Le volcan de la Montagne du Pic
(Pico – Açores)

( partie 2 )

Guy CANIAUX

[ Les laves et pyroclastes de la Montagne du Pic appartiennent à la série alcaline sodique. Leurs teneurs en silice varient entre 45 et 56% (en poids) et celles des alcalins (Na₂O + K₂O) entre 2 et 9%. Les basaltes alcalins sont largement dominants, suivis par les hawaiites, présentes essentiellement sur les flancs Sud et Sud-Ouest du massif. Les roches les plus différenciées sont les mugéarites et benmoréites du Mistério de Santa Luzia. ]

Pétrologie et minéralogie

1.  Basalte à rosettes de plagioclase provenant de la région de São Caetano.
Image © Guy Caniaux

2.  Basalte à mégacristaux d’olivine (Pé do Monte sur le flanc occidental).
Image © Guy Caniaux

        En dépit de leur uniformité géochimique, les laves de la Montagne du Pic présentent une large diversité de structures, de textures et de compositions minéralogiques. Grâce à une classification des laves à onze types, les auteurs de la carte géologique ont pu différencier les nombreuses coulées de lave entre elles et, dans la majorité des cas, les rattacher à leur centre émetteur (Nunes et al., 1999).

        Les roches aphyriques sont rares et se rencontrent parmi les formations anciennes. En revanche, la majorité des laves récentes sont très porphyriques (França et al., 2006 ; Zanon, 2015). Les phases minérales dominantes sont l’olivine (essentiellement crysolite), le clinopyroxène (salite, diopside, plus rarement augite et endiopside) et le plagioclase (labradorite et bytownite dans les basaltes alcalins, andésine dans les hawaiites).

        Les olivines se présentent sous forme de microlites, microphénocristaux et phéno/méga-cristaux le plus souvent xénomorphes. Certains mégacristaux d’olivine renferment des trainées de bulles micrométriques : ce sont des inclusions fluides piégées, lors de la cristallisation, dans des niveaux crustaux et sous-crustaux saturés en CO₂. Les clinopyroxènes sont abondants et existent sous forme de microlites et de phéno/méga-cristaux automorphes à subautomorphes. Les plagioclases apparaissent surtout sous forme de phénocristaux automorphes tabulaires, parfois agglomérés en rosettes (photo 1).

        Parmi les curiosités pétrologiques, citons les laves émises par les Cabeços Grande et Pequenho (flanc Nord-Ouest) qui renferment jusqu’à 70% de phénocristaux d’olivine. D’anciennes coulées de lave émises par le Cabeço de Pé do Monte (flanc Ouest) contiennent des cristaux d’olivine centimétriques (photo 2). Sur le littoral de la Baía do Gasparal (flanc Nord-Est) affleurent des coulées de lave à mégacristaux de clinopyroxène qui peuvent atteindre 2,5 cm de long.

3.  Basalte ankaramitique (à phénocristaux d’olivine et de clinopyroxène) de la carrière Nariz do Ferro à Santo António.
Image © Guy Caniaux

        Dans la carrière de Nariz de Ferro à Santo António (flanc Nord-Est), on peut observer d’extraordinaires associations de cristaux d’olivine et de pyroxène formant des cumulats ankaramitiques dans des coulées de lave pahoehoe composées (photo 3). Certaines unités laviques y ont subi des phénomènes de ségrégation gravitaire : les cristaux ont sédimenté vers le bas, laissant la matrice quasi-aphyrique remonter vers le haut.

4.  Xénolithe d’origine mantellique provenant du Mistério de Santa Luzia (éruption de 1718) à Cachorro.
Image © Guy Caniaux

        Les mugéarites et benmoréites de l’éruption de 1718 se distinguent aisément des autres laves du massif (França, 2002) :

        (a) ce sont les seules roches possédant des cristaux d’amphibole, un minéral exceptionnel sur le volcan;

        (b) ce sont pratiquement les seules roches de l’île renfermant des xénolithes (photo 4) ;

        (c) elles sont porphyriques à phénocristaux de plagioclase, pyroxène, olivine et amphibole ;

        (d) elles possèdent une texture fluidale marquée.

        Les estimations géothermométriques déduites des analyses minéralogiques suggèrent que les magmas les plus basiques ont été émis à des températures comprises entre 1 150 et 1 250 °C, alors que les magmas les plus évolués du Mistério de Santa Luzia avaient des températures de 1 100 °C (França, 2002).

        Les laves récentes (depuis 15 000 ans) de la Montagne du Pic proviennent de deux types de magma (Zanon et al., 2020) :

        – Type A: magmas très porphyriques (entre 30 et 70% en volume de phéno/méga-cristaux), riches en clinopyroxène (jusqu’à 1,5 cm de longueur) et olivine (jusqu’à 0,15 cm de diamètre) ;

        – Type B: magmas également porphyriques (entre 35 et 40% en volume de phénocristaux), riches en plagioclase (en rosettes ou en baguettes aciculaires). Les autres minéraux sont le clinopyroxène (taille inférieure à 0,2 cm) et l’olivine, qui n’existe que sous forme de microphénocristaux.

        Les magmas du type A (basaltes à olivine et clinopyroxène) proviennent d’éruptions latérales situées à relativement basse altitude, alors que ceux du type B (basaltes/hawaiites à plagioclase) ont été émis exclusivement dans la zone sommitale.

        Selon Zanon et al. (2020), les magmas du type B ne proviennent pas de magmas du type A et les magmas du type A ne résultent pas de mélanges de magmas. Par conséquent, le volcan de la Montagne du Pic possèderait deux systèmes d’alimentation magmatique distincts, qui coexistent et fonctionnent depuis au moins 15 000 ans. Il n’y a qu’une seule exception: les magmas de la fissure sommitale N060°E (Partie 1, revue LAVE 212) n’appartiennent pas au type B, mais au type A.

Trois questions et de multiples réponses

        Revenons sur trois points évoqués précédemment sous forme de trois questions : pourquoi le volcan de la Montagne du Pic possède une dissymétrie Nord-Sud ? Pourquoi un cône terminal coiffant un volcan bouclier ? Pourquoi une double tuyauterie magmatique ?

        Regardons comment, dans la littérature scientifique, ces questions ont été abordées.

La dissymétrie Nord-Sud du volcan

        Selon Madeira (1998), la dissymétrie Nord-Sud est une forme héritée et provient du fait que la Montagne du Pic reposerait sur un large socle au profil Nord-Sud trapézoïdal. Ce substratum correspondrait à l’extrémité occidentale du Complexe de São Roque – Piedade, plus ancien (il aurait 300 000 ans). Le sommet de la Montagne du Pic se situant au Sud du bloc qui lui sert d’assise, la pente moyenne du côté Sud est par conséquent plus forte qu’au Nord. À l’Ouest, en revanche, l’extrémité du Complexe de São Roque – Piedade s’abaisserait de manière graduelle vers l’océan et les coulées de lave de la Montagne du Pic, qui l’ont recouvert, sont en pente douce.

5.  L’escarpement de São Mateus sur le flanc Sud de la Montagne du Pic.
Image © Guy Caniaux

        La seconde interprétation exploite l’existence d’une structure arquée située vers 1 000 m d’altitude, au-dessus des villages de São Caetano et Terra do Pão (photo 5). Cette structure s’étend sur au moins 4 km et elle est orientée ONO-ESE. Elle a été beaucoup discutée par les chercheurs, interprétée successivement comme une faille (la faille de São Mateus), une faille transformante, une falaise, un escarpement d’effondrement et plus récemment comme un escarpement de slump (i.e., un glissement lent de type rotationnel).

        Pour Marques et al. (2021), si la Montagne du Pic avait été un appareil volcanique classique, il se serait édifié de manière symétrique autour de son sommet : la côte Sud aurait dû se situer au moins 5 km plus au large et la pente aurait dû atteindre 10°, comme celle de son flanc Nord, au lieu de 36° actuellement. Par conséquent, une partie importante du flanc Sud aurait disparu.

        Les auteurs apportent de nouvelles données sur l’escarpement de la « faille de São Mateus » à partir d’observations collectées dans le canyon de São Caetano, orienté Nord-Sud, qui recoupe l’escarpement sur une longueur d’environ 1,5 km. L’escarpement est recouvert d’éboulements provenant de la zone sommitale ainsi que de colluvions amassées à partir de sa base. Localement, les dépôts volcano-sédimentaires alternent avec des coulées de lave d’épaisseur métrique et sont recoupés par des dykes. Ceux-ci, disposés en échelon, plongent vers le bas et sont orientés parallèlement à l’escarpement.

        Selon les auteurs, cette configuration, ainsi que les déformations ayant affecté le matériel volcano-sédimentaire lors de l’intrusion des dykes, sont compatibles avec une structure de type glissement lent, autrement dit un slump. Le slump serait emboîté dans un effondrement plus ancien et plus vaste (14 km d’extension entre Mirateca et São João), avant d’être comblé par des sédiments et recoupé par des coulées de lave puis par des dykes.

        Ainsi, le flanc Sud de la Montagne du Pic aurait connu deux effondrements de grande ampleur : une avalanche de débris et un slump, d’où sa dissymétrie Nord-Sud.

        Un modèle alternatif consiste à évoquer le phénomène de buttresting, c’est-à-dire que le flanc Nord de la Montagne du Pic est adossé au Complexe de São Roque – Piedade, alors que son flanc Sud, non soutenu, plonge jusqu’au plancher océanique (1 500 m de profondeur). Cette dissymétrie génère des fracturations internes de grande échelle qui affectent la répartition des masses à l’intérieur de l’édifice par suite des injections répétées de magma.

        Ce jeu de forces internes finit par déstabiliser le flanc tourné vers l’océan (cas de l’Etna, du Stromboli, du Piton de la Fournaise ou des volcans polygéniques de l’île Graciosa aux Açores, cf. LAVE n° 208).

        Par conséquent, en s’affranchissant de l’hypothèse – difficile à étayer par ailleurs – d’un socle dissymétrique sur lequel reposerait la Montagne du Pic, l’effet de buttresting suffit à expliquer la fragilité structurelle de l’édifice, dont le flanc Sud se serait effondré deux fois comme suggéré par Marques et al. (2021).

Le cône terminal

        La présence d’un cône terminal aux pentes abruptes surmontant un volcan bouclier est une particularité de la Montagne du Pic que l’on ne retrouve sur aucun autre volcan polygénique des Açores. Son existence est surprenante car généralement des laves fluides, telles celles émises dans la zone sommitale, favorisent la formation d’appareils volcaniques aux pentes douces (comme les volcans boucliers d’Hawaii ou d’Islande).

        Ce cône a été interprété de différentes manières. Selon Machado (1956), ce cône, bien que recouvert de coulées de lave, est essentiellement constitué de scories accumulées autour de sa cheminée centrale. Son interprétation repose sur deux arguments :

        (1) un cône de scories présente des pentes comprises entre 30 et 35°, voire 40° si les matériaux sont grossiers ou s’ils sont consolidés par des coulées de lave ;

        (2) selon des calculs géodésiques, la Montagne du Pic et son cône terminal reposeraient en équilibre isostatique au-dessus d’une vaste chambre magmatique.

6.  Coulées pahoehoe en tripes caractéristiques d’écoulements pentus, sur le flanc Ouest du Pico sur le sentier qui monte vers le sommet.
Image © Dominique Decobecq

        Woodhall (1974) suggère que la construction du cône résulterait d’éruptions volcaniques répétées, peu explosives, dont les taux d’effusion auraient toujours été faibles. Ces éruptions, typiquement de style hawaiien, seraient à l’origine des nombreuses coulées de lave pahoehoe composées, semblables à celles qui sont exposées dans les parois du cratère-puits terminal, ainsi qu’à la base de la Montagne du Pic (photo 6).

        Les travaux de Nunes (1999) et de França (2002) montrent que le cône terminal est constitué de coulées de lave fluides issues du sommet et qu’il n’y a pas d’évidence directe ou indirecte (i.e., par méthodes géophysiques) d’épais dépôts pyroclastiques. Sa forme conique résulterait, par conséquent, de l’accumulation autour des conduits centraux, de multiples coulées de laves qui, prises individuellement, sont peu volumineuses et ont été émises à des taux d’effusion peu élevés, comme l’avait envisagé Woodhall dès les années 70.

Deux types de magma

        L’analyse géochimique des laves de la Montagne du Pic indique que les magmas commencent à se former entre 130 et 95 km de profondeur, à des taux de fusion partielle compris entre 3,5 et 7,7% (les plus élevés des Açores). Au cours de leur ascension, l’exsolution des gaz ainsi que la cristallisation des olivines et des clinopyroxènes se produisent entre 50 et 26 km (Zanon et Frezzoti, 2013 ; Zanon, 2015).

        Au-dessus, d’autres techniques d’analyse sont nécessaires pour renseigner le devenir des magmas. Zanon et al. (2020) utilisent les inclusions fluides (essentiellement du CO₂) présentes dans les mégacristaux d’olivine et de clinopyroxène. Leur densité étant très sensible à la pression, cette variable constitue un excellent marqueur de la profondeur à laquelle les magmas sont stockés.

        D’autre part, on sait qu’au sein de la croûte océanique les magmas atteignent des conditions de flottabilité quasi-neutre, en raison du faible contraste de densité avec les roches encaissantes. Leur ascension depuis le manteau supérieur peut donc être stoppée dans la croûte pendant des périodes plus ou moins longues.

        Grâce à des comptages de densité d’inclusions fluides, réalisés sur des échantillons prélevés le long des accidents tectoniques N060°E, N115°E et N150°E (Cf. partie 1), les auteurs proposent un modèle expliquant pourquoi la Montagne du Pic a produit deux types de magmas depuis au moins 15 000 ans. Ils mettent en évidence deux niveaux préférentiels de stockage :

        • Entre 17,7 et 13,1 km: dans cette zone, la croûte est constituée de cumulats ultramafiques, riches en CO₂. Deux cas se présentent :

        (a) Les magmas y résident indéfiniment, sans jamais parvenir à s’épancher vers la surface. Leur cristallisation se prolonge jusqu’à former des poches uniquement constituées de cumulats cristallins : c’est le processus d’underplatting par lequel la couche des cumulats ultramafiques s’épaissit progressivement. Ce phénomène provoquerait un approfondissement de la limite croûte-manteau à une vitesse voisine de 1 cm/an sous la Montagne du Pic.

        (b) Les magmas stagnent pendant des périodes suffisamment longues pour former, par cristallisation fractionnée, des bouillies cristallines (crystal mushes) riches en olivine et clinopyroxène. Lorsque la tectonique extensive active en profondeur les failles N115°E et N060°E, les résidus magmatiques non entièrement cristallisés, devenus moins denses, regagnent de la flottabilité et leur ascension reprend. Ils sont à l’origine des magmas au type A, qui, arrivant en surface, produisent une éruption latérale. Chaque magma ayant suivi une trajectoire qui lui est propre, il est aisé de comprendre la diversité des textures cristallines des laves au type A.

        • Certains magmas trouvent un niveau de flottabilité neutre entre 5,6 et 6,8 km de profondeur, dans une zone de la croûte océanique constituée de MORB (i.e., basaltes des rides médio-océaniques) qui s’étend entre 8 km de profondeur et le plancher océanique. Les poches de magmas stockés à ces profondeurs se situent précisément à l’intersection des systèmes tectoniques N0150°E et N060°E, c’est-à-dire quasiment à l’aplomb du sommet. Cette région serait constituée d’un réseau complexe de dykes et de sills remplis de magmas au type B enrichis en plagioclase. Selon les auteurs cette région se superpose à une zone sismogénique d’environ 13 km³, comprise entre 4 et 7 km de profondeur et située à l’aplomb du flanc Sud de la Montagne du Pic. Elle est à l’origine d’une multitude de microséismes (403 événements entre 2008 et 2018 de magnitude inférieure à 2). Zone de faiblesses structurelles donc favorable à l’intrusion des magmas, elle pourrait correspondre à une chambre magmatique en cours de formation. Tous les magmas au type B émis depuis 15 000 ans dans la région sommitale auraient transité par cette tuyauterie magmatique.

        La seule exception est la fissure sommitale N060°E qui a produit un magma au type A. Ce magma aurait résidé dans un sill vers 13,7 km de profondeur. Lors de sa remontée, il aurait suivi un chemin particulier, sans jamais emprunter les conduits magmatiques coaxiaux du cône terminal, ni interagir avec des magmas au type B.

7.  La dépression sommitale du volcan du topo dite «Caldeira de Santa Barbara ».
Image © Guy Caniaux

Une brève histoire volcanologique de la Montagne du Pic

        Les trois systèmes volcaniques formant l’île de Pico sont quasi-contemporains. Malgré tout, la Montagne du Pic a dû naître après le volcan bouclier du Topo (photos 7 et 8) et après la chaîne fissurale São Roque–Piedade. Situé à la croisée d’axes majeurs de fracturation, à la suite d’un probable réarrangement du champ des tensions crustales, un nouveau volcan polygénique apparaît au Sud-Ouest de la proto-île de Pico.

        De multiples éruptions effusives se produisent le long de fissures radiales convergentes. On ne sait si ce nouvel édifice émerge de l’océan ou s’il repose sur une assise rocheuse. Néanmoins, son taux de production magmatique supérieur lui permet de recouvrir l’extrémité occidentale du Complexe de São Roque–Piedade. Mais cette position fragilise l’édifice car, si son flanc Nord prend appui sur le Complexe de São Roque–Piedade, son flanc Sud plonge vers les profondeurs océaniques. Cette dissymétrie structurelle est à l’origine d’un premier effondrement de son flanc Sud, puis d’un second, emboité dans le précédent.

        Des magmas basaltiques, temporairement stockés dans des sills empilés entre la zone de transition du Moho (17,7 - 17,3 km) et 13 km de profondeur, alimentent des éruptions hawaiiennes et stromboliennes. Il y a 15 000 ans, une excroissance s’ébauche dans la zone sommitale : le cône terminal s’édifie et fossilise l’ancien cratère qui marquait son sommet vers 2 000 m.

8.  vue du topo (sommet à 1 008 m) depuis l’ouest.
Image © Guy Caniaux

        Un nouveau mode de fonctionnement apparaît :

        (a) l’axe de fracturation N150°E se réactive sous forme d’un graben situé à l’aplomb du sommet ;

        (b) un réseau de dykes et de sills se met en place, à la croisée des axes tectoniques N150°E et N060°E, préfigurant la formation d’un réservoir magmatique vers 6/7 km de profondeur ;

        (c) depuis ce réseau sont émis des magmas porphyriques riches en plagioclase.

        La tuyauterie centrale alimente des éruptions sommitales effusives. Les coulées de lave nombreuses, mais prises individuellement de faible volume, s’accumulent autour de leur point d’émission et bâtissent un cône au relief vigoureux, en limite de stabilité gravitationnelle (photo 9).

9.  Le cône terminal de la Montagne du Pic.
Image © Guy Caniaux

Quel futur ?

        Les données statistiques soulignent l’imminence d’une éruption volcanique sur la Montagne du Pic : le seuil de probabilité d’une future éruption serait dépassé vers 2050 (Caniaux, 2005). Celle-ci affecterait son flanc occidental car les mesures gravimétriques présentent des anomalies négatives (i.e., significatives d’intrusions chaudes) à la croisée de linéaments ONO-ESE et OSO-ENE (Nunes et al., 2006). Les sorties d’un modèle numérique statistico-pronostique privilégient une éruption de type fissurale, dont les coulées de lave ruissèleraient en direction du littoral Nord-Ouest (Cappello et al., 2015).