image: L'Éruption du Mont Vésuve.
Peinture réalisée par Pierre-Jacques Volaire (1729-1802).


Accessibilité : Une route monte quasiment au sommet du vésuve. Les derniers mètres pour atteindre le sommet se feront à pied. Pour atteindre le parking 3 solutions : la voiture (prévoir quelques euros pour le stationnement), le bus collectif ou privé (il semble que prendre un bus privé soit plus pratique) et enfin à pied. La descente dans le cratère nécessitera de s’affranchir d’un guide.

Situé à moins de 10 km à l’Est de sa seconde ville d’Italie, le complexe volcanique du Vésuve domine du haut de ses 1281 mètres la baie de Naples. Ce stratovolcan fait face à la mer Tyrrhénienne dans la région appelée Campanie et a été au cours des siècles passés l’un des trois phares de la Méditerranée occidentale au même titre que l’Etna ou le Stromboli.

Cet édifice est le représentant le plus imposant d’une région d’origine volcanique appelée « plaine campanienne » englobant 3 autres volcans majeurs. Deux d’entre eux ont été responsables de la formation des îles d’Ischia et de Procida et le troisième est connu sous le nom de Champs Phlégréens. Les complexes du Vésuve et les Champs Phlégréens sont situés de part et d’autre de la ville de Naples et se sont à plusieurs reprise dans les temps géologiques manifestés de manière violente. La plus emblématique des éruptions étant celle qui détruisit Herculanum et ensevelit Pompéi en l’an 79 et dont les événements ont été décrits par Pline le Jeune alors qu’il se trouvait sur une embarcation à plusieurs kilomètres du cataclysme. La description très détaillée de cet événement est à l’origine du nom donné à ce type d’éruptions extrêmement violentes capables d’éjecter des matières volcaniques à plusieurs kilomètres de hauteur : des éruptions pliniennes.

La mise à jour des villes de Pompei et Herculanum au 19ème siècle fera progressivement prendre conscience du risque encouru par les populations avoisinantes. Au fil du temps ce sont cependant près de deux millions d’habitants qui sont venus peupler cette région, la Campanie, malgré la certitude d’une future éruption volcanique de grande ampleur.
L’énorme risque potentiellement provoqué par un regain d’activité volcanique dans la région est à l’origine d’une forte mobilisation de la communauté scientifique pour déterminer l’histoire et le fonctionnement du Vésuve, ce qui en fait l’un des édifices volcaniques les mieux documentés de la planète.

L’édifice se présente sous la forme d’un cône tronqué d’environ 450 km² à sa base et possédant deux sommets distincts. Au Nord de l’édifice se dresse le « Mont Somma » (1149m) qui est le point culminant de la caldeira vestige du volcan originel avant son effondrement. Un Sud, le « Gran Cono » (1281m) est le point culminant de l’actuel Vésuve qui est venu progressivement s’édifier dans la caldeira de l’ancien volcan. Voilà pourquoi il est préférable d’appeler ce volcan le complexe « Somma-Vesuve ». Le sommet du grand cône est coiffé d’un cratère de 300 mètres de profondeur pour 400 mètres de diamètre.
Comme nous le disions précédemment, l’édifice Somma-Vésuve se trouve implanté au sein de la « plaine campanienne ». Cette plaine est en grande partie le résultat de l’accumulation d’ignimbrites (trachytes pyroclastiques) dans une période allant de 126 000 ans à l’éruption exceptionnelle datée de 39 000 ans.  C’est au cours de cette éruption que se sont déposés la plus grande partie de ces ignimbrites. Si la date de cet événement semble admise, son origine est toujours en discussion. La théorie la plus aboutie semble actuellement celle d’une genèse liée à une éruption des Champs Phlégréens.
L’origine du volcanisme de la région campanienne est liée au rapprochement des plaques tectoniques. La subduction de la plaque Afrique sous la plaque Eurasie entraîne un mouvement de rotation anti-horaire de la péninsule italienne. La conséquence est un étirement et un amincissement de la croûte continentale à l’Ouest provoquant la création de grandes failles crustales, l’apparition d’un bassin d’arrière arc représenté par la mer Tyrrhénienne et une remontée du moho qui ne serait qu’à 30 km sous la surface dans la région du Vésuve (Capuano et al., 2003).

L’apparition du volcanisme dans la région à été mis en évidence par des forages et remonte à environ 400 000 ans (Brocchini et al., 2001) bien que l’édification du Somma-Vésuve ne commencera qu’à partir de 39 000 ans. Une histoire détaillée du volcan a été développée dans la première moitié du siècle dernier, notamment par Alfred Rittman, puis reprise dans de nombreux ouvrages pendant plusieurs dizaines d’années. Cependant, l’amélioration des connaissances géologiques et des outils d’analyse du sous-sol ont eu raison des recherches publiées par ces illustres scientifiques et ont conduit à redessiner l’histoire du volcan.
Les premières traces d’édification du Mont Somma semblent donc datées d’environ 39 000 ans, soit juste après l’éruption des ignimbrites campaniennes. Pendant environ 20 000 ans le volcan va s’édifier en produisant de nombreuses coulées de laves et des explosions de faible intensité. A la fin de cette période « relativement calme » le Mont Somma devait ressembler à un stratovolcan de forme conique assez régulière et culminant à plus 2000 mètres.
A partir de 19 000 ans, l’activité de la Somma se modifie. Elle est caractérisée par une série d’éruptions pliniennes ou sub-pliniennes séparées par des périodes de repos de plusieurs siècles voire plusieurs millénaires et entrecoupées par des périodes d’effusions de laves. Les prospections réalisées sur le terrain précisent les dates des éruptions majeures qui vont profondément affecter la morphologie du Mont Somma :

-    18 300 ans : Pomici di Base ; (éruption sur le flanc SW) K-trachytic to K-latitic magmas
-    16 000 ans : Pomici Verdoline ; (éruption sommitale) K-trachytic to K-latitic magmas
-    8 000 ans : Pomici di Mercato (autrement connue sous le nom de Pomici Gemelle ou Ottaviano) ; (éruption sommitale) K-phonolite
-    3 800 ans : Pomici di Avellino; (éruption sur le flanc W-SW) K-phonolite– K-tephriphonolite
-    en 79 A.D. : éruption de Pompei ; (éruption sur le flanc S-SE) K-phonolite– K-tephriphonolite

Le comportement du volcan va de nouveau se modifier à la suite de l’éruption de 3800 (Pomici di Avellino) et entrer dans son cycle actuel avec une augmentation sensible du nombre d’éruptions d’ampleurs modérées et d’émissions de coulées de laves.
Le Grand Cône du Vésuve commença à se former à la suite de l’éruption de 79 grâce principalement à des périodes de croissances continues lors de phases appelées « open conduit activity ». A ces phases sont venues s’ajouter régulièrement des manifestations explosives dont les deux majeures sont les éruptions de l’an 472 (éruption Pollena) et de l’an 1631. De manière générale ces manifestations explosives viennent « terminer » des cycles éruptifs sur le volcan. 18 cycles ont ainsi été définis depuis l’éruption de 79 (Carta et al., 1981; Santacroce, 1987; Arrighi et al., 2001). Les dernières manifestations volcaniques sur l’édifice remontent à 1944, le volcan ne montrant aucun signe d’activité depuis lors.

L’activité sur le complexe Somma-Vésuve a été caractérisée par l’émission de magmas potassiques ou ultra-potassiques de compositions très différentes. Cette variation a été identifiée comme étant liée à des changements de composition du magma primaire alimentant le volcanisme en surface ainsi qu’à des processus de cristallisation fractionnés sous différentes conditions thermodynamiques (Santacroce, 1987; Ayuso et al., 1998; Peccerillo, 2005; Di Renzo et al., 2007; Santacroce et al., 2008. Sur les différents diagrammes réalisés à partir de différents échantillons de roche on observe ainsi que le magma primaire a évolué progressivement depuis une shoshonite vers un trachybasalte donc d’un magma de composition plutôt intermédiaire vers un magma basique et que les roches éruptées présentent une augmentation de l’alcalinité et de la teneur en potassium ainsi qu’une diminution de la teneur en silice avec le temps. Ces observations suggèrent fortement la présence de chambres magmatiques localisées dans les calcaire et dolomies d’âge mésozoïque présents dans la région, les différentes compositions dépendant donc de la profondeur de ces réservoirs, du taux de contamination avec l’encaissant, de la vitesse d’apport en magma depuis une région plus profonde.

Le comportement du volcan au cours de sa dernière période éruptive (1631-1944) caractérisé par une émission continue de laves très basiques fortement enrichies en éléments alcalins est par exemple expliqué par la présence d’une chambre magmatique proche de la surface (environ 3km, Fulignati et al., 2004) alimentée par différentes sources magmatiques situées entre 8 et 12 km (Belkin and De Vivo, 1993; Marianelli et al., 1999; Fulignati et al., 2004; Marianelli et al., 2005). Les éruptions résultantes en surface ont conduit périodiquement à une vidange complète de la chambre magmatique superficielle, se traduisant en surface par un changement de la nature de l’activité, d’effusive vers explosive. Chaque explosion de fin de cycle permettant de désobstruer le conduit des produits denses de la cristallisation fractionnée. Les scientifiques semblent admettre que le conduit a finalement fini par s’obstruer en 1944, ce qui explique la période de repos actuelle du volcan.

Malgré une très bonne connaissance des cycles éruptifs passés, malgré la précision des mesures physiques actuelles et la reconstruction réalisée de la sub-structure au droit du volcan jusqu’au Moho (De Natale et al., 2005), les éléments en notre possession ne permettent pas de répondre avec certitude aux deux questions les plus importantes : quelle intensité et quand ?

Le scénario d’évacuation de la région actuellement en place est prévu pour une éruption de type sub-plinienne, c’est à dire dans un ordre de grandeur comparable à l’éruption de 1631 mais la communauté scientifique milite pour la mise en place d’un plan pour chaque intensité d’éruption (plinienne, sub-plinienne, strombolienne violente, émission de cendres) qui sera déclenché en conséquence à l’approche de l’événement. L'Observatoire du Vésuve, le premier observatoire au monde dédié à la surveillance d’un volcan, est chargé de l’analyse des données envoyées en temps réel par les différents appareils de masure placés sur le volcan.

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Accessibilité : Monter le Mont Unzen n’est pas chose difficile. Pour cela il suffit de se rendre à la ville de Unzen, située au pied du volcan et de rejoindre ce que l’on appelle le Nita Pass (1080m), un petit complexe touristique et surtout point de départ des sentiers de randonnée. Pour rejoindre le Nita pass le choix ne manque pas : à pied compter un peu plus d’une heure depuis la ville, en bus ou en voiture (accès payant). Le point le plus haut des circuits de randonnée sera le Fugen-dake (1359 mètres) l’ancien plus haut sommet du complexe avant l’éruption de 1990-1996. Pour les moins marcheurs un téléphérique permet l’accès au Myoken-dake (1330m). En revanche ,l’accès au point culminant du volcan, le mont Heisei Shinzan, mis en place lors de la dernière éruption, reste rigoureusement interdit.

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