Texte explicatif préliminaire - InfoTerreinfoterre.brgm.fr/rapports/RR-38588-FR.pdfIsolée en plein océan, à 700 km à l'Est de Madagascar, à 1 700 km du Mozambique, 6 200 km de

BRGM DE LA REUNIÙN

Texte explicatif préliminairede la carte géologique du volcanPiton de la Fournaise à 1/25 000

Laurent Stieltjes

septembre 1995Rapport du BRGM R 38588

numéro de référence P 9326200558

BRGMSERVICE GEOLOGIQUE NATIONAL

Département utilisation et protection de l'espace géologiqueGroupe Risques naturels et Géoprospective

BP 167 - 13276 MARSEILLE CEDEX 09 - FRANCE - T é l . ; (33) 91 17 74 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 1/25 000 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 cartographique final à 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 volcan-bouclier 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 200 k m .

L a structure de l'édifice d u volcan de la Fournaise (comme 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, ... Le 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 volcan-bouclier 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 -80 000 ans et - 20 000 ans), formant des coulées sur les flancs de la Fournaise.

Rapport BRGM R 38588


PREAMBULE

L a première tranche de la carte géologique à 1/25 000 du volcan Piton de la Fournaise (La Réunion) concerne deux secteurs :

1 - l'Enclos (110 k m 2 ) , 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 , sur financement du Ministère de la Recherche.

Le 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 cartographique final à 1/25 000, qui sera réalisé en fin de programme.



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 1.1.2. Cadre océanique 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 de rift anciennes 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 18 2.3.3.2. Glissements de terrain de grande ampleur et mouvement de terrain actuels 20

2.3.4. Calderas (*) 22



2.3.5. Cratères 25

2.3.5.1. Le cratère Bory 25 2.3.5.2. Le cratère Dolomieu 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 magmas de la Réunion 30

2.4.1.1. Composition du magma original, et genèse des laves de la Réunion 31

2.4.1.2. Réservoirs magmatiques et évolution des magmas 33

REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 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



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 70 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



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 Sud et 55°30' de longitude Est), la Réunion est l'île la plus occidentale de l'archipel des Mascareignes, comprenant La Réunion, Maurice et Rodrigues (Figure 1).

Vierge de toute population et de toute occupation, elle est devenue française en 1642.

AMIRANTES

Alphonse

SEYCHELLES

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



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, sud-ouest 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

Dans 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 de 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 Gondwana (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.

Le 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.

Rapport BRGM R 38588 2


Figure 2 - Le continent de Gondwana, 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 de 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 80 millions d'années (Crétacé supérieur) : L'Inde et le microcontinent des Seychelles encore groupés, se séparent à leur tour de Madagascar.

Il y a 60 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 de ce continent, ce qui favorise le début des glaciations antarctiques (bien antérieures au Quaternaire), modifiant le climat mondial et les phénomènes de variations des niveaux et des courants océaniques.



1.2.2. Structure géologique de l'océan Indien : rides d'accrétion actives et fossiles, volcanisme de 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 200 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).

L e 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 200 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 200 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 ) 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).

(2) 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.

(3) Bonneville (1990).



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).



2. GRANDS TRAITS GEOLOGIQUES DE LA REUNION

2.1. MORPHOLOGIE : LA RÉUNION, VASTE VOLCAN - BOUCLIER OCÉANIQUE

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 _

• Piton des Fournaise I— 10 km Neiges

v "* niveau marin

, , 70 km »i , Plancher i i océanique I, 190km . •(

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

Rapport B R G M R 38588 6


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)



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

VOLCANS

OCEANIQUES

DE

POINT-CHAUD

Vésuve Etna Fuji-Yama

.ocean

La Réunion

Hawaii (Grande Ile)

ocean

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).

Le 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). Le 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).



1 Km

U„ Pointe des Galets

Cirque Cirque

de d e

Matate Selazie /

PITON DES NEIGES ( 3 069 m )

Plaine des

Cafres

PITON DE LA FOURNAISE

NW

Pointe de la Table

l O c é a n Indien

SE

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 VOLCANOLOGIQUE DE LA REUNION

2 . 2 . 1 . Vision volcanologique 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 <7H8) (instabilité des versants, hydrogéologie), de la pétrologie et de la volcanologie ont conduit à proposer une vision volcanologique nouvelle du Piton des Neiges (1986) (9X10) : 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 30 000 à 20 000 ans avant J.C. environ (figure 8).

(4) (5) (6) (7) (8) (9) (10)

Billard, 1974 Upton et Wadworth, 1965 McDougall, 1971 Chevallier, 1979 Stieltjes et Robert, 1981 Duffield et Stieltjes, non publié Stieltjes, 1986



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

volcan boudier strato- J_ -volcan |

océanites

J-Vk

séries alcalines

A - - LÂkj Piton des Neiges

périodes eruptives

volcan | bouclier |

Piton de Fournaise

T-

Ä. . . Plaine des Cafres

Age | 2 millions 1,5

d'années 1 million d'années

0.5 actuel

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 (d'après Stieltjes, 1986a et b)

(M> Stieltjes, 1991



2.2.2.. Massif d u Piton de la Fournaise : un 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, rivière de 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 du "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 de gonflement de ces zones, sont encore hypothétiques.

<12) Upton et W a d w o r t h , 1966, 1 9 7 2 ; Ludden , 1 9 7 8 ; Nativel, 1978 ; Fisk et al., 1 9 8 8 .



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 du 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.

La 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



Ainsi, des levers géologiques détaillés ou généraux dans les grandes rivières du 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 Cafres et la plaine d e s Palmistes : a x e volcanique récent joignant les d e u x vo lcans

A u cours de la période de 30 000 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 DU 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 60, 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.



/ * %&' iN 80-95 St-Denls / &ZQ», _ —" '

i&'

St-Boport/

/ Q 'N80-95

N 80-95

St-Louls

/ St-Plerre

N 80-95

* *

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

(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.



2 .3 .2 . L e s z o n e s d e rift anciennes et récentes d u Piton de la Fournaise

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 (17 ) . Bien qu'elles aient effectivement une 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 du Piton de la Fournaise. Cette dispersion des intrusions, sur une surface environ cinq fois plus grande qu'au M a u n a Loa 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 de rift produit un gonflement de la zone, qui est u n critère morphologique d'identification de ces zones (figure 12).

L'orientation des zones de rift du 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 Grand-Brûlé) (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



Figure 11 - Les zones de 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 % des éruptions historiques prennent naissance dans cette zone.

Les faisceaux de 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 - cratères-Saint-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.



départ des coulées de

1800

SW

SW

, rempart , du Tremblet

A / Grand Brûlé

Basse Vallée

océan N E

océan N E

rempart de Bols Blanc

départ des coulées de PHon Ste Rose (mal 1977)

SSE océan

Grand Brûlé

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.



2.3.3. Effondrements d e l'édifice : effondrements gravitaires, calderas, cratères

2.3.3.1. Les gigantesques effondrements gravitaires de l'édifice (échelle décakilométrique)

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.

Ce 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 500 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



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 de 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, de rEst,...) jusqu'à Taxe fissurai actif actuel passant par le cratère, reprennent la trace de ces grands affaissements gravitaires du volcan vers l'océan.



L a rivière des Remparts souligne la trace du premier effondrement, produit il y a 300 000 ans environ (figure 14). Le Grand Pays, (amont de la rivière Langevin), 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 de terrain actuels

* Mouvements 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.

Dans 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



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 de gros volumes de 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).

300 000 ans

150 000 ans

actuel



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 - 280000 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 des rivières de l'Est et des Remparts, mais sans argumentation déterminante (figure 16).

(24) Bachelery, 1981 ; Gillot, Nativel et Condomines, 1990 (25) Averous, 1983 ; Lénat, 1987 ; Lénat et Bachelery, 1989 ; Lénat et Labazuy, 1990 (26) Gillot et Nativel, 1989 ; Gillot, Nativel et Condomines, 1990 <27) Chevallier et Bachelery, 1981 ; Stieltjes, 1986



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.

Interprétation d'après les données bathymétriques



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.



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, figure 17).

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 50 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 50 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



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

1791

1801

1844

1851

1859

1860

1874

1889

1890

1911

Profondeur (m)

40

quelques mètres

0

300

0

200

150

200

25

0

Diamètre (m)

200

390

0

150

0

200

400

150

200

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).



Figure 17 - Evolution récente de la morphologie des cratères sommitaux du 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



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 (voir figure 11).

\ fissures emotiv**

bos« dj óómt ctntral

(

cratères d'effortortmenl

sommttoux du <Sôm*

Figure 18 - Fracturation annulaire et radiale de la zone sommitale du cône central du volcan de la Fournaise (d'après Stieltjes, 1986)



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 du volcan (d'après Stieltjes, 1986)

Cette fissuration radiale est provoquée par le gonflement du volcan dans son ensemble sous l'effet de 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.



2.4. PETROLOGIE ET GEOCHIMIE DES LAVES DE LA REUNION

2.4.1. Composition et évolution minéralogique et pétrologique des magmas de la Réunion

Produites par une importante fusion des couches supérieures ou profondes dans le manteau terrestre, les laves constituant le formidables édifice volcanique de la Réunion (7 000 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+ H20-Total

PITON DE LA FOURNAISE

Bouclier ancien

basalte coulée Bérive

(Gd Tampon) FTyl

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

Bouclier récent

basalte coulée

Sainte Rose (riv. de l'Est)

F7220

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

Bouclier actuel (caldera d e l'Enclos)

Série alcaline

basalte coulée Enclos

(août 1972) F721

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

basalte coulée Enclos

(Sept 1972) F724

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

PLAINE DES

CAFRES Bouclier

récent

hawaiite coulée

Petite Ferme (Tampon , 24e)

F41

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

Tableau 2 - Analyses chimiques représentatives des principaux types de laves des volcans de la Réunion (d'après Nativel et al., 1979)



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 un point-chaud 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 un point chaud.

• ^ L a composition du 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 sommerÁ33).

• ^ 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, 1936 ; Upton et Wadwor th . 1965, 1966, 1967, 1969, 1970, 1 9 7 2 ; Nativel, 1976. 1 9 7 8 ; Ludden, 1978 ; ... pour ne citer que les études initiales

(32) Upton et Wadworth , 1970, 1972 (33> Fisketal., 1988



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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 de la Fournaise en fonction de l'indice S.I.* (d'après Nativel, Joron et Treuil, 1979)

MgO x 100 l'indice S.l. s'exprime ainsi : ' 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 du Piton de la Fournaise, groupées avec celles d e la Plaine des 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).



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 du 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 du 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 un m a g m a parent unique, qui ne peut dériver du m a g m a océanitique transitionnel que si celui-ci a été contaminé et enrichi en alcalins par l'assimilation de laves du 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



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Figure 21 - Composition et évolution minéralogique des laves des séries alcalines différenciées des deux volcans de la Réunion

(d'après Nativel, Joron et Treuil, 1979, modifié)

C e d iagramme est particulièrement instructif : il fait à la fois à la fois ressortir la composition minéralogique de chaque type de lave d e la série différenciée, ainsi que 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 d e feldspath alcalin (anorthose) : formation d e benmoréite, d e trachyte et de comendite.



REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES

A V E R O U S P. (1983) - Esquisse géomorphologique des atterages de l'île de la Réunion. Doc. Terres australes et antarctiques françaises.

B A C H E L E R Y P. (1981) - Le Piton de la Fournaise (Ile de la Réunion) : étude volcanologique, structurale et pétrologique. Thèse 3e cycle, Clermont-Ferrand II.

B A C H E L E R Y P., M A I R I N E P. (1990) - Evolution volcano-structurale du Piton de la Fournaise depuis 0,53 M . a . In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 213-242.

B I L L A R D G . (1974) - Carte géologique de la France, La Réunion. B R G M , Orléans, 40 p., 4 feuilles 1/50 000.

B O N N E V I L L E A . (1990) - Structure de la lithosphère. In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 1-18.

B O R Y D E S A I N T - V I N C E N T J.B. (1804) - Voyage dans les quatre principales îles des mers d'Afrique. Paris, (Laffitte, Marseille, rééd. 1980).

B O R Y D E S A I N T - V I N C E N T J.B. (1820) - Sur une éruption de l'île de Mascareigne qui eut lieu en 1812. An. gén. Sei. Phys. Brusselles, 3, p. 145-154.

C H E V A L I E R L. (1979) - Structures et évolution du volcan Piton des Neiges, île de la Réunion : leurs relations avec les structures du Bassin des Mascareignes, Océan Indien occidental. Thèse 3e cycle, Grenoble.

C H E V A L L I E R L . , B A C H E L E R Y P. (1981) - Evolution structurale du volcan actif du Piton de la Fournaise, île de la Réunion, océan Indien occidental. Bull. Volccmol., 44, p. 723-741.

C L O C C H I A T T I R . , H A V E T T E A . , N A T I V E L P. (1979) - Relations pétrogénétiques entre les basaltes transitionnels et les océanites du Piton de la Fournaise (île de la Réunion, océan Indien) à partir de la composition chimique des inclusions vitreuses des olivines et des spinelles. Bull. Minéral, 102,p.511-525.

D E N I E L C . (1990) - Le magmatisme du Piton des Neiges. In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 115-144.

D U C H A M P S J . M . , M A T H I E U F, STIELTJES L . , V A C H E T T E (1989) - Identification de circulation d'eau souterraines dans les paléomorphologies et structures enfouies sous les hauts du Tampon : approche par bilan hydrologique et prospection géophysique (audiomagnétotellurique et sondages électriques). Rapport B R G M , n° 89 R E U 40.

D U F F I E L D W . A . , STIELTJES L. , V A R E T J. (1979) - Geological and geothermal studies of La Réunion : comparison with some features of Hawaiian volcanoes. Symp. of Hawaii, p. 11.



D U F F I E L D W . A . , STIELTJES L . , V A R E T J. (1982) - Huge landslide blocks in the growth of Piton de la Fournaise, La Réunion, and Kilauea Volcano, Hawaii. J. Vole. Geotherm. Res., 12, p. 147-160.

D U N C A N R . A . (1981) - Hot spot in the southern oceans : an absolute frame of reference for motion of the Gondwana continents. Tectonophysics, 74, p. 29-42.

D U N C A N R . A . , B A C K M A N J., P E T E R S O N L . (1989) - Reunion hotspot activity through tertiary time : initial results from the Ocean Drilling Program, leg 115. J! Vole. Geoth. Res, 36, p. 193-198.

F I S H E R R . L . , J O H N S O N B . L . , H E E Z E N B . C . (1967) - Mascarene plateau, Western Indian Ocean. Geol. Soc. Amer. Bull, 78, p. 1247-1266.

F I S H E R R . L . , S C A L T E R J .G. , M A C K E N Z I E P.P. (1971) - Evolution of the Central Indian ridge, Western Indian Ocean. Geol. Soc. Amer. Bull, 82, p. 553-562.

FISK M . R . , U P T O N B . G . J . , F O R D C E . , W H I T E W . M . (1988) - Geochemical and experimental study of the genesis of magmas of reunion island, Indian Ocean. J. Geophys. Res., 93, B 5 , p. 4933-4950.

G I L L O T P . Y . , N A T I V E L P. (1989) - Eruptive history of Piton de la Fournaise volcano, Réunion Island, Indian Ocean. J. Vole. Geoth. Res, 36, p. 53-65.

G I L L O T P . Y . , N A T I V E L P. , C O N D O M I N E S M . - (1990) - Géochronologie du Piton de la Fournaise. In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 243-256.

G O S L I N J., P A T R I A T P. (1984) - Absolute and relative motions and hypotheses on the origin of five aseismic ridges in the Indian Ocean. Tectonophysics, 101, p. 221-244.

G R A T I E R , C H E V A L L I E R , B O U D O N (1982) - Modélisation du comportement mécanique d'un édifice volcanique c o m m e le Piton de la Fournaise. Bull. PIRPSEV, n° 67, C N R S .

L A C R O I X A . (1936) - Les transformations récentes du sommet du volcan actif (Piton de la Fournaise de l'île de la Réunion). Bull. Volcctnol., II, 5, p. 3-17.

L A C R O L X A . (1939a) - Le volcan actif de l'île de la Réunion et ses produits. Paris, Gauthier-Villars, 297 p.

L A C R O L X A . (1939b) - Les étapes silencieuses de la formation d'un nouveau cratère à faciès de caldeira au sommet du Piton de la Fournaise (île de la Réunion). CR. Acad. Sei., Paris, 208, p. 58.

L E N A T J.F. (1987) - Structure et dynamique internes d'un volcan basaltique intraplaque océanique : le Piton de la Fournaise (Ile de la Réunion). Thèse, Univ. Clermont-Ferrand II.



L E N A T J.F., B A C H E L E R Y P. (1990) - Structure et fonctionnement de la zone centrale du Piton de la Fournaise. In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 257-296.

L E N A T J.F., L A B A Z U Y P. (1990) - Morphologies et structures sous-marines de la Réunion. In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 43-74.

L E R E B O U R P. (1987) - Etude du forage du Grand Brûlé (Piton de la Fournaise, île de la Réunion) : lithostratigraphie, pétrologie, mineralogies primaire et secondaire : conséquences sur l'évolution volcano-structurale du massif du Piton de la Fournaise. Thèse 3e cycle, Orsay, 198 p.

L U D D E N J.N. (1978a) - Magmatic evolution of the basaltic shield volcanoes of Réunion Island. J. Vole. Geoth. Res, 4, n° 1-2, p. 171-178.

L U D D E N J.N. (1978b) - Fractionation trends defined by residual glasses in the lavas and xenoliths of Piton de la Fournaise, Réunion Island. Canadian Mineral., 16, p. 265-276.

M C D O U G A L L I. (1971) - The geochronology and evolution of the young volcanic island of Reunion, Indian Ocean. Geochim. Cosmochim. Acta, 35, n° 3, p. 261-288.

M O R G A N W . J . (1981) - Hot spots tracks and the opening of the Atlantic and Indian oceans. In : The sea. 7 : die oceanic lithosphère, Emiliani (Ed.), Wiley, New-York, p. 443-487.

N A T I V E L P. (1976) - Trachytes quartzifères et comendites à la Réunion : aspects pétrologiques. Bull. Soc. géol. Fr., (7), XVIII, n° 5, p. 1357-1364.

N A T I V E L P. (1978) - Volcans de la Réunion. Pétrologie. Faciès zéolite (Piton des Neiges). Sublimés (Piton de la Fournaise). Thèse Doct., Orsay, 510 p.

N A T I V E L P., J O R O N J.L., T R E U I L M . (1979) - Etude pétrographique et géochimique des volcans de la Réunion. Bull. Soc. géol. Fr., (7), X I X , n° 4, p. 427-440.

N O R T O N I.O., S C L A T E R J.G., A model for the evolution of the Indian Ocean and the breakup of Gondwanaland. J. Geophys. Res., 84, 12, p. 6803-6830.

P A T R I A T P., S C H L I C H R . (1979) - Dorsale fossile dans le bassin des Mascareignes. 7e R . A . S . T . , Lyon, p. 355.

P A U L (1983) - Application de la méthode B L O C à l'étude de stabilité des versants des édifices volcaniques. Bull. PIRPSEV, n° 80, C N R S .

R A N Ç O N J.P. (1990) - Lithostratigraphie du forage du Grand-Brûlé. In : Le volcanisme de la Réunion : monographie, J.F. Lénat (Ed.). Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont-Ferrand, p. 187-200.

R A U N E T M . (1988) - Carte morpho-pédologique de la Réunion, 4 feuilles 1/50 000. C I R A D -IRAT.



R O B E R T D . (1980) - Inventaire et analyse systématique des différents ensembles d'intrusions volcaniques de la Réunion. Rapport B R G M , n° 80 S G N 532 G T H / 8 0 R E U 17.

SASSI (1986) - Simulation numérique de la déformation continue par la méthode des éléments distincts : application au comportement mécanique des édifices volcaniques. Bull. PIRPSEV, n° 112, C N R S .

S C H L I C H R . (1975) - Structure et âge de l'océan Indien occidental. Mém. hors-sér. Soc. géol. Fr., n° 6, 103 p.

S C H L I C H R . (1982) - The Indian ocean : aseismic ridges, spreading centers, and oceanic basins. In : The oceans basins and margins. Vol. 6 : The Indian Ocean, A . E . M . Nairn & F . G . Stehli (Eds), Plenum Press, New-Yrok and London, p. 51-147.

STIELTJES L . (1986a) - Coulées historiques du Piton de la Fournaise. Carte 1/25 000 et notice, B R G M , 43 p.

STIELTJES L . (1986b) - Carte géologique de la Réunion, 1/200 000. In : Atlas hydrogéologique de la Réunion, illustration n° 6.

STIELTJES L . (1991a) - Carte géologique de la Réunion 1/25 000, feuille de Saint-Leu. Ministère de l'Industrie, Conseil Général de la Réunion (à paraître).

STIELTJES L . (1991b) - Carte géologique de la Réunion 1/25 000, feuille de Saint-Pierre. Ministère de l'Industrie, Conseil Général de la Réunion (à paraître).

STIELTJES L . (1991c) - Carte géologique de la Réunion 1/25 000, feuille d'Etang Salé. Ministère de l'Industrie, Conseil Général de la Réunion (à paraître).

STIELTJES L . (1991d) - Carte géologique de la Réunion 1/25 000, feuille Le Port. Ministère de l'Industrie, Conseil Général de la Réunion (à paraître).

STIELTJES L . , R O B E R T D . (1981) - Analyse structurale de l'île de la Réunion : ses implications géologiques et géothermiques. In : Evaluation du potentiel géothermique de l'île de la Réunion. Rapport B R G M , n° 81 S G N 669 G T H .

STIELTJES L . , S T E E N H O U D T M . (1984) - Ground water research in an oceanic basaltic strato-volcano under tropical climate in Reunion Island (Western Indian Ocean). 27th Int. Geol. Congr., Moscow.

U P T O N B .G.J . , W A D S W O R T H W . J . (1965) - Geology of Reunion Island, Indian Ocean. Nature, 207, p. 151-154.

U P T O N B .G.J . , W A D S W O R T H W . J . (1966) - The basalts of Reunion Island, Indian Ocean. Bull. Volcanol., 29, p. 7-23.

U P T O N B .G.J . , W A D S W O R T H W . J . (1967) - A complex basalt-mugearite sill in Piton des Neiges volcano, Reunion. Amer. Miner., 52, p. 1475-1492.



U P T O N B.G.J., W A D S W O R T H W . J . (1969) - Early volcanic rocks of Reunion and their tectonic significance. Bull. Volcanol., 33, p. 1246-1268.

U P T O N B.G.J., W A D S W O R T H W . J . (1970) - Intra-volcanic intrusions of Reunion. In : Mechanism of igneous intrusions, G . Newall & N . Rast (Eds), Geol. J., spec, issue 2, p. 141-156.

U P T O N B.G.J., W A D S W O R T H W . J . (1972) - Aspects of magmatic evolution on Reunion Island. Phil. Trans. Roy. Soc. London, A271, p. 105-130.

V E L A I N C . (1875) - Sur la constitution géologique du massif volcanique de l'île de la Réunion. CR. Acad. Sei., Paris, 180, p. 497 et p. 900.


Documents

Texte explicatif préliminaire - InfoTerreinfoterre.brgm.fr/rapports/RR-38588-FR.pdfIsolée en plein océan, à 700 km à l'Est de Madagascar, à 1 700 km du Mozambique, 6 200 km de