Le rift volcanique (N 120) de la Plaine des Cafres, avec ses nombreux cônes de scories de grande taille,
reste encore actif durant la période historique, de temps en temps réactivé (dernière éruption : janvier-février
1820).
Les deux branches de rift actives actuelles relie Sainte-Rose à Saint-Philippe en une parabole passant
par les cratères. Près de 9 0 % d e s éruptions historiques prennent naissance dans cette zone.
Les faisceaux d e dykes profonds formés par la forte injection de lave dans les fractures "en cuillère"
(voir Figure 24), constituent une zone de décollement préférentielle : ce grand arc Sainte-Rose - cratèresSaint-Philippe représente la trace probable du futur effondrement d'ensemble du bloc du Grand Brûlé. C e
bloc est en train de glisser vers la mer : les cisaillements de mars 1986 au Tremblet en sont un indice.
Rapport BRGM R 38588
16
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
départ des
coulées de
1800
,
,
A /
rempart
du Tremblet
Grand Brûlé
SW
océan N E
Basse
Vallée
SW
océan
NE
départ des
coulées de PHon
Ste Rose (mal 1977)
rempart de
Bols Blanc
Grand
Brûlé
SSE
océan
Figure 12 - Coupes transversales montrant le gonflement des zones de rift (portions de rifts
situées hors de l'Enclos)
(d'après Stieltjes, 1986a)
A l'instar du gonflement général du volcan bouclier ou du cône central de la Fournaise, sous reffet de
l'injection d'une grande quantité de laves, les deux branches actives hors de l'Enclos sont affectées par le
gonflement superficiel créé par l'injection de laves dans les flancs du volcan avant de parvenir en surface.
Cette morphologie est caractéristique des zones latérales de rift de type hawaiien.
Rapport BRGM R 38588
17
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.3.3. Effondrements d e l'édifice : effondrements gravitaires, calderas, cratères
2.3.3.1.
Les gigantesques
décakilométrique)
effondrements
gravitaires de
l'édifice (échelle
L a construction des deux édifices volcaniques de la Réunion est ponctuée, au fur et à mesure de
leur croissance, par de gigantesques affaissements gravitaires de leurs flancs, d'ampleur
kilométrique à décakilométrique, de forme généralement parabolique, pouvant s'entrecroiser dans
la zone centrale du volcan du Piton des Neiges (zone des cirques) [figure 13], ou se développant
en paliers successifs le long d'un axe au Piton de la Fournaise.
Leur imbrication est complexe (figure 13) : elle détermine la découpe parfois surprenante des
remparts et crêtes des cirques, le tracé de bien des rivages et falaises côtières, le tracé de très
nombreuses ravines dont l'écoulement se fait souvent de manière oblique par rapport à la ligne de
plus grande pente, et d'autre part dont les décrochements en baïonnette indiquent l'intersection de
mouvements tectoniques et/ou gravitaires.
Les gigantesques affaissements gravitaires de l'édifice se marquent encore dans la morphologie
des flancs des deux volcans, avec des ruptures de pente brutales qui vont alors influer sur la
nature des sols formés sur cendres et sur laves mais aussi sur l'importance du décapage par
l'érosion. Les falaises du Grand Brûlé, par exemple, représentent quelques portions de traces de
gigantesques effondrements du volcan.
Dans le volcan de la Fournaise, le processus d'évolution volcano-tectonique s'est réalisé par une
succession de gigantesques glissements de l'ensemble du volcan vers l'Est (figure 14), puisqu'à
l'Ouest il s'appuie sur la masse du Piton des Neiges (20), ce qui apparaît sur la carte dans la région
de la Plaine des Palmistes et des Hauts de Saint-Benoît.
C e schéma d'évolution, s'il demande à être précisé à partir des données géologiques, est confirmé
d'une part par les simulations mathématiques du comportement mécanique de l'édifice (21>, et
d'autre part, par la masse d'environ 5 0 0 k m 3 de paquets de matériaux glissés en mer, issus de
laves récentes (10 000 à 100 000 ans), formant des champs de buttes caractéristiques des
glissements ("hummocks"), d'avalanches de débris, que l'on retrouve jusqu'à plus de 10 k m au
large sur les flancs du Grand Brûlé (-22\
(2°)Duffield, Stieltjes et Varet, 1982
(21>Gratier, Chevallier et Boudon, 1982 ; Paul, 1983 ; Sassi, 1986
(22)|_énat et Labazuy, 1990
Rapport B R G M R 38588
18
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Figure 13 - Trace des principaux effondrements gravitaires des deux volcans de l'île de la
Réunion
C e s affaissements de l'édifice se produisent au fur et à mesure de son édification : ils traduisent l'instabilité
naturelle des flancs d'un édifice volcanique.
Leur imbrication est complexe ; elle détermine la découpe des remparts et des crêtes des cirques, des
grandes rivières ; elle conditionne le tracé des ravines, souvent obliques par rapport à la ligne de plus
grande pente, et fréquemment avec leur décrochement en baïonnette.
Les calderas d'effondrement, d'origine volcanique, reprennent généralement différentes traces
d'effondrement de diverses générations ; leur trace est soulignée par des injections d e m a g m a parfois
différencié (trachy-syénites dans Citaos, Mafate et Salazie).
Le volcan de la Fournaise, appuyé sur le contrefort que représente le Piton des Neiges à l'Ouest, s'affaisse
aujourd'hui vers rEst : les effondrements successifs (rivières des Remparts, d e rEst,...) jusqu'à Taxe
fissurai actif actuel passant par le cratère, reprennent la trace de ces grands affaissements gravitaires du
volcan vers l'océan.
Rapport BRGM R 38588
19
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
L a rivière des Remparts souligne la trace du premier effondrement, produit il y a 300 0 0 0 ans
environ (figure 14). L e Grand Pays, (amont de larivièreLangevin), le rempart des Sables et la
rivière de l'Est soulignent la trace du deuxième glissement en masse de l'édifice, survenu il y a
150 000 ans environ. Enfin, l'axe émissif actuel passant par le cratère et formant les zones de rifis
latérales (vers Sainte-Rose au Nord, vers Saint-Philippe au Sud), constitue le troisième
glissement en masse : il fait office de zone d'injection privilégiée actuelle de m a g m a , puisqu'il
alimente la quasi totalité des éruptions sub-actuelles et actuelles.
2.3.3.2.
*
Glissements de terrain de grande ampleur et mouvement
Mouvements
de terrain actuels
de grande ampleur (échelle kilométrique)
L'imbrication des gigantesques effondrements gravitaires de l'édifice (échelle : 10 k m ) ont
provoqué des instabilités secondaires de grande ampleur des édifices (échelle kilométrique) qui se
sont alors effondrés par pans entiers des flancs des volcans.
D a n s le volcan de la Fournaise : les glissements de versants de grande ampleur forment des
plaines d'effondrement d'altitude plus ou moins comblées par les laves récentes c o m m e la Plaine
des Palmistes, et à l'intérieur m ê m e de l'Enclos, la Plaine des Osmondes.
Sous la Plaine des Cafres, des paléomorphologies d'érosion enfouies sous les laves récentes,
ébauchées d'après l'interprétation d'images satellite ont été retrouvées par prospection
géophysique A M T et électrique (23l
•
Mouvements
de terrain actuels
Les mouvements de terrain actuels (glissements-tassements, coulées de boue, effondrement
d'écaillés ou de panneaux, glissements de grande ampleur, éboulement d'extension
catastrophique,...) érodent et évacuent progressivement vers l'océan les volumes énormes des
produits des gigantesques glissements et des glissements de grande ampleur, mobilisés par des
dégradations successives de la cohésion des empilements de lave, au fur et à mesure des
effondrements (Figure 25) : coulées de boue, avalanches de débris, alluvions, colluvions, brèches
d'écroulement, éboulis,...
(23>Duchamps et al., 1989
Rapport BRGM
R 38588
20
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
300 000 ans
150 000 ans
actuel
Figure 14 - Modèle d'évolution du volcan de la Fournaise depuis 300 000 ans, par
affaissements gravitaires successifs de l'édifice
(modifié, d'après Duffield, Stieltjes et Varet, 1982)
Les effondrements successifs de blocs entiers du volcan, le long de failles "en cuillère", forment les
effondrements successifs soulignées par la Rivière des Remparts (1er effondrement), le Rempart des
Sables (2ème effrondrement), le Rempart de Bellecombe (3ème effondrement). C e s failles d'affaissement
de l'édifice descendent jusqu'aux réservoirs principaux de m a g m a dont la vidange partielle (après une série
d'éruptions faisant sortir d e gros volumes d e m a g m a ) a créé un "vide" qui provoque l'affaissement
d'ensemble du volcan, à la manière d'un gigantesque gâteau.
La base de ces affaissements gravitaires, d'ampleur kilométrique à décakilométrique, pourrait descendre
jusqu'à des anciens réservoirs magmatiques aujourd'hui refroidis. L'un de ces réservoirs a été atteint par un
forage profond de 3 000 m réalisé dans le Grand Brûlé lors de l'exploration géothermique de la caldera de
l'Enclos (1985) : le m a g m a cristallisé est formé de gabbro (température à 300 m : 144°C).
Rapport BRGM R 38588
21
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.3.4. Calderas H
(*) U n e caldera est un grand effondrement volcanique, de forme plus ou moins circulaire, dont le
diamètre est généralement supérieur à 1 k m (c'est-à-dire beaucoup plus grand que ceux des
cratères qui se trouvent à l'intérieur).
Elle se forme suite à l'effondrement d'un réservoir de m a g m a intervenant après une vidange
de celui-ci, suite à des émissions de volumes importants de m a g m a , sous forme effusive ou
explosive.
Les dimensions d'une caldera sont en rapport avec les dimensions du réservoir magmatique
qui a conduit à leur formation.
Les structures d'effondrement inférieures à 1 k m de diamètre sont appellees "puits
d'effondrement".
A la Réunion, les traces de calderas de forme typique (empreinte superficielle de forme plus ou
moins circulaire et fermée) sont difficiles à trouver dans leur totalité, du fait de leur surimposition
sur des structures d'effondrement gravitaires imbriquées préexistantes. Les tentatives de dessiner
des calderas classiques à partir de fragments de murs de calderas reconnus, ont conduit bien des
auteurs à chercher à "fermer à tout prix" des structures calderiques qui, peut-être, ne se referment
ici jamais vraiment ? D ' o ù un certain nombre d'interprétations hasardeuses de la tectonique
visible, raccordant parfois rapidement des portions de limite de caldera avec des effondrements
gravitaires (non reconnus alors c o m m e tels) ou d'autres structures tectoniques dont le dessin
partiel permet de refermer un tracé sans toujours un souci de cohérence volcanologique.
Aujourd'hui encore, les arguments géologiques sont encore insuffisants pour établir un bilan
satisfaisant des calderas des deux volcans. U n certain nombre de données permettent toutefois de
faire un point sur la question.
D a n s le volcan de la Fournaise, en dehors des deux cratères sommitaux, la seule structure
d'effondrement bien individualisée, et considérée c o m m e simple jusqu'à il y a quelques années, est
la "caldera de l'Enclos", datée à 4 750 ans (-24\ délimitée par son rempart en forme de U . L a
poursuite de cette structure dans la partie sous-marine du volcan c o m m e n c e à être bien étudiée
depuis les campagnes bathymétriques et océanographiques menées durant la décennie 1980 (25>
qui ont souligné le fait que cette structure n'est en fait pas simple, s'ouvrant en deux branches de
plus de 12 k m de longueur vers 1 000 m de fond après une virgulation (figure 15).
Les effondrements antérieurs à celui de l'Enclos remonteraient jusqu'à une période comprise entre
- 2 8 0 0 0 0 et - 220 000 ans (26) . Leur développement dans l'espace est encore très mal maîtrisé,
ainsi que l'illustrent les premières tentatives de cartographies à 1/50 000 puis à 1/25 000 <27), qui
suggèrent des traces partiellement différentes de la poursuite des escarpements desrivièresde
l'Est et des Remparts, mais sans argumentation déterminante (figure 16).
(24)
(25)
(26)
<27)
Bachelery, 1981 ; Gillot, Nativel et Condomines, 1990
Averous, 1983 ; Lénat, 1987 ; Lénat et Bachelery, 1989 ; Lénat et Labazuy, 1990
Gillot et Nativel, 1989 ; Gillot, Nativel et Condomines, 1990
Chevallier et Bachelery, 1981 ; Stieltjes, 1986
Rapport BRGM R 38588
22
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Figure 15 - Prolongement des principales structures d'effondrement sous l'océan (de type
"caldera" et de type "gravitaire") au large de l'Enclos d u volcan de la
Fournaise.
Interprétation d'après les données bathymétriques
Rapport BRGM
R 38588
23
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Figure 16 - Localisation au sein de l'Enclos des deux cratères d'effondrement sommitaux du
volcan de la Fournaise : le cratère Bory et le cratère Dolomieu
C e s deux cratères en forme de puits allongés (ellipsoïdaux) ont des parois très abruptes, traduisant les
effondrements successifs du sommet du cône central à la suite des nombreuses éruptions.
L'évolution de ces cratères est permanente, en taille, en forme, en profondeur, au gré des éruptions
successives (qui remplissent de lave ces puits) et des effondrements qui ensuivent la vidange des
réservoirs superficiels de lave.
Rapport BRGM R 38588
24
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Les jeux successifs des effondrements de type "caldera" et ceux de type "gravitaire" sont très mal
déterminés. Il est probable que les effondrements de type "caldera", s'ils ont été initiés par des
affaissements volcanogéniques du bouclier, ont été guidés par les lignes de faiblesses
préexistantes liées aux effondrements de type "gravitaires".
Les calderas de la Fournaise (comme d'ailleurs celles du Piton des Neiges), sont donc d'un type
très particulier puisqu'elles n'ont pas tendance à se fermer en "cirque", mais plutôt à s'ouvrir en
auge en forme de U (Enclos), et plus souvent en forme de coupe à ouverture parabolique (rivière
des Remparts, rivière de l'Est,...).
2.3.5. Cratères
L'évolution des cratères actuels de la Fournaise a été suivie, décrite, dessinée ou cartographiée en
quasi continuité depuis trois siècles jusqu'à leur morphologie actuelle < 28) .
E n effet, la zone sommitale du Piton de la Fournaise a connu de nombreuses modifications
morphologiques et constitue aujourd'hui encore le secteur éruptif le plus actif du volcan
(tableau 1,figure17).
D e u x cratères d'effondrement en forme d'ellipse, adjacents, couronnent aujourd'hui le sommet du
cône central de l'Enclos (figure 16) : le plus grand est le cratère Dolomieu (1 125 m x 725 m )
dont la profondeur varie de 5 0 m à 160 m : le plus petit est le cratère Bory (250 m x 125 m ) , dont
la profondeur maximale est de 50 m .
2.3.5.1.
Le cratère Bory :
C'était, semble-t-il, le seul cratère sommital existant avant 1766 : les observateurs du volcan
l'appelaient alors le "cratère Brûlant" (figure 17). Sa morphologie était alors bien différente de
celle d'aujourd'hui, si l'on en juge par les dessins qu'en a laissé Bory de Saint Vincent en 1801.
L'activité eruptive semble y avoir été importante jusqu'au X I X e siècle.
Depuis 1911, seules de petites éruptions ont eu lieu dans le cratère, liées le plus souvent à
l'ouverture en zone sommitale de systèmes de fissures se développant essentiellement sur les
flancs du volcan. C e fut le cas en particulier en 1937, 1942, 1979 et 1981.
2.3.5.2.
Le cratère Dolomieu :
C e cratère ne semble s'être formé qu'en 1766 à la suite d'une violente éruption ayant projeté des
cendres sur une grande partie de l'île. Mais l'existence de cette "nouvelle bouche", c o m m e
l'appelèrent les observateurs d'alors, fut vite remplacée par une grosse protubérance de lave que
Bory de Saint Vincent dessina et n o m m a le "mamelon central". Cette construction particulière,
d'environ 5 0 mètres de haut, constituée d'un empilement de scories et de petites langues de lave, a
disparu entre 1817 et 1825. A son emplacement, en 1851, existait une zone effondrée préfigurant
l'actuel Enclos Velain.
(28)
Bory de St Vincent, 1804, 1820, Velain ; 1875 ; Lacroix, 1939 ; Bachelery, 1981 ; Lénat et
Bachelery, 1990
Rapport BRGM R 38588
25
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
U n e troisième "bouche" d'une profondeur de 40 mètres pour 200 mètres de diamètre, s'ouvrit en
1791, à l'Est du mamelon central. C'est elle qui porta, à partir de 1801, le n o m de cratère
Dolomieu, et qui fut dès lors la structure la plus active de la zone sommitale. Lorsque Bory de
Saint Vincent l'observa en 1801, elle était occupée par un lac de lave actif.
Entre 1791 et 1911, la taille et la forme du cratère Dolomieu ont fréquemment varié (tableau 1).
Date
Profondeur ( m )
Diamètre ( m )
1791
40
200
1801
quelques mètres
390
1844
0
0
1851
300
150
1859
0
0
1860
200
200
1874
150
400
1889
200
150
1890
25
200
1911
0
0
—Remplissage
—Remplissage
—Remplissage puis effondrement
—Remplissage
Tableau 1 - Variations de taille et de forme du cratère Dolomieu en 1 siècle (1791-1911)
(d'après Bachelery, 1981)
Les évolutions du système caldérique sommital sont mieux connues après 1911 (figure 17), date à
laquelle le cratère Dolomieu était comblé, l'Enclos Velain se comblant petit à petit.
E n 1927, apparut une nouvelle "cuvette" d'effondrement d'environ 100 mètres de diamètre pour
quelques mètres de profondeur. C e "nouveau" cratère Dolomieu continua à s'agrandir jusqu'en
1930 où il atteignit 500 mètres de diamètre et 50 mètres de profondeur. A son tour, à partir de
1933, l'Enclos Velain s'effondra (150 mètres de diamètre et 30 mètres de profondeur). Les deux
cavités se rejoignirent en 1934, l'effondrement étant toujours plus marqué à l'Est. L a partie est,
communément appelée "cratère Brûlant", atteignit la profondeur de 150 mètres alors que l'Enclos
Velain s'effondra de 50 mètres. L'ensemble porte le n o m de cratère Dolomieu.
Après 1936, la partie Est (cratère Brûlant) ne semble plus s'effondrer ; elle se comble, au
contraire, à la faveur d'éruptions intra-cratériennes en 1946, 1955, 1963, 1964, 1973, 1975,
1986. Le fond du Dolomieu est remonté ainsi de près de 100 mètres. Par contre, l'effondrement
s'est poursuivi encore quelques temps au niveau de l'Enclos Velain (environ 30 mètres).
Rapport BRGM
R 38588
26
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
Figure 1 7 - Evolution récente de la morphologie des cratères sommitaux d u volcan de la
Fournaise en 70 années (entre 1911 et 1983)
(d'après P . Bachelery, 1981)
A la suite de l'éruption de décembre 1985-janvier 1986, les deux unités du cratère Dolomieu sont
au m ê m e niveau, l'ancienne séparation ayant été pratiquement entièrement recouverte par la
coulée.
Ces deux cratères actuels ne représentent que l'aboutissement de l'évolution très récente des
structures sommitales du volcan. E n effet, il semble qu'il y ait eu une migration du Nord-Ouest
vers le Sud-Est des cratères avec le temps, ainsi que semblent l'indiquer certains indices
minéralogiques d'une part (29), structuraux d'autre part (3°) : ainsi, il y a près de 10 000 ans; le ou
les cratères étaient situés au niveau de la Plaine des Sables actuelle.
<29> Clocchiatti, Havette, Nativel, 1979
(30> Lénat, 1987 ; Lénat et Bachelery, 1990
Rapport BRGM R 38588
27
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.3.6. Fracturations annulaires et radiales
A la iracturation linéaire des édifices volcaniques de la Réunion se superposent des fracturations
radiales, liées à l'évolution morphologique
et volcanique des deux volcans boucliers :
gonflements, effondrements (calderas, cratères,...).
2.3.6.1.
Autour des cratères actuels du volcan de la Fournaise
L a première ceinture radiale et annulaire souligne le gonflement du cône central sous l'effet de la
montée de m a g m a des éruptions actuelles, et la fracturation qui y est également liée : fissures
émissives et non émissives (figure 18). Cette zone est recoupée par la zone de rift actuelle,
traversant le Dolomieu (voirfigure11).
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Figure 18 - Fracturation annulaire et radiale de la zone sommitale d u cône central d u
volcan de la Fournaise
(d'après Stieltjes, 1986)
Rapport BRGM R 38588
28
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.3.6.2.
A l'échelle de l'ensemble de l'édifice
Cette fois, et c o m m e pour le massif du Piton des Neiges, le volcan de la Fournaise présente des
structures annulaires d'effondrement, d'échelle kilométrique à décakilometnque, recoupée par des
séries de dykes en disposition radiale par rapport au cratère central (figure 19).
Figure 19 - Fissuration radiale rayonnante matérialisée par les intrusions de lave (= dykes)
dans les principales calderas et effondrements gravitaires successifs d u volcan
(d'après Stieltjes, 1986)
Cette fissuration radiale est provoquée par le gonflement du volcan dans son ensemble sous l'effet d e
l'injection de m a g m a depuis les profondeurs.
L'échelle de la déformation est énorme : plusieurs kilomètres à une dizaine de kilomètres.
Rapport BRGM
R 38588
29
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.4.
PETROLOGIE ET GEOCHIMIE DES LAVES D E LA REUNION
2.4.1. Composition et évolution minéralogique et pétrologique des magmas de
la Réunion
Produites par une importante fusion des couches supérieures o u profondes dans le manteau
terrestre, les laves constituant le formidables édifice volcanique de la Réunion (7 0 0 0 m de haut,
2 0 0 k m de diamètre à la base) sont, en apparence, de composition extrêmement monotone : il
s'agit essentiellement de roches basaltiques s'empilant sur plusieurs milliers de mètres d'épaisseur.
Volcan
Type de
volcan
Série
pétrologique
Type de lave
Origine
Lieu
N°
échantillon
Chimie
(oxydes)
Si02
Ti02
Al203
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K20
P2O5
H20+
H20Total
PLAINE
DES
CAFRES
PITON DE LA FOURNAISE
Bouclier
ancien
Bouclier
récent
Bouclier actuel
(caldera d e l'Enclos)
Série alcaline
basalte
coulée
Bérive
(Gd Tampon)
FTyl
basalte
coulée
Sainte Rose
(riv. de l'Est)
F7220
basalte
coulée
Enclos
(août 1972)
F721
basalte
coulée
Enclos
(Sept 1972)
F724
hawaiite
coulée
Petite Ferme
( T a m p o n , 24 e )
47.71
2.81
14.21
3.37
8.70
0.18
7.30
11.32
2.37
0.73
0.22
0.74
0.16
99.82
48.27
2.74
14.12
4.01
7.39
0.16
7.89
11.04
2.93
0.66
0.14
0.26
0.08
99.69
45.89
3.28
15.85
4.85
9.56
0.02
5.91
10.82
1.73
0.83
1.00
0.30
0.19
100.23
46.93
3.87
17.36
2.21
10.15
0.07
6.12
10.91
1.30
0.61
0.08
0.86
0.06
100.53
47.84
2.56
14.31
4.21
7.52
0.17
9.16
8.78
3.33
1.18
0.20
0.21
0.04
99.51
Bouclier
récent
F41
Tableau 2 - Analyses chimiques représentatives des principaux types de laves des volcans de
la Réunion
(d'après Nativel et al., 1979)
Rapport BRGM
R 38588
30
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.4.1.1.
Composition du magma
original, et genèse des laves de la Réunion
Les données fournies par la géochimie des m a g m a s permettent aujourd'hui de caractériser le
volcanisme de la Réunion :
^
Les laves basaltes de la Réunion ont les caractères de m a g m a produits par u n pointchaud plutôt que celles produites par une dorsale.
L'homogénéité géochimique des laves et du magma-parent dans le temps et dans l'espace, la
profondeur de cette source magmatique primitive (75 à 90 k m ) , les rapports isotopiques du
strontium (87Sr/86Sr = 0.7042), sont quelques-uns des arguments principaux concourant pour
attribuer l'origine des basaltes de la Réunion à la fusion du manteau terrestre liée à u n point
chaud.
• ^ L a composition d u m a g m a évolue dans le temps et donne successivement 2 séries
magmatiques distinctes (figure 20)<31) :
•
une série tholéiitique transitionnelle à la base de l'édifice, essentiellement formée
d'océanite et de basalte à olivine, (jusque vers - 450.000 ans), connue dans le Piton des
Neiges seulement, formant le volcan bouclier initial ;
•
une série alcaline au sommet de l'édifice, donnant plusieurs sous-séries :
•
une série alcaline différenciée dans le Piton des Neiges, allant depuis les basaltes
jusqu'à des trachytes et comendites, (de - 350.000 ans à - 20.000 ans), formant le
volcan composite sommital ;
•
une série alcaline transitionnelle non différenciée au Piton de la Fournaise,
produisant des océanites et des basaltes, (de - 530.000 ans à aujourd'hui), formant le
volcan bouclier actuel ;
•
une série alcaline transitionnelle peu différenciée à la Plaine des Cafres,
probablement liée à un petit réservoir, donnant des basaltes et des hawaiites,
(entre - 80.000 ans et - 20.000 ans), formant des coulées sur les flancs de la Fournaise.
• ^ L e passage de la série tholéiitique aux séries alcalines pourrait être liée à une
contamination du m a g m a à quelques kilomètres sous le sommet du volcan.
Les laves du volcan actif (Piton de la Fournaise) et celles des derniers stades des séries
différenciées du Piton des Neiges sont légèrement plus alcalines que les laves du bouclier
primitif au Piton des Neiges. L'enrichissement alcalin pourrait être le résultat d'un degré de
fusion partielle plus faible dans le manteau pour les dernières éruptions ; mais les taux de Zr
et de terres rares dans les laves ne permettent pas d'admettre ce modèle^ 32 ).
U n e autre explication de cet enrichissement alcalin viendrait d'une contamination à partir d'une
faible fusion des empilements des séries anciennes à des profondeurs de quelques kilomètres
sous le sommerÁ 33 ).
• ^ L a température de la chambre magmatique au sein de ces empilements, vers 5 k m de
profondeur, est évaluée entre 1200°C et 1300°C.
(31) Lacroix, 1 9 3 6 ; Upton et W a d w o r t h . 1965, 1966, 1967, 1969, 1970, 1 9 7 2 ; Nativel, 1976.
Ludden, 1978 ; ... pour ne citer que les études initiales
(32) Upton et Wadworth, 1970, 1972
(33> Fisketal., 1988
Rapport BRGM R 38588
1978;
31
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
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S.I.
Figure 20 - Diagrammes de variations des éléments majeurs des laves de la série
différenciée du Piton des Neiges et du Piton d e la Fournaise en fonction de
l'indice S.I.* (d'après Nativel, Joron et Treuil, 1979)
l'indice S.l. s'exprime ainsi :
MgO x 100
' M g O + 0,9(Fe2O3) + F e O + N a ^ O + t ^ O
Les laves du Piton des Neiges constituent, depuis 350.000 ans une série différenciée continue allant des
basaltes (terme basique, peu différencié : D.I. < 20) jusqu'à des comendites (terme acide, très différencié :
Dl > 90). Cette différenciation avancée souligne révolution du stade de volcan bouclier à celui de volcan
composite (depuis 350.000 ans)
Les laves d u Piton d e la Fournaise, groupées avec celles d e la Plaine d e s Cafres, montrent un début
de différenciation sur l'axe de la Plaine des Cafres allant depuis des basaltes jusqu'à des hawaiites. Le
volcan actif (Fournaise) poursuit sa croissance de volcan bouclier, alors que des réservoirs adjacents
commencent à se différencier (Plaine des Cafres).
Rapport BRGM
R 38588
32
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
2.4.1.2.
Réservoirs magmatiques
et évolution des
magmas
L'évolution minéralogique et chimique des laves de la Réunion amène à se poser le problème de la
différenciation des m a g m a s au sein d'une ou plusieurs chambres magmatiques.
Diverses hypothèses ont été émises basées uniquement sur des résultats d'analyses pétrologiques
et géochimiques.
Le contrôle cartographique de terrain de ces données analytiques, distribution spatiale et
temporelle des laves par rapport à la fracturation tectonique et à la croissance de l'édifice, permet
de favoriser certaines de ces hypothèses.
• • L a série alcaline transitionnelle d u Piton de la Fournaise semble géochimiquement
beaucoup plus proche de la série alcaline du Piton des Neiges que ne le sont les 2 séries
successives d u Piton des Neiges entre elles : transitionnelle (volcan bouclier) et alcaline
(volcan composite)^33).
•ï Les deux séries alcalines (Piton des Neiges et Piton de la Fournaise) seraient liées à u n
m a g m a parent unique, qui ne peut dériver d u m a g m a océanitique transitionnel que si
celui-ci a été contaminé et enrichi en alcalins par l'assimilation de laves d u bouclier
ancien (33).
-^ Les deux séries alcalines, (Piton des Neiges et Piton de la Fournaise) ont une activité
simultanée à partir de -350.000 ans jusqu'à - 20.000 ans, période à laquelle le Piton des
Neiges cesse son activité, alors que la Fournaise poursuit la sienne jusqu'à aujourd'hui.
•^ Les basaltes de la Réunion sont souvent très porphyriques, c o m m e c'est d'ailleurs le cas
pour la plupart des îles océaniques intraplaques.
Les assemblages de phénocristaux (olivine + plagioclase + augite) peuvent exister aussi bien
dans les basaltes tholéiitiques transitionnels que dans les basaltes alcalins (figure 21)( 34 ).
A la Réunion, l'association olivine + augite se rencontre rarement dans la série tholéiitique
transitionnelle*, et un peu plus souvent dans la série alcaline**.
Par contre, les laves porphyriques à plagioclase ("roches pintades") sont beaucoup plus
fréquentes, aussi bien dans les séries des boucliers que dans celles du volcan composite.
*
une telle association minérale se rencontre dans les laves tholéiitiques transitionnelles des Iles de
Maurice et d'Anjouan.
** cette association est très courante dans les laves alcalines de Tahiti, de nie Crozet, ...
C") Fisketal., 1988
<34) Nativel et al., 1979
Rapport BRGM R 38588
33
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
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Figure 21 - Composition et évolution minéralogique des laves
différenciées des deux volcans de la Réunion
(d'après Nativel, Joron et Treuil, 1979, modifié)
des séries alcalines
C e diagramme est particulièrement instructif : il fait à la fois à la fois ressortir la composition minéralogique
de chaque type d e lave d e la série différenciée, ainsi q u e le parallélisme minéralogique entre les séries
différenciées du (Piton d e s Neiges ; Piton d e la Fournaise + Plaine des Cafres).
La différenciation d e la série alcaline est liée à une cristallisation fractionnée en 3 phases :
1)
cristallisation de folivine et du spinelle : formation des océanites et des basaltes ;
2)
cristallisation majoritaire de pyroxene et d e plagioclase : formation d'hawaiite et de mugearite.
3)
cristallisation d'amphibole et de feldspath alcalin (anorthose) : formation d e benmoréite, de trachyte et
de comendite.
Rapport B R G M R 38588
34
Texte explicatif préliminaire de la carte à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
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