Ce mois de juin nous partons en Islande…
L’occasion pour nous de remplir notre banque d’images et d’en apprendre d’avantage sur cette île aux multiples visages.
Nous vous donnons donc rendez-vous en juillet pour visionner les photos.
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Vos photos nous intéressent, envoyez-nous vos photos de volcans, nous les publierons sur notre site avec plaisir en y ajoutant votre nom. Noubliez pas de
légender vos photos (nom du volcan, date, lieux...)
Quelques annonces en relation avec nos centres d'intérêts, n'hésitez pas à regarder, ça ne coute rien et peut vous donner de bonnes idées.
Les volcans en ligne
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Ce mois de juin nous partons en Islande…
L’occasion pour nous de remplir notre banque d’images et d’en apprendre d’avantage sur cette île aux multiples visages.
Nous vous donnons donc rendez-vous en juillet pour visionner les photos.
Voici le classement des quatre meilleures rédactions des élèves de 4° de Mlle Martinez
Collège La Bourgade à La Trinité (06) :
Les volcans et leurs risques associés
1 : Alexandre Brunetti - Piton de la Fournaise
2 : Aurélien Dyla - Mont Saint Helens
3 : Guillaume Spilman - Krakatoa
4 : Alex Verger - Vésuve
Nous remercions tous les élèves pour l’implication et le soin qu’ils ont mis à la réalisation de ce devoir et espérons que nombre d’entre eux continuerons à s’intéresser à l’histoire des volcans.
Collège La Bourgade à La Trinité (06) :
Les volcans et leurs risques associés
1 : Alexandre Brunetti - Piton de la Fournaise
2 : Aurélien Dyla - Mont Saint Helens
3 : Guillaume Spilman - Krakatoa
4 : Alex Verger - Vésuve
Nous remercions tous les élèves pour l’implication et le soin qu’ils ont mis à la réalisation de ce devoir et espérons que nombre d’entre eux continuerons à s’intéresser à l’histoire des volcans.
Localisation : République démocratique du CongoCoordonnées : 1°31' S
29°15' E
Altitude maximale : 3469 m (a.s.l)
Description succinte : stratovolcan rouge
Photo www.swisseduc.ch
Montagne emblématique de la République Démocratique du Congo (ex Zaire), le Nyiragongo est un stratovolcan composé principalement par un cône principal (3469m)
flanqué par deux autres cônes : le Baruta (3100m), au Nord et le Shaheru, au Sud. Cette distribution N-S est liée à la faille principale de la région (faille de la Virunga) qui est
précisément orientée dans ce sens. Le tracé de cette faille est d’ailleurs aisément visible sur la topographie du site.
Installé à 18 km du lac Kivu, au Nord de la ville de Goma, le Nyiragongo appartient à la province volcanique de la Virunga. Cette province fait partie de la branche Ouest du grand Rift Est Africain (EARS) qui s’étend sur plus de 2500Km depuis la Mer Rouge jusqu’au Mozambique et son apparition est liée à l’intersection du rift principal Albert, orienté N-S, avec deux autres bassins en distension : le rift Kamatembe venant du Nord-ouest et la Baie de Bufumbira de l’Est.
Le volcanisme du Rift Est Africain a débuté en Ethiopie il y a environ 45 millions d’années avec des dépôts basaltiques puis la zone d’activité s’est « rapidement » propagée vers le Sud au fur et a mesure de l’ouverture du bassin avec une variation très importante des propriétés volcaniques et géochimiques selon les régions traversées. Les premières manifestations volcaniques observées au niveau de la province de la Virunga remontent à 11 millions d’années avec l’apparition de plusieurs volcans. De nos jours, seule la partie située à l’Ouest de la faille de la Virunga est active et les deux volcans Nyiragongo et Nyamuragira en sont les principales structures associées.
Bien que séparés de seulement 15 km et bien que leurs périodes d’activité soient toujours simultanées, ces deux volcans ont des comportements totalement différents et le Nyiragongo a attiré vers lui tous les regards. Le Nyiragongo présente deux caractéristiques très particulières qui en ont fait sa notoriété :
- Tout d’abord, c’est l’un des 4 volcans au monde possédant, au centre de son cratère principal, un lac de lave permanent (le nombre de 4 est une valeur courament admise même si leur nombre varie en réalité entre 2 et 4). Ce lac a été évoqué lors de la première description géologique connue du volcan, en 1894 mais il s’est au moins par deux fois entièrement vidangé à la suite de fractures ouvertes sur les flancs du volcan en 1977 et 2002. La dernière crise de 2002 a d’ailleurs soulevé de fortes craintes sur un plan humanitaire alors que la lave dévalait le flanc du volcan en direction de Goma avant de fort heureusement se détourner en direction du lac Kuvu. Les scientifiques estiment à 300m la hauteur de la lave dans le cratère avant sa vidange.
- La seconde particularité de ce volcan est liée à sa composition géochimique puisque, exception faite des volcans rejetant des carbonatites comme le OlDoinyo Lengaï, il s’agit du volcan émettant la lave la plus fluide au monde. Cette particularité est liée à une très forte concentration en éléments alcalins d’un côté et à une très faible teneur en silice de l’autre qui classe les laves de ce volcan dans le domaine foidique sur la classification de Cox (voir graphique).
Malgré cette caractéristique, peu d’études ont été menées permettant d’expliquer l’origine de ce comportement et la raison de cette singularité à seulement 15 km de son voisin. Une étude réalisée par Chakrabarti, R. et al et publiée début 2009 propose cependant une réponse : selon les auteurs, compte tenu des résultats isotopiques obtenus et des valeurs plus importantes en carbonates observées sur le Nyiragongo, les laves émises par les deux volcans proviendraient d’une même source de composition hétérogène (panache) mais le Nyiragongo serait alimenté directement depuis une plus grande profondeur par la fusion partielle d’un assemblage de sources mantelliques carbonatées riches en phlogopite. Sachant que le domaine de stabilité de la phlogopite ne lui permet pas d’être présente à une profondeur inférieure à 150km (Modreski and Boettcher, 1970; Foley, 1993) et compte tenu du faible enrichissement en silice et en LREE observé indiquant qu’il n’y a pas eu de contamination crustale, il semblerait que cette source soit cantonnée à une profondeur supérieure 150km, dans l’asthénosphère, avec au dessus d’elle le craton tanzanien lui empêchant l’accès aux couches supérieures de la lithosphère.
Installé à 18 km du lac Kivu, au Nord de la ville de Goma, le Nyiragongo appartient à la province volcanique de la Virunga. Cette province fait partie de la branche Ouest du grand Rift Est Africain (EARS) qui s’étend sur plus de 2500Km depuis la Mer Rouge jusqu’au Mozambique et son apparition est liée à l’intersection du rift principal Albert, orienté N-S, avec deux autres bassins en distension : le rift Kamatembe venant du Nord-ouest et la Baie de Bufumbira de l’Est.
Le volcanisme du Rift Est Africain a débuté en Ethiopie il y a environ 45 millions d’années avec des dépôts basaltiques puis la zone d’activité s’est « rapidement » propagée vers le Sud au fur et a mesure de l’ouverture du bassin avec une variation très importante des propriétés volcaniques et géochimiques selon les régions traversées. Les premières manifestations volcaniques observées au niveau de la province de la Virunga remontent à 11 millions d’années avec l’apparition de plusieurs volcans. De nos jours, seule la partie située à l’Ouest de la faille de la Virunga est active et les deux volcans Nyiragongo et Nyamuragira en sont les principales structures associées.
Bien que séparés de seulement 15 km et bien que leurs périodes d’activité soient toujours simultanées, ces deux volcans ont des comportements totalement différents et le Nyiragongo a attiré vers lui tous les regards. Le Nyiragongo présente deux caractéristiques très particulières qui en ont fait sa notoriété :
- Tout d’abord, c’est l’un des 4 volcans au monde possédant, au centre de son cratère principal, un lac de lave permanent (le nombre de 4 est une valeur courament admise même si leur nombre varie en réalité entre 2 et 4). Ce lac a été évoqué lors de la première description géologique connue du volcan, en 1894 mais il s’est au moins par deux fois entièrement vidangé à la suite de fractures ouvertes sur les flancs du volcan en 1977 et 2002. La dernière crise de 2002 a d’ailleurs soulevé de fortes craintes sur un plan humanitaire alors que la lave dévalait le flanc du volcan en direction de Goma avant de fort heureusement se détourner en direction du lac Kuvu. Les scientifiques estiment à 300m la hauteur de la lave dans le cratère avant sa vidange.
- La seconde particularité de ce volcan est liée à sa composition géochimique puisque, exception faite des volcans rejetant des carbonatites comme le OlDoinyo Lengaï, il s’agit du volcan émettant la lave la plus fluide au monde. Cette particularité est liée à une très forte concentration en éléments alcalins d’un côté et à une très faible teneur en silice de l’autre qui classe les laves de ce volcan dans le domaine foidique sur la classification de Cox (voir graphique).
Malgré cette caractéristique, peu d’études ont été menées permettant d’expliquer l’origine de ce comportement et la raison de cette singularité à seulement 15 km de son voisin. Une étude réalisée par Chakrabarti, R. et al et publiée début 2009 propose cependant une réponse : selon les auteurs, compte tenu des résultats isotopiques obtenus et des valeurs plus importantes en carbonates observées sur le Nyiragongo, les laves émises par les deux volcans proviendraient d’une même source de composition hétérogène (panache) mais le Nyiragongo serait alimenté directement depuis une plus grande profondeur par la fusion partielle d’un assemblage de sources mantelliques carbonatées riches en phlogopite. Sachant que le domaine de stabilité de la phlogopite ne lui permet pas d’être présente à une profondeur inférieure à 150km (Modreski and Boettcher, 1970; Foley, 1993) et compte tenu du faible enrichissement en silice et en LREE observé indiquant qu’il n’y a pas eu de contamination crustale, il semblerait que cette source soit cantonnée à une profondeur supérieure 150km, dans l’asthénosphère, avec au dessus d’elle le craton tanzanien lui empêchant l’accès aux couches supérieures de la lithosphère.
Compte tenu de la quantité de population présente aux abords du volcan, de son activité et de ses caractéristiques, le Nyiragongo est considéré comme l’un des
volcans les plus dangereux de la planète.
Localisation : Iles Canaries, Espagne
Coordonnées : 28°27' N
16°38' W
Altitude maximale : 3718 m (a.s.l)
Description succinte : volcan rouge à tendance grisonnante
Photo envoyée par Thierry Schmitt du Pico Viero depuis les flancs du Teide. On aperçoit au loin l'Ile de la GOMERA.
Accessibilité : aujourd'hui on peut accéder au sommet du volcan grâce à un téléphérique dont le point de départ est établi au bord de la route à près de 2 360 m.
On atteint la plate-forme d'arrivée située à 3555 m en 8 minutes. Il ne reste plus ensuite qu’à gravir les pentes à pied pour gagner le sommet. Pour les « vrais », l’unique chemin autorisé
requiert près de six heures de marche et démarre à la zone dite de Montaña Blanca. Dans un cas comme dans l’autre, le sentier qui accède au sommet est limité, c’est pourquoi il est obligatoire
de solliciter un permis pour y monter. Il est cependant possible d’aller vers d’autres endroits librement comme le pico Viejo. Seules Les personnes qui s’hébergent au Refuge d’Altavista n’ont
pas besoin de faire la demande d’autorisation pour accéder au Pic du Teide.
Par contre, à l’image de l’Etna, on trouve une petite station de ski et tout ce qu’il faut pour faire monter tout un chacun et y faire acheter des babioles en tout genre...allez comprendre…
Par contre, à l’image de l’Etna, on trouve une petite station de ski et tout ce qu’il faut pour faire monter tout un chacun et y faire acheter des babioles en tout genre...allez comprendre…
L’archipel des Canaries est composé de sept iles d’origines volcaniques disposées sur la croûte océanique Nord Atlantique, au front de la marge passive NW de
l’Afrique. Ces sept îles présentent des différents stades d’évolution, et Tenerife, qui abrite le volcan Teide, est aujourd’hui au point culminant de son développement volcanique. A contrario,
les îles occidentales sont globalement moins évoluées alors que les îles orientales ont terminée leur développement et sont actuellement dans un stade d’érosion intense. En clair, les îles à
l’est de Tenerife sont dans une phase de destruction alors que les îles à l’ouest de Tenerife (comprise) sont encore en construction. Les Canaries ont également une particularité tout à fait
intéressante par le fait qu’elles émergent de l’action d’un point chaud intra-océanique, situé sur une croute océanique ancienne et donc épaisse, qui en conséquence se déplace très lentement et
subside très peu. En effet, alors qu’un archipel situé sur une croûte océanique jeune et qui se déplace rapidement comme celui d’Hawaï, donne naissance à de nombreuses îles « rapidement »
construites et démantelées, celui des canaries évolue sur une période beaucoup plus longue et permet de produire et de conserver des structures originales et complexes. En pratique, les roches
à l’origine des îles hawaïennes sont globalement homogènes et peu évoluées par faute de temps (phase initiale réduite des Oceanic Island Basalts ou OIB), tandis qu’aux Canaries, les magmas ont
le temps d’évoluer plus longtemps dans leurs réservoirs produisant ainsi des roches plus évoluées/différentiées dans la série magmatique des OIB. L’île Hawaïenne la plus ancienne (Kauai) n’a
que 6 millions d’années, alors que Fuerteventura, l’île des Canaries la plus ancienne n’a pas moins de 23 millions d’années. En ce sens les volcans centraux de l’île de Tenerife dont le Teide
fait partie sont uniques. (Cette partie est tirée de l’article de synthèse de Carracedo et al., 2007)
Le Teide est le sommet principal de la plus grande île de l’archipel des canaries, l’île de Tenerife. Culminant au « Pitón de Azúcar » à 3718 m d’altitude il est également le plus haut sommet d’Espagne. Mais si l’on regarde de plus près, cela ne représente que la partie émergée de l’édifice global qui plonge jusqu'à -3700 m sous les eaux de l’océan atlantique. C’est donc un complexe volcanique de plus de 7000 mètres d’altitude totale qu’il est possible d’admirer, ce qui en fait le 3ème plus haut massif volcanique du monde. Teide vient du mot d’origine Guanche (peuple d’origine berbère de Tenerife) echeide, qui signifiait « enfer », nom que l’on retrouve d’ailleurs dans le cas de nombreux volcans de par le monde. La première ascension connue du volcan a été réalisée par un noble anglais en 1582, Sir Edmund Scory (un nom predestiné!). Dès lors, le volcan a été sujet à de nombreuses études naturalistes et scientifiques qui ont marqué l’histoire de la volcanologie (voir résumé ici : http://decobed.club.fr/teide.html).
En réalité, le Teide n'est pas d’un édifice unique, il est actuellement indissociable de son voisin, le pico Viejo (3134 m) qui est d’ailleurs celui ou s’est produite la dernière grande éruption à Tenerife en 1706. Mais au-delà de ces deux voisins qui existent depuis environ 170 000 ans, il faut remonter bien plus loin pour comprendre la globalité de la structure.
En effet, ces deux stratovolcans sont la partie active visible actuelle d’un édifice polygénique géant dont la mise en place débute entre 8 et 4.5 Ma par une structure bouclier (Ancochea et al., 1990). Les reliquats de cette première structure, essentiellement basaltiques (ankaramites et basanites), sont aujourd’hui visibles dans les extrémités de l’île (massifs d’Anaga et de Teno). L’île de Tenerife actuelle résulte de la coalescence de 3 iles précoces correspondant à 3 édifices boucliers distincts (Fuster et al., 1968).
Sur ce « socle » se greffe ensuite un complexe volcanique extensif post-bouclier qui représente l’ossature principale de Tenerife. Ce complexe, nommé édifice de Las Cañadas, est une structure composite allongée dans un axe NE-SW. Elle comprend différents centres imbriqués (Marti et al., 1994) ayant atteint une altitude proche de 3000 m et un diamètre supérieur à 20 km. La partie SW, datée aux alentours de 3,5 Ma est la plus ancienne (Fuster et al., 1994). Marti et al.. (1994), divisent l’édifice de Las Cañadas en deux entités chronostratigraphiques distinctes:
1 Un groupe inférieur (entre 3.5 et 2.1 Ma) majoritairement mafique (entre 60 et 90% de minéraux ferromagnésiens – champ de gabbros/basaltes),
2 Un groupe supérieur comprenant trois unités volcaniques intermédiaires à felsiques (moins de 60% et moins de 10% de ferromagnésiens – de plus en plus acide) que sont les unités de Ucanca (1.59 – 1.18 Ma), de Guajara (850 – 875 ka) et de Diego Hernandez (370 – 179 ka). Chaque cycle présente une évolution des émissions de basaltiques à phonolitiques (Edgar et al., 2007). De même, la distribution des dépôts associés suggère une migration de l’activité volcanique vers le NE au cours du temps (Bryan et al., 1998).
On trouve dans cette évolution des indices de la dynamique du volcan : en particulier l’apport de magma profond à chaque début de cycle, matérialisé en surface par l’émission de laves. Puis sa lente contamination et différenciation dans la chambre magmatique plus superficielle, avec une évolution de l’activité de plus en plus explosive. Chaque fin de cycle est marquée par d’importantes éruptions (Pliniennes) et la formation consécutive de caldeira d’effondrement.
On touche ici à une des caractéristiques les plus remarquable et étudiée de ce complexe volcanique. En effet, les édifices du Teide et du Viejo se développent dans une des plus belles caldeiras du monde. Cette caldeira elliptique mesure 16 x 9 km et culmine à environ 2000m d’altitude. Sa forme est originale car à moitié disséquée et ouverte au Nord vers la mer, formant ainsi une coupe et des reliefs impressionnants. Cette morphologie peu commune est à l’origine d’un débat assez houleux dans la communauté scientifique quant à son origine. Débat qui n’est toujours pas tranché actuellement ! Si tout le monde est d’accord pour dire que la caldeira est en partie issue des mouvements verticaux consécutifs à la vidange de la chambre magmatique, le fait qu’elle n’est présente qu’à moitié a incité un grand nombre de scientifiques à y voir le signe de l’effondrement en glissements de terrains massifs d’une partie de l’édifice (Coello et Bravo, 1989…). Cette théorie est étayée par la présence de dépôts sous marins reconnus dans la bathymétrie (analyse au sonar). Il est clair que cette évolution catastrophique en glissement des flancs d’édifices volcaniques est un phénomène majeur de l’érosion des volcans en général et des îles océaniques dont l’archipel des Canaries en particulier (Masson et al., 2002). Clair aussi que les risques associés, en particulier les raz-de-marée sont à prendre en compte pour les populations côtières. Mais il faut rester prudent sur l’importance des volumes estimés mis en mouvements. Sans pouvoir conclure sur ce débat, et au vu des différentes publications récentes traitant des deux sujets, il apparait évident que les 2 phénomènes cohabitent dans cette zone, il reste à montrer à quel point ils sont interconnectés ou non avant de crier au loup !
Les Picos Teide et Viejo forment le complexe volcanique central de Tenerife et se sont développés depuis 170 000 ans sur le plancher de la caldeira. Du point de vue de la morphologie, les pentes du Teide sont raides (> 30°) et nappées de sombres coulées de phonolites. Le cratère sommital peut paraitre petit au regard des dimensions du volcan avec ses 70 mètres de diamètre et 45 mètres de profondeur. Il n’émet aujourd’hui que quelques fumerolles, cependant preuves de son activité persistante. Le Pico Viejo Teide (ou Chahorra) est plus modeste en altitude et par sa forme. En revanche il présente une petite caldeira de 800 mètres de diamètre pour 150 mètres de profondeur dont l'extrémité occidentale est occupée par un cratère d'une centaine de mètres de profondeur.
Ces deux édifices dérivent de l’interaction de deux systèmes magmatiques qui ont évolué simultanément et qui ont donné naissance à une série complexe de matériaux mafiques à intermédiaires, et plus récemment felsiques (des basaltes jusqu’à des phonolites)
Les éruptions récentes ont eu lieu à partir des édifices eux-mêmes, mais aussi à partir de structures secondaires s’y connectant. On peut noter de nombreux édifices adventifs monogéniques (provenant d’une seule éruption) et deux linéaments majeurs reconnus actifs sur tenerife que sont les axes de rift dorsaux (NE) et de Santago del Teide (NW) et qui, selon Carracedo (1994), se joignent probablement sous le complexe Viejo-Teide. De plus, de nombreuses anciennes fissures éruptives subparallèles se raccordent à ce double système de rift.
L’histoire éruptive des Picos Teide et Viejo comprend une première étape d’émission de produits mafiques à intermiédiaires qui forment l’ossature principale des édifices et qui ont remplis en quasi-totalité l’ancienne caldeira du Las Cañadas. Ce plancher présente aujourd’hui de grandes étendues de cendres et ponces, entrecoupées de puissantes coulées d'obsidiennes phonolitiques et de complexes intrusifs (dykes, tufs et brèches des Roques de Garcia). Les premières phonolites apparaissent il y a environ 35 000 ans et deviennent progressivement les émissions principales du Teide-Viejo. Les éruptions basaltiques ont néanmoins perdurées dans une moindre mesure, principalement associées aux deux zones de rift. En effet, selon Marti et al., (2008) ; le volume total émis depuis 35 000 ans serait compris entre 2 et 3 km3, dont 83% de magma phonolitique.
L’activité phonolitique montre une récurrence d’environ 250 à 1000 ans. Elle représente des volumes d’émissions compris entre 0.01 et 1km3, avec majoritairement des coulées ou la formation de dômes, plus rarement des phases explosives jusqu’à sub-pliniennes. Les activités basaltiques, plus fréquentes historiquement, sont plutôt caractérisées par des éruptions stromboliennes conduisant à la construction de cônes de cendres et scories. Plus rarement, de violentes éruptions phréatomagmatiques basaltiques ont eu également lieu dans les cratères centraux, générant des coulées pyroclastiques importantes. Les données pétrologiques disponibles suggèrent que l’interaction de deux systèmes magmatiques, basaltique profond et phonolitique superficiel, contrôlent ce dynamisme éruptif original (Marti et al., 2008). En effet, La plupart des éruptions phonolitiques présentent des signes de mélanges qui indiquent que les éruptions sont déclenchées par intrusion de magma basaltique dans les chambres phonolitiques supérieures.
Cette observation est à l’origine de nombreuses études actuelles sur le volcan en termes de risques pour la population de l’île car il y a de fortes similitudes entre l’évolution récente des picos Teide/Viejo, et l’évolution terminale de l’ancien édifice Las Cañadas dont on sait qu’elle s’est terminée violemment… Mais pour le moment, c’est plus à des éruptions « mineures » auxquelles il faut s’attendre, les dernières activités historiques étant assez régulières dans le temps (1492, 1705, 1706, 1798 ,1906, Carracedo et al., 2007), et la dernière vieille d’environ un siècle.
Voir la webcam du Pici del Teide : Webcam1
Le Teide est le sommet principal de la plus grande île de l’archipel des canaries, l’île de Tenerife. Culminant au « Pitón de Azúcar » à 3718 m d’altitude il est également le plus haut sommet d’Espagne. Mais si l’on regarde de plus près, cela ne représente que la partie émergée de l’édifice global qui plonge jusqu'à -3700 m sous les eaux de l’océan atlantique. C’est donc un complexe volcanique de plus de 7000 mètres d’altitude totale qu’il est possible d’admirer, ce qui en fait le 3ème plus haut massif volcanique du monde. Teide vient du mot d’origine Guanche (peuple d’origine berbère de Tenerife) echeide, qui signifiait « enfer », nom que l’on retrouve d’ailleurs dans le cas de nombreux volcans de par le monde. La première ascension connue du volcan a été réalisée par un noble anglais en 1582, Sir Edmund Scory (un nom predestiné!). Dès lors, le volcan a été sujet à de nombreuses études naturalistes et scientifiques qui ont marqué l’histoire de la volcanologie (voir résumé ici : http://decobed.club.fr/teide.html).
En réalité, le Teide n'est pas d’un édifice unique, il est actuellement indissociable de son voisin, le pico Viejo (3134 m) qui est d’ailleurs celui ou s’est produite la dernière grande éruption à Tenerife en 1706. Mais au-delà de ces deux voisins qui existent depuis environ 170 000 ans, il faut remonter bien plus loin pour comprendre la globalité de la structure.
En effet, ces deux stratovolcans sont la partie active visible actuelle d’un édifice polygénique géant dont la mise en place débute entre 8 et 4.5 Ma par une structure bouclier (Ancochea et al., 1990). Les reliquats de cette première structure, essentiellement basaltiques (ankaramites et basanites), sont aujourd’hui visibles dans les extrémités de l’île (massifs d’Anaga et de Teno). L’île de Tenerife actuelle résulte de la coalescence de 3 iles précoces correspondant à 3 édifices boucliers distincts (Fuster et al., 1968).
Sur ce « socle » se greffe ensuite un complexe volcanique extensif post-bouclier qui représente l’ossature principale de Tenerife. Ce complexe, nommé édifice de Las Cañadas, est une structure composite allongée dans un axe NE-SW. Elle comprend différents centres imbriqués (Marti et al., 1994) ayant atteint une altitude proche de 3000 m et un diamètre supérieur à 20 km. La partie SW, datée aux alentours de 3,5 Ma est la plus ancienne (Fuster et al., 1994). Marti et al.. (1994), divisent l’édifice de Las Cañadas en deux entités chronostratigraphiques distinctes:
1 Un groupe inférieur (entre 3.5 et 2.1 Ma) majoritairement mafique (entre 60 et 90% de minéraux ferromagnésiens – champ de gabbros/basaltes),
2 Un groupe supérieur comprenant trois unités volcaniques intermédiaires à felsiques (moins de 60% et moins de 10% de ferromagnésiens – de plus en plus acide) que sont les unités de Ucanca (1.59 – 1.18 Ma), de Guajara (850 – 875 ka) et de Diego Hernandez (370 – 179 ka). Chaque cycle présente une évolution des émissions de basaltiques à phonolitiques (Edgar et al., 2007). De même, la distribution des dépôts associés suggère une migration de l’activité volcanique vers le NE au cours du temps (Bryan et al., 1998).
On trouve dans cette évolution des indices de la dynamique du volcan : en particulier l’apport de magma profond à chaque début de cycle, matérialisé en surface par l’émission de laves. Puis sa lente contamination et différenciation dans la chambre magmatique plus superficielle, avec une évolution de l’activité de plus en plus explosive. Chaque fin de cycle est marquée par d’importantes éruptions (Pliniennes) et la formation consécutive de caldeira d’effondrement.
On touche ici à une des caractéristiques les plus remarquable et étudiée de ce complexe volcanique. En effet, les édifices du Teide et du Viejo se développent dans une des plus belles caldeiras du monde. Cette caldeira elliptique mesure 16 x 9 km et culmine à environ 2000m d’altitude. Sa forme est originale car à moitié disséquée et ouverte au Nord vers la mer, formant ainsi une coupe et des reliefs impressionnants. Cette morphologie peu commune est à l’origine d’un débat assez houleux dans la communauté scientifique quant à son origine. Débat qui n’est toujours pas tranché actuellement ! Si tout le monde est d’accord pour dire que la caldeira est en partie issue des mouvements verticaux consécutifs à la vidange de la chambre magmatique, le fait qu’elle n’est présente qu’à moitié a incité un grand nombre de scientifiques à y voir le signe de l’effondrement en glissements de terrains massifs d’une partie de l’édifice (Coello et Bravo, 1989…). Cette théorie est étayée par la présence de dépôts sous marins reconnus dans la bathymétrie (analyse au sonar). Il est clair que cette évolution catastrophique en glissement des flancs d’édifices volcaniques est un phénomène majeur de l’érosion des volcans en général et des îles océaniques dont l’archipel des Canaries en particulier (Masson et al., 2002). Clair aussi que les risques associés, en particulier les raz-de-marée sont à prendre en compte pour les populations côtières. Mais il faut rester prudent sur l’importance des volumes estimés mis en mouvements. Sans pouvoir conclure sur ce débat, et au vu des différentes publications récentes traitant des deux sujets, il apparait évident que les 2 phénomènes cohabitent dans cette zone, il reste à montrer à quel point ils sont interconnectés ou non avant de crier au loup !
Les Picos Teide et Viejo forment le complexe volcanique central de Tenerife et se sont développés depuis 170 000 ans sur le plancher de la caldeira. Du point de vue de la morphologie, les pentes du Teide sont raides (> 30°) et nappées de sombres coulées de phonolites. Le cratère sommital peut paraitre petit au regard des dimensions du volcan avec ses 70 mètres de diamètre et 45 mètres de profondeur. Il n’émet aujourd’hui que quelques fumerolles, cependant preuves de son activité persistante. Le Pico Viejo Teide (ou Chahorra) est plus modeste en altitude et par sa forme. En revanche il présente une petite caldeira de 800 mètres de diamètre pour 150 mètres de profondeur dont l'extrémité occidentale est occupée par un cratère d'une centaine de mètres de profondeur.
Ces deux édifices dérivent de l’interaction de deux systèmes magmatiques qui ont évolué simultanément et qui ont donné naissance à une série complexe de matériaux mafiques à intermédiaires, et plus récemment felsiques (des basaltes jusqu’à des phonolites)
Les éruptions récentes ont eu lieu à partir des édifices eux-mêmes, mais aussi à partir de structures secondaires s’y connectant. On peut noter de nombreux édifices adventifs monogéniques (provenant d’une seule éruption) et deux linéaments majeurs reconnus actifs sur tenerife que sont les axes de rift dorsaux (NE) et de Santago del Teide (NW) et qui, selon Carracedo (1994), se joignent probablement sous le complexe Viejo-Teide. De plus, de nombreuses anciennes fissures éruptives subparallèles se raccordent à ce double système de rift.
L’histoire éruptive des Picos Teide et Viejo comprend une première étape d’émission de produits mafiques à intermiédiaires qui forment l’ossature principale des édifices et qui ont remplis en quasi-totalité l’ancienne caldeira du Las Cañadas. Ce plancher présente aujourd’hui de grandes étendues de cendres et ponces, entrecoupées de puissantes coulées d'obsidiennes phonolitiques et de complexes intrusifs (dykes, tufs et brèches des Roques de Garcia). Les premières phonolites apparaissent il y a environ 35 000 ans et deviennent progressivement les émissions principales du Teide-Viejo. Les éruptions basaltiques ont néanmoins perdurées dans une moindre mesure, principalement associées aux deux zones de rift. En effet, selon Marti et al., (2008) ; le volume total émis depuis 35 000 ans serait compris entre 2 et 3 km3, dont 83% de magma phonolitique.
L’activité phonolitique montre une récurrence d’environ 250 à 1000 ans. Elle représente des volumes d’émissions compris entre 0.01 et 1km3, avec majoritairement des coulées ou la formation de dômes, plus rarement des phases explosives jusqu’à sub-pliniennes. Les activités basaltiques, plus fréquentes historiquement, sont plutôt caractérisées par des éruptions stromboliennes conduisant à la construction de cônes de cendres et scories. Plus rarement, de violentes éruptions phréatomagmatiques basaltiques ont eu également lieu dans les cratères centraux, générant des coulées pyroclastiques importantes. Les données pétrologiques disponibles suggèrent que l’interaction de deux systèmes magmatiques, basaltique profond et phonolitique superficiel, contrôlent ce dynamisme éruptif original (Marti et al., 2008). En effet, La plupart des éruptions phonolitiques présentent des signes de mélanges qui indiquent que les éruptions sont déclenchées par intrusion de magma basaltique dans les chambres phonolitiques supérieures.
Cette observation est à l’origine de nombreuses études actuelles sur le volcan en termes de risques pour la population de l’île car il y a de fortes similitudes entre l’évolution récente des picos Teide/Viejo, et l’évolution terminale de l’ancien édifice Las Cañadas dont on sait qu’elle s’est terminée violemment… Mais pour le moment, c’est plus à des éruptions « mineures » auxquelles il faut s’attendre, les dernières activités historiques étant assez régulières dans le temps (1492, 1705, 1706, 1798 ,1906, Carracedo et al., 2007), et la dernière vieille d’environ un siècle.
Voir la webcam du Pici del Teide : Webcam1