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Les origines et les conséquences du volcanisme en Islande

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Aurélie Thaveau Université Pierre et Marie Curie Tuteur : Mr Villemant DEUG 2ème année- ST2 Année 1999/2000

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Remerciements : à Mr Villemant pour m’avoir aider à réaliser ce mémoire. [1] Photo page de garde : éruption du Vatnajökull du 18/12/1998.

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Plan Introduction Première partie : Les origines du volcanisme islandais 1. Les différentes sources des magmas basaltiques d’après la variation des

éléments traces et des isotopes. a) Les variations des compositions isotopiques . b) Les variations des compositions des terres rares.

2. Les sources mantelliques et le modèle de mélange appliqués à l’Islande a) La position intermédiaire de l’Islande. b) Les variations de compositions isotopiques et des terres rares en

fonction de la latitude ou extension du point chaud. 3. longueurs d’ondes des anomalies et symétrie du point chaud. Deuxième partie : La répartition des terrains basaltiques et des différents types d’appareils volcaniques. 1. Répartition des terrains basaltiques : a) les plateaux basaltiques b)le graben : axe de symétrie structurale 2. Répartition du volcanisme récent :

a) les volcans fissuraux. b) Les volcans centraux. c) Les volcans sous glaciaires. d) Les volcans sous marins. e) Analyse des basaltes d’un système volcanique central : l’Askja.

3. Mécanisme de fracturation et mise en place de la croûte. Troisième partie : L’activité hydrothermale 1. Généralités :

a) définitions comportement des eaux en profondeur

2. Répartition de cette activité en Islande. a) Les champs de basses températures. b) Les champs de hautes températures.

3. L’origine de l’eau de ses sources : météorique ou juvénile ? Conclusion. Bibliographie.

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Introduction :

L’Islande, pays bien connu pour ses volcans et ses geysers, est une île

située au Nord de l’océan Atlantique, au niveau du cercle polaire arctique. La superficie de l’île est de 103000 km2, et est constitué à 99,9% de roches volcaniques, le reste étant des dépôts sédimentaires. C’est à cet endroit de la ride medio- atlantique que la production de magma est la plus importante, permettant ainsi l’émersion de l’île. Cet excès est en partie du à l’existence d’un point chaud, situé à l’aplomb de la dorsale au niveau de l’Islande, identifié par les anomalies géophysiques et chimiques et plus récemment par tomographie sismique. Le point chaud a une zone source beaucoup plus profonde que celle des dorsales. On a donc 2 origines pour le magmatisme islandais : l’une (point chaud) plus profonde que l’autre (dorsale).Il est difficile de distinguer quelles sont les roches qui appartiennent à l’une ou l’autre activité magmatique. On peut se demander comment « cohabitent » ces 2 types de magmas dans le manteau et comment ils se répartissent. Plusieurs méthodes permettent de prouver l’existence de ce point chaud sous l’Islande, telles que la sismique, la pétrologie , la géochimie. Ce mémoire se basera sur des données géochimiques qui reposent sur les variations des éléments traces et des isotopes. On parle alors de géochimie descriptive. Les éléments traces contrastent avec les éléments majeurs par leur très grande variation de teneur suivant les types de roches : on peux dire qu’ils sont discriminants. De même les teneurs en isotopes vont varier en fonction de leur comportement dans les liquides, ou les solides, et de leur zone source. Dans un premier temps nous essaierons de mettre en évidence le mélange de source magmatique. Ensuite nous verrons comment se répartissent les basaltes et l’activité volcanique. Enfin nous parlerons d’une des conséquences directement liée à son activité volcanique : l’activité hydrothermale qui comprend les solfatares, les fumerolles, les sources d’eau chaudes, et enfin les plus connus les geysers.

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Première partie LES ORIGINES DU VOLCANISME ISLANDAIS

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1. Les différentes sources des magmas basaltiques actuels d’après la variation

des éléments traces. Le comportement des éléments chimique dépend de leur affinité avec la phase solide ou la phase liquide. Les liquides résiduels issus de la production de magma verront leurs compositions changées, ils sont donc différenciés. On introduit la notion de coefficient de partage D, où D= [X.]solide/[X.]liquide . Les éléments incompatibles ou hygromagmaphiles, préfèrent les liquides magmatiques , avec un D inférieur à 1. Les éléments compatibles, quant à eux, préférent les solides et D>1. Dans le cas où D=1 on parle d’élément inerte. On verra que le comportement des éléments est important pour l’évolution de son milieu, comme le manteau ou la croûte par exemple. Les éléments chimiques sont donc des outils pour une géochimie descriptive. a) Les variations de composition isotopique Les caractéristiques isotopiques du manteau supérieur actuel sont obtenues grâce au volcanisme des dorsales. Les MORB( Mid Océanique Ridge Basalt) sont issus de la fusion partielle du manteau supérieur au niveau des dorsales. Le rapport isotopique initial de Sr (strontium), c’est à dire celui du manteau primordial, est estimé à 0.699 (BABI : basaltic achondrite best initial). Le rapport du manteau initial a évolué lentement au cours du temps dans un manteau profond, considéré comme un système clos. A l’inverse la partie supérieure du manteau a évolué, subissant des phénomènes de fusion partielle qui a génèré et génère encore la croûte océanique et continentale. Le système est alors dit ouvert. En général les MORB sont pauvres en terres rares légères et en éléments incompatible, un MORB typique a un rapport 87 Sr/86Sr = 0.7021. Ce sont les fusions successives qui conduisent à l’appauvrissement en éléments incompatibles et à l’enrichissement en éléments compatibles. L’appauvrissement ou l’enrichissement du manteau est donc lié aux comportements des éléments qui la composent. On prendra ici 2 exemples de comportement celui du Rb/Sr et celui de Nd/Sm Comportement du couple Rb/Sr : L’élément Rb est plus incompatible que Sr (élément fils). Tous les isotopes d’un même élément ont le même comportement.

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Il en résulte donc que 87 Rb passe plus facilement dans le magma que 87 Sr. Après solidification le basalte qui s’est enrichi en 87 Rb se désintégre en 87 Sr, d’après la réaction suivante : 87 Rb→87 Sr + -1e0 . Le rapport de 87 Sr/86Sr, des roches issues de la cristallisation, a augmenté. Le solide résiduel lui s’est appauvri en 87 Rb, le rapport 87 Sr/86Sr du manteau résiduel lui augmente beaucoup plus faiblement. Ce rapport dépend donc du milieu dont il est issu. Les éléments Rb/Sr sont qualifiés d’éléments traceurs . Figure 1 : variation de 87 Sr/86Sr en fonction du temps. On voit que la fusion partielle qui engendre la croûte contribue à l’appauvrissement du manteau supérieur. D’où (87 Sr/86Sr)manteau inférieur > (87 Sr/86Sr)manteau supérieur Comportement du couple Sm/Nd : A l’ inverse du couple précédent, Nd (éléments fils) passe préférentiellement dans les liquides que Sm ( élément père). 147 Sm a une forte affinité pour le solide résiduel, où il continue à se désintégrer selon la réaction suivante : 147 Sm →4 2He + 143 Nd. C’est donc le solide résiduel qui s’enrichit en 143 Nd. Un rapport élevé en 143Nd/144Nd indique que la source est un manteau profond. Un rapport 143Nd/144Nd faible lui indique un manteau moins profond, en effet plus le manteau a fondu , plus le 143 Nd est « dilué » dans le liquide issu de cette fusion. D’où (143Nd/144Nd) manteau inférieur < (143Nd/144Nd) manteau supérieur .

Figure 2. variation 143Nd/144Nd en fonction du temps

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D ‘après le schéma (figure 3) on voit que les MORB occupent un petit espace, les rapports varient donc très peu. Leurs composition et celle de leur source mantellique est homogène. Ils sont caractérisés par une forte teneur en Nd et une teneur faible en Sr, ils proviennent donc du manteau supérieur, ou appauvri. Par contre les basaltes des îles océaniques, OIB ( Océanic Island Baslte), occupent une large zone dans ce diagramme. Ils auront des compositions plus variées. Le point Bulk Earth, ou composition de la terre moyenne, situé à 0.705 de 87 Sr/86Sr et à 0.5126 pour le 143Nd/144Nd. Les OIB incluent dans leur domaine le point de la Terre moyenne. D’après leurs composition ils sont issus d’un manteau plus profond que le manteau à l’origine des MORB. On peut suggérer l’hypothèse d’un point chaud ou d’un volcanisme d’arc insulaire. b) Les variations de compositions des terres rares : Les terres rares, ou lanthanides, comprennent 15 éléments, dont 14 naturels allant du Lanthane (La, N=51) au Lutétium (Lu, N=71) . On appelle les terres rares légères celles qui vont du lanthane au Néodyme (Nd), les TR lourdes vont de Dy à Lu. Les propriétés géochimiques des terres rares sont très voisines. Lors de la formation de la terre, c’est le manteau qui a emmagasiné les terres rares, au détriment du noyau. De nombreuses fusions de la partie supérieure du manteau ont contribué à son appauvrissement en terres rares légères ( l’appauvrissement en terres rares lourdes est plus faible). Figure 4 : Variation du rapport des terres rares dans les basaltes et les MORB D’après la position des MORB on en déduit qu’ils proviennent d’un manteau contenant peu de terres rares légères, c’est à dire du manteau supérieur appauvri donc peu profond.

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2. les sources mantelliques et le modèle de mélange appliqué à L’Islande a) La position intermédiaire de l’Islande Sur ce schéma (figure 5) 2 zones sont importantes : celle de la composition de la Terre moyenne ou encore composition du manteau originel, il faut noter cependant qu’il ne s’agit que d’une valeur théorique, calculé par rapport aux chondrites et La zone des MORB. La plus part des basaltes, sauf exceptions, se situent entre le rapport de la terre moyenne et celui des MORB. La composition des MORB reflète un manteau appauvri : rapport 87 Sr/86Sr faible et un rapport en 143Nd/144Nd plus élevé, par rapport à la terre moyenne qui elle est issue d’un manteau enrichi, puisqu’il n’a pas , ou très peu, subit de fusion. Les basaltes de l’Islande sont situés entre ces 2 zones , ils ont une composition intermédiaire entre un manteau primordial et un manteau appauvri. Ces basaltes sont donc issus d’un mélange entre des basalte de type MORB, manteau supérieur et des basaltes provenant d’un manteau plus profond.

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b) les variations des terres rares et des compositions isotopiques en fonction de la latitude : extension du point chaud. !!! Données chimiques : la variation des terres rares le long de la ride de

Reykjanes. Ce diagramme (cf. figure 6) comprend 3 segments, dont l’allure varie avec la latitude. A première vue on peut voir qu’ils se comportent différemment. On sait aussi comment varie la teneur des basaltes en fonction des terres rares( cf.figure4). Si l’on résume les données suivantes on peut en déduire une différence de composition des régions sources, il y a 2 sources qui sont géochimiquement différentes. L’une est enrichie l’autre appauvrie (en terres rares). Si on compare les 2 graphes (figure 4 et 6) on voit que: -Le segment 53°-61°N a une allure de type MORB, c’est à dire qu’il est pauvre en terres rares légères, ce basalte provient du manteau supérieur. -Le segment 63°-65°N qui est plus riche en terre rare légère et provient donc d’un manteau plus profond. -Le troisième segment, 61°-63°N, lui présente une variation intermédiaire entre les 2 types de basaltes : d’où l’idée d’un mélange. !!! Les données isotopiques : variation des isotopes 206Pb/204Pb, 208Pb/204Pb, 87

Sr/86Sr . Ce sont des LILE Large Ion Lithophile Elément. Les rapports isotopiques lourds sont capitaux pour l’étude des basaltes puisqu’ils fournissent des informations directes sur les hétérogénéité du manteau. De la même manière que le Sr le plomb (Pb), isotope lourd, varie de la même façon. Le Pb est issu de la chaîne de décroissance de l’ 238 U ( 1 des isotopes de l’Uranium). Le manteau primordial est riche en U , donc en Pb. Les liquides issus de ce type de manteau présenteront alors un rapport élevé en Pb. Sur la figure 7 les différents rapports isotopiques suivent la même courbe, ils sont corrélés positivement. Si l’on découpe ces courbes on voit que :

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-Entre 65°-64.3°N les rapports sont élevés, ce qui correspond à un manteau de type primordial. C’est un manteau riche en terres rares légères, en Rb et en U. Le liquide issu de ce manteau présentera alors des rapports élevés en 206Pb/204Pb, 208Pb/204Pb, 87 Sr/86Sr , et en La/Sm. Après avoir passé l’axe de la ride les rapports diminuent jusqu’à tendre vers un rapport stable. Donc plus on s’éloigne de la dorsale plus les rapports diminuent, ce qui correspond à une source appauvrie. - Entre 61 ° et 52 °N on a des rapports isotopiques plus faibles, caractéristiques d’un magma tholéiitique de type MORB. C’est une source appauvrie en éléments incompatibles tel le Rb, l’U, et les terres rares légères. La composition des basaltes indique la composition de la source mantellique. Les caractéristiques d’un magma sont donc caractéristiques de la source mantellique !!! Les données physique : la bathymétrie Une coupe bathymétrique le long de l’axe de la dorsale medio- Atlantique montre des profondeurs minimales au niveau de l’Islande : la ride émerge . Elle redescend progressivement jusqu’à 60° N et chute a une profondeur de 4 km, profondeur normale pour une dorsale. (cf. Figure 8). Pour que la ride dépasse le niveau de la mer, il faut une production intense de magma. C’est pourquoi on pourrait penser que la variation de profondeur de la ride est certainement lié à l’activité d’un point chaud.

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3. Longueurs d’ondes des anomalies et symétrie du point chaud. Les variations chimiques et physiques montrent des anomalies qui sont de 3 natures différentes : -géochimique :λc

-de profondeur ou d’élévation : λp

-gravimétrique : λg L’ anomalie géochimique est mise en évidence par la variation des rapports isotopiques et de terres rares. L’ anomalie de profondeur est le résultat de la variation bathymètrique. L’ anomalie gravimétrique elle est liée au phénomène d’isostasie ou encore de compensation, liée au retour à un équilibre du système . Ces anomalies sont présentes sur une certaine distance, on parle de longueur d’onde de l’anomalie. En Islande on voit que l’anomalie gravimétrique est la plus grande, ensuite vient celle d’élévation et enfin la plus petite : l’anomalie géochimique. Ces 3 anomalies suggèrent la présence d’un point chaud situé à l’aplomb de la dorsale. De plus la variation des terres rares et des isotopes, confirme bien l’hypothèse de l’existence de ce point chaud. Il « poinçonne » et déforme la ride medio atlantique (bombement qui lui permet d’émerger). Ce point chaud provient du manteau inférieur( enrichi) et remonte sous forme de diapir (composant des manteaux enrichis). Le matériel fondu a une densité plus faible que le manteau avoisinant. Grâce à cette différence de densité ce liquide remonte doucement jusqu’au manteau supérieur. En remontant ce liquide est contaminé par un manteau de plus en plus appauvri. C’est cette contamination qui produira des basaltes de compositions intermédiaires. La dorsale atlantique est qualifiée de dorsale lente, c’est à dire qu’elle possède une zone axiale nettement plus large que dans les dorsales rapides. C’est dans les dorsales lentes que les diapirs sont plus volumineux. On résumera ces résultats par un schéma synthétique (figure 9). Le point chaud ne déforme pas la ride de façon symétrique. Au contraire il est dissymétrique et s’étend vers le Sud. (cf. figure 10) Le point chaud apparaît plus épais au Nord qu’au Sud. Cette épaisseur aurait-elle une influence sur le volcanisme ?

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Deuxième partie

REPARTTION DE TERRAINS BASALTIQUES ET DES DIFFERENTS TYPES D’APPAREILS VOLCANIQUES

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1. répartition des terrains basaltiques a) les plateaux basaltiques -Des plateaux de basaltes d’âge tertiaire ( cf. Répartition figure11) se situent à l’est, au nord-ouest et à l’ouest et se répartissent sur 200 km de largeur. C’est dans ces terrains que l’on trouve les plus anciens basaltes. Les datations radiométriques indiquent que les plus vielles roche exposées en Islande sont : ! A l’Est de 13.6 Ma ! Au Nord-Ouest 15 Ma ! Au Nord 12 Ma Ces âges sont bas comparé à l’âge estimé de l’activité du point chaud qui remonte à 25 Ma environ. Mais les plus anciens basaltes ont du être recouvert par d’importantes coulées de laves, comme par exemple des trapps. Les basaltes tertiaires sont des énormes coulées de lave empilées les une sur les autres formant des trapps. L’ensemble des plateaux basaltiques tertiares occupent 50% de l’île. L’érosion est intense car le substrat rocheux est soumis à l’action des glaciers et des volcans. L’érosion due aux glaciers a nivelé ces reliefs ne laissant plus que des plateaux ne dépassant pas actuellement 1200m d’altitude . L’érosion des plateaux est à l’origine des fjords islandais. b)Le graben : Ces plateaux se sont effondrés au centre de l’île dont le point de convergence est le graben(cf. figure 12). Ce graben médian, de 120 km de large au Nord et de 250 km de large au sud, sépare les plateaux basaltiques Il peut être appelé « axe de symétrie structurale » de l’île. Il couvre 1/3 de la superficie de l’Islande et est le siège de l’ensemble du volcanisme actuel. Plus on s’éloigne de l’effondrement central plus, si l’on se dirrige vers l’ouest ou vers l’est, les appareils volcaniques sont de plus en plus anciens (allant du quaternaire au tertiaire).

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On remarque que la répartition des terrains basaltiques récents s’effectue parallèlement à des axes de direction N-E, au Sud et de direction N-S dans la partie Nord (cf. figure 13). Ces directions illustrent le phénomène de dérive des continents à partir de la dorsale. La partie occidentale de l’île appartient à la plaque américaine et dérive vers l’ouest, tandis que la partie orientale, qui appartient à la plaque Eurasie, dérive vers l’Est.

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2. Répartition du volcanisme récent : a) les volcans fissuraux : Les volcans fissuraux apparaissent sur des fractures éruptives, parfois longue de plusieurs km. On peut voir que le graben a une forme de « Y », les fissures sont disposées en 2 zones l’une ayant des fissures de direction N 10° et parallèles les unes aux autres. Les autres ont aussi une direction N 10°, mais elles sont disposées en relais. Ces fissures montrent bien le phénomène de l’ouverture de la ride. A cet endroit de la ride la production de magma est importante, il en résulte donc une croûte épaisse que l’on pourra assimilée à une croûte continentale. Cette croûte se fissure sous une contrainte en extension produite par l’ouverture de la ride. Le magma remonte le long de ces fractures et édifie plusieurs cratères, actifs simultanément. Sous ce type de volcans il n’y a pas de réservoir magmatique. Ses éruptions donnent lieues à d’énormes coulées de lave. Ce type d’éruption est souvent très longue, elle peut durée pendant plusieurs années. En Islande les volcans fissuraux se situent dans le graben (cf. figure 13). Par exemple le Vatnaöldur au Sud de Thorsisvatn a émis plusieurs coulées, dont celle de la grande Thjorsa : coulée de 150 km étalée sur 800 km² et un volume de 15 km 3 . Elle aurait moins de 6600 ans. C’est le plus grand épanchement post-glaciaire de la Terre. b) les volcans centraux : A la différence des volcans fissuraux les volcans centraux sont issus d’une sortie de magma unique. Ce sont en général de gros édifices. En Islande on les nomme « Eldborg », ce qui veut dire : « Forteresse de lave et de feu ». dans les volcans centraux on trouve 2 types de volcans :

- les boucliers. - les stratovolcans.

L’émission de lave très fluide permet la mise en place de bouclier (type hawaïen). On en dénombre une vingtaine en Islande dont le volcan Krafla Ce volcan central forme un bouclier, en bas large d’environ 25 km de diamètre.

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Le krafla a développé une caldeira qui mesure : -10 km d’Est en Ouest.

- 8 km du Nord au Sud. Cette caldeira s’est formée lors de la dernière période interglaciaire. Actuellement cette caldeira c’est remplie avec du matériel volcanique(retombées). Les stratovolcans sont représenté par le Snaefelljökull et Hekla. c) Les volcans sous glaciaires : une activité spécifique à l’ Islande ! généralités La position de l’Islande, au niveau du cercle polaire, fait que les plus grands édifices sont recouverts par des glaciers. C’est donc une activité spécifique à l’Islande. Les éruptions de ces volcans provoquent la fonte de la glace qui les entoure. Il en résulte une eau de fusion qui chargée de cendres volcaniques ressort au pied des glaciers sous forme de coulées de boue volumineuse appelées Jökulhaups. Elles dévalent les pentes du glacier à toute vitesse .Ces coulées de boues sont beaucoup plus dangereuses que des coulées de la lave, car elles peuvent atteindre un débit très important. Les volcans sous glaciaires peuvent être fissuraux ou centraux Les volcans fissuraux sont représentés par : -Bardarbunga au Nord-Ouest du glacier du Vatnajökull -Katla. Les volcans sous glaciaires centraux : -Ooefajökull au Sud du Vatnajökull -Snaefellsjökull. ! L’éruption du Vatnajökull (30/09-13/10 1996) : Le Vatnajökull est situé au Sud-Est de l’Islande. Il est composé de 6 volcans dont les principaux sont le Bardarbunga et Grimsvotn .C’est un volcan de type fissural.

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-Le 29/09/1996 à 10 h 48 un tremblement de terre, de magnitude 5 sur l’échelle de Richter secoue le Vatnajökull au niveau de la faille active qui relie le volcan Bardarbunga au lac Grimsvotn. Plusieurs séismes de magnitude 3-4 lui succèderont. -Le matin du 01/10/1996 : un avion découvre un affaissement au niveau du Bardar unga, de la surface du glacier, au même endroit où avait eu lieu l’éruption en 1938. Durant toute la journée cet affaissement continuera de s’enfoncer. Ces dépressions sont le signe qu’en profondeur la glace a commencée de fondre sous l’effet du magma à 1000°C. Simultanément la couverture de glace de la caldeira de Grimstovn, situé à 15 km au Sud de la fissure active sous glacière, commence à monter. Ce phénomène est du à l’eau qui a fondue et qui percole sous le glacier à travers les fissures glaciaires jusqu’au lac sous glacière de Grimstovn. -Le 2 octobre l’éruption, ponctuée par des explosions rythmiques, traverse la glace laissant place à des nuages de cendres noirs pouvant atteindre 500 m de haut et aussi à un énorme nuage de vapeur, du à la vaporisation du glacier, haut de 4 km. -Le 05/10/1996 Le lac de Grimstovn a emmagasiné 3 milliards de tonnes d’eau. Il en résulte alors une pression énorme, fissurant la glace et permettant ainsi à l’eau de s’échapper d’abord sous le glacier ensuite à l’air libre. Cette eau s’est transformée en coulée de boue, « Jökulhaups », dévastant tout, comme les ponts et routes, sur son chemin. Face à ce phénomène dévastateur on comprend alors l’intérêt d’étudier les éruptions sous glaciaires. Tout ceci afin de d’augmanter non seulement l’éfficacité des interprétations que l’on peut faire des données collectées, mais aussi la qualité des prévisions en termes de risques naturels. d) les volcans sous marins : Il est difficile de les répertorier, sauf s’ils émergent. Ce type de volcanisme est qualifié d’hygromagmatique. Le mélange de l’eau de mer à 4°C avec de lave à 1000°C, provoque un panache blanc de vapeur d’eau et des gerbes de cendres noires appelées cypréssoïdes. Une fois émergés ces volcans deviennent effusifs.

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e) Analyse des basaltes d’un système volcanique central : L’Askja L’Askja est un volcan central c’est à dire qu’il y a canalisation et stockage de magma en profondeur dans une chambre magmatique. Le magma stagnant peut donc se différencier. Au contraire des volcans fissuraux qui eux ne stockent pas la lave. On placera les valeurs des tableaux ( Figure 15) dans un diagramme Na2O+ K2O en fonction de SiO2 et dans un diagramme MgO en fonction de SiO2 .

Ces diagrammes permettent de mettre immédiatement en évidence les évolutions magmatiques (cf. figure 16 et 17). Ici on peut voir sur le graphique ( cf.figure 17) MgO en fonction de SiO2 que les basaltes une courbe d’évolution typique d’une cristallisation fractionnée. On peut donc voir que le téphra de Viti, est très différencié : c’est une rhyolite du fait d’une forte teneur en SiO2 et d’une faible teneur en MgO. Les basaltes ont une composition tholéiitique c’est à dire qu’ils sont issus d’un manteau appauvri et donc probablement du manteau supérieur. Le téphra de Viti date de 1875, il est donc contemporain à la formation de la caldeira du système volcanique Askja. La présence de cette rhyolite implique nécessairement l’existence d’une chambre magmatique, où elle a pu se différencier à partir d’un liquide primaire. Lors de la formation d’une caldeira il y a expulsion de tout le matériel contenu dans la chambre magmatique. La lave expulsée peut être une lave très différenciée, d’où la composition rhyolitique du téphra. Cette expulsion conduit à l’ effondrement de la chambre magmatique. Par contre les basaltes issues des coulées comprise entre 1875 et maintenant sont de type basalte tholeiitique. Une nouvelle chambre magmatique se serait mis en place, alimentée par la fissure situé juste en dessous du système volcanique d’Askja(cf. figure 13). On est donc reparti dans un nouveau cycle de différenciation. Dans le graben il y a donc coexistence de système fissuraux et de systèmes centraux, à l’origine des séries magmatiques.

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3. Mécanisme de croissance de la croûte : Les éruptions ont une fréquence de 1 tout les 5 ans, durant le dernier siècle. La dynamique de la tectonique des plaques peut être expliquée par une accumulation graduelle de contraintes le long de la ride en réponse à la tectonique des plaques qui s’éloignent de 2 cm/an, durant les derniers milliers d’années. Les accumulations de contraintes durent 100 ans ou plus et sont alternés par des périodes d’activités qui durent seulement quelques années. C’est durant ces phases actives que le magma remonte sous le volcan central et est stocké dans une chambre magmatique peu profonde. Lorsque la contrainte se relâche le magma peut remonter jusqu’à la surface. Exemple à Krafla l’arrivée de magma est de l’ordre de 5 m3/an. Pendant les périodes de relâchement court le magma est expulsé depuis le chambre magmatique jusque dans les fissures formant des dykes. En résumé les contraintes sont périodiquement relâchées et accompagnent un magmatisme changeant depuis une injection primaire, les dykes,à une explosion de lave.

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Troisième partie

L’ACTIVITE HYDROTHERMALE

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1.Généralités sur l’activité hydrothermale.

a) Définitions :

Les activités hydrothermales sont des formes d’activités paravolcaniques qui sont caractérisés par des émanations de gaz ou d’eaux à des températures anormalement élevées. Elles caractérisent, le fait que le volcan est en inactivité éruptive. Les sources hydrothermales n’existent que dans des zones où le gradient géothermique est anormalement élevé, ce sont donc généralement des zones volcaniques. La position de l’Islande se prête particulièrement à ce type d’activité. Les mofettes sont des émanations de gaz d’anhydride carbonique à des températures peu élevées . Les Fumerolles quant à elles sont issues de terrains de plus hautes températures. Les gaz sont essentiellement de la vapeur d’eau , de l’anhydride carbonique et sulfureux, de l’hydrogène sulfuré, du méthane, de l’ hydrogène et de l’azote . Les solfatares ont de fortes teneurs en composés sulfurés. Les sources chaudes sont issues des eaux météoriques qui s’infiltrent en profondeur, ou des eaux contenues dans le manteau.Ces eaux atteignent des zones de températures anormalement élevées où elles se réchauffent. L’eau remonte vers le surface par des jeux de fissures, jusqu’à sa projection en surface . Dans certains cas spécifiques la pression de la vapeur d’eau piégée projette de l’eau en hauteur : c’est un geyser( du mot geysir en islandais). La température d’éruption d’un geyser est de 100°c en moyenne. L’apparition en surface de ces différentes activités est liée à leur teneur en gaz. Le gaz étant plus léger que le manteau qui est une phase condensée, ce qui lui permet de remonter. b) Comportement des eaux en profondeur : Les eaux à hautes températures circulant en profondeur sont douées d’un haut pouvoir de dissolution. Elles dissolvent les gaz d’origine profonde anhydrides carboniques, hydrogène, les composés chlorés fluorés et soufrés, les sels métalliques , lesquels se déposent dans les fissures et les anfractuosités des terrains qui les traversent et cristallisent.

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2. Répartition de cette activité. L’hydrothermalisme islandais est dû à son volcanisme récent, c’est à dire qu’il sera situé essentielement sur le graben. Les champs solfatoriens, sources d’eaux chaudes, fumerolles et geysers font parti intégrante du paysage. On distingue 2 types d’activité thermale : une de basse température( inférieure à 150°C) et l’autre de haute température. a)Les champs de basses températures : Les zones de basses températures, au nombre de 250, sont les plus nombreuses et ont une températures moyenne de 75°C. Elles sont localisées essentiellement dans les basaltes tertiaires. Leurs manifestations les plus courantes sont les sources chaudes alcaline, les fumerolles étant rares(puisque c’est une zone de basse températures). b) les champs de hautes températures Les zones de hautes températures, au nombre de 20, sont situées dans le graben médian, lieu d’activité du volcanisme récent. Ces zones de hautes températures sont représentées par des solfatares . De telles sources sont liées à un volcanisme différencié voire acide. Les eaux sont souvent riches en silice et engendrent des dépôts de geysérites Des volcans endormis tels que Hekla, Askja, Krafla sont ponctués par des activités hydrothermales, telles que les solfatares et les fumerolles, témoins d’une activité passée ou d’une éruption à venir.

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3. L’origine de l’eau de ses sources : météorique ou juvéniles ? Les origines des eaux hydrothermale peuvent être de 2 sortes : - l’une provenant d’une source météorique - l’autre d’une source plus profonde(eaux juvéniles). Pour savoir l’origine de ces eaux il faut faire des analyses isotopiques des isotopes suivant : D ou 2H, 3H, 18O. En effet les eaux météorique et profondes n’ont pas les même composition. Pour l’eau on utilisera les variations de 18 O et de 2 H(ou D). Comportement des eaux météoriques : C’est une eau de surface, elle est donc sujette à des condensations - évaporations. La vapeur d’eau issue des mers et des océans est pauvre en isotopes lourd et possède un δ18 O et un δ D négatif. La phase liquide issue de la condensation aura des des δ18 O et δ D plus fort que dans la phase vapeur. La vapeur d’eau résiduelle sera encore plus appauvrie. Par conséquents les condensations suivantes seront plus faibles que les premières. La composition isotopique des eaux météoriques est fonction de la température moyenne annuelle de la latitude et de l’altitude. Comportement des eaux juvéniles : Les eaux juvéniles (souterraines et hydrothermales) peuvent voir leur isotopes de l’oxygène variés, du fait de leur contact avec les roches avec lesquelles elles percolent.Il en résulte donc un δ18 O plus élevé. Par contre la teneur en δ D ne change pas, ceci est dû à la pauvreté de la croûte en H. On tiendra compte alors d’un rapport eau/roche.

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En regardant le schéma suivant on voit la zone de composition des eaux météoritiques et celles de roches profondes. Une analyse chimiques des ses eaux aurait permis de les placer dans le diagramme δ D en fonction de δ18 O et ainsi connaître leur provenance. L’explosion de la bombe H a contribué à l’enrichissement de l’atmosphère en tritium. Les eaux météoriques récentes ont donc une teneur anormalement élevées en tritium. On parle d’ eau météorique récente car l’eau une fois dans les profondeurs reste pendant un certain temps avant d’être rejeté à la surface, on parle alors de cycle.

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Conclusion Les analyses géochimiques confirment bien l’existence d’un point chaud sous la dorsale. Si différents domaines de la science permettent de démontrer l’existence de ce point chaud, il ne faut surtout pas les négliger, ils sont complémentaires. Par exemple les données de la sismique permettent de savoir la morphologie de cette anomalies thermiques. « Une équipe américano islandiase a mesuré, grâce à une batterie de sismomètres portables déployée sur l’ensemble de l’Islande,…. Résultat le point chaud ressemble à un cylindre quasi vertical , d’un diamètre d’environ 300 km, où la température serait plus de 200°C supérieure à celle du manteau avoisinant. Ce cylindre s’étend à plus de 400 km de profondeur , voire comme le montre une autre étude américano-islandaise, jusqu’à près de700 km. Le cœur du panache se trouve exactement à l’aplomb de la zone volcanique la lus active de l’île. » (L a recherche, n°296, en bref). L’existence de ce point chaud sous la dorsale permet un mélange de source. La répartition es terrains basaltiques met bien en évidence : - les basaltes des plateaux (tholéiitiques). - les basaltes de la zone active où coexistent des systèmes fissuraux(basaltes tholéiitiques) et des volcans centraux (séries) lié à l’existence de chambres magmatiques. L’activité hydrothermale y est intense. Les Islandais ont su tirer profit de l’énergie géothermique, comme les serres, le chauffage central, piscines chauffées… permettant ainsi d’économiser la consommation de pétrole et de faire une économie d’énergie et aussi de s’accommoder a leur climat rude. Ils apparaissent comme les pionniers dans l’utilisation des vapeurs de la Terre.

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Bibliographie [1] the Nordic Volcanological institute : http\\www.norvol.hi.is\grimsvotn.html, photo de Karl Grönvold. [2] DERCOURT,J et J. PAQUET._ « Géologie objets et méthodes »_. Dunod, 1995, page 105. [3], [11] VOGT, P.R, B.E.Tucholke._ « the décade of North Américan géology project »_. Volume M : the western North Atlantic région, The géologicale society of América, 1986, p140, 142,175. [4] GENTE P. _ « Etude morphostructurale comparative de dorsales océaniques à taux d’expansion variés. »,1987,Thèse doctorat univ.Brest, p371. [5] BARDINTZEFF,J.M._ « volcanologie »_. Dunod, 1992, p184. [6],[7], [8] KRAFFT,M et F.D. LAROUZIERE _ « Guide des volcans d’Europe »_. Delachaux et Niestlé, 1999 p133, 139, 141. [9] LE FOULON, ML Eurêka n°16,février 1997, p 35. [10] the Nordic Volcanological institute : http:\\www.norvol.hi.is\askja.html . ! La recherche n°296._ « les dessous chauds de l’Islande dévoilés »_. Mars

1997, en bref.