L’Islande une île extraterrestre

Michel DETAY & Björn HRÓARSSON

L’Islande est une île volcanique. Elle doit son existence à la présence combinée de la ride médio-atlantique et d’un point chaud. L’Islande est un véritable paradis des géologues, des volcanologues, des photographes et des amateurs de la Nature. On y vit la dérive des continents en temps réel, on y observe tous les édifices volcaniques, des geysers, des sources chaudes, des solfatares, il est possible de visiter des tunnels de lave et d’entreprendre ainsi son propre voyage au centre de la Terre. Mais se rendre en Islande c’est aussi marcher à ciel ouvert sur le fond des océans ou encore sur la Lune ou sur Mars. Finalement, c’est entreprendre un grand voyage au coeur de la géologie des planètes. En Islande, tout est très exactement comme nulle part ailleurs.

Figure 1.  contexte géostructural de l’Islande.

        Pour ce numéro spécial de LAVE, consacré à l’Islande, ce papier a pour double objectif :

        • de fournir les bases de compréhension de la géologie – volcanologie de l’île ;

        • de vous proposer quelques thèmes de voyage sur cette île « extraterrestre ».

I – Géologie de l’Islande

        Elle n’est comprise que depuis peu de temps. Les grandes étapes peuvent se résumer comme suit :

        • En 1912, Wegener présente son hypothèse de la dérive des continents.

        • 1967-68, conceptualisation et formalisation de la théorie de la tectonique des plaques.

        • Dans les années 90 : la théorie des points chauds, complément indispensable qui vient renforcer la tectonique des plaques.

        • Dans les années 2000, la compréhension de la justaposition volcanisme basique et acide (en plus de la différenciation magmatique) par processus AFC (Assimilation + Fractional Cristallization) avec hybridation par recyclage d’une d’une paléo-plaque océanique provenant de l’océan Iapetus (et/ou de la microplaque Jan Mayen – MPJM).

I.1 – Éléments de géologie

        L’immense chaîne volcanique sous-marine, qui fait le tour de la planète, passe au centre de l’Islande. Cette chaîne, de 56 000 km de longueur, se situe au coeur des océans, à une profondeur moyenne de 2 000 m. Elle produit des basaltes particulier, les MORB (Pour Mid-Ocean Ridge Basalt). Elle est le siège d’une intense activité sismique et volcanique qui représente les 2/3 de la production volcanique annuelle mondiale. Elle prend localement le nom de dorsale médio-atlantique. C’est elle qui est responsable de la séparation de l’Afrique et de l’Amérique du Sud qui s’emboîtent comme un puzzle (Wegener).

I.2 – Tectonique des plaques

        La théorie de la tectonique des plaques, concept central en géologie, permet de décrire l’évolution historique de la planète. Initialement les continents faisaient partie d’un seul et même ensemble : la Pangée. Celui-ci s’est fracturé et les continents ont dérivé pour prendre la place que nous leur connaissons aujourd’hui et qui continue d’évoluer.

        Dans cette théorie, les continents sont représentés comme des plaques flottant sur le manteau terrestre plus liquide. La désintégration des éléments radioactifs au sein du manteau produit de la chaleur qui forme des courants de convection qui sont les moteurs de la dérive des continents. Les plaques vont ainsi se déplacer à des vitesses de quelques centimètres par an, au cours des âges géologiques.

        En quelques centaines de millions d’années (Ma), elles ont abouti à l’environnement géographique qui nous est aujourd’hui familier. Comme la surface du globe est constante, cette action géologique crée et détruit des océans alors que des chaînes de montagnes se mettent en place par collision des plaques continentales ou par disparition d’une place océanique sous une plaque continentale (subduction).

I.3 – Le point chaud islandais

        La théorie des points chauds vient compléter la tectonique des plaques qui ne rendait pas bien compte de la position de certains volcans intraplaques et de la géologie des îles océaniques. Un point chaud peut se représenter comme la remontée d’un panache de magma très chaud au coeur du manteau terrestre.

        Il remonte de la frontière noyau-manteau à 2 900 km de profondeur. Ce magma, plus chaud que le manteau environnant, remonte comme une bulle au sein du manteau. En arrivant en surface, il va engendrer une surélévation locale de la plaque qu’il rencontre et favoriser le volcanisme.

        L’Islande constitue un relief émergé de la dorsale médio-atlantique que l’on ne peut observer « normalement » qu’en sous-marin au fond de l’océan. C’est précisément l’action d’un point chaud qui a permis à une quantité énorme de magma de s’épancher pour permettre à l’Islande d’émerger.

        L’Islande est ainsi née de l’action combinée de la dorsale médio-atlantique et de l’activité d’un point chaud.

        Le panache mantellique « islandais » est localisé sous la croûte océanique et coïncide avec la position de la dorsale médio-atlantique (figure 1). L’activité du point chaud superposé à la dorsale provoque une augmentation considérable de la production magmatique, induisant ainsi un épaississement important de la croûte océanique islandaise (« socle islandais »). En effet, l’excès de productivité magmatique ne pouvant pas être accommodé par la vitesse d’ouverture de la dorsale, il en résulte que la croûte islandaise s’épaissit considérablement ; elle est estimée entre 15 et 40 km, ce qui est très important en comparaison des 6 - 7 km d’une croûte océanique « normale ». Une telle accumulation de laves induit une surcharge de poids locale, qui va provoquer la subsidence rapide du coeur de la zone de rift. Comme la plupart des systèmes de ride ( ici, synonyme de dorsale ou rift ), cette dernière est affectée par une activité géothermale intense qui va altérer et hydrater partiellement les empilements volcaniques lors de leur formation et de leur enfouissement.

I.4 – Éléments de stratigraphie

        L’âge du soubassement de l’Islande est mal connu, en revanche de nombreuses roches exposées en surface ont fait l’objet de datations. Les plus vieilles roches à l’affleurement proviennent de la péninsule de Vestfirðir (fjords de l’ouest) et ont été datées à 16 Ma alors que d’autres, issues des fjords de l’Est, ont été datés à 13 Ma. L’Islande est une île récente. Elle ne doit son existence qu’au volcanisme et n’est constituée que de roches volcaniques. Cependant, le temps faisant son oeuvre, on trouve aujourd’hui 8% de roches sédimentaires provenant de l’érosion des roches magmatiques par les éléments atmosphériques, l’érosion fluvio-glaciaire ou marine.

        Trois unités stratigraphiques majeures sont conventionnellement distinguées au sein des formations volcaniques :

        1) les formations tertiaires, âgées de plus de 3,3 Ma ;

        2) les roches plio-pléistocènes dont l’âge va de 3,3 à 0,7 Ma ;

        3) les formations d’âge pléistocène supérieur ont moins de 0,7 Ma et forment la zone néo-volcanique (zone de rift) (figures 2 et 3). La dernière unité, pléistocène supérieur, peut être divisée en deux sous-unités : les formations du pléistocène supérieur s.s. de 0,7 Ma à 0,01 Ma et celles de l’Holocène ou post-glaciaire (derniers 10 000 ans).

Figure 2.  principaux éléments de la tectonique islandaise (zones volcaniques et failles majeures). RRZ= reykjanes rift Zone ; NIRZ= North-Iceland rift Zone ; SIVZ= South-Iceland rift Zone ; SNVZ= Snæfellsnes volcanic Zone ; ÖVB= Öræfi volcanic Belt et zones de jeu de failles transformantes TFZ= Tjörnes Fracture Zone ; SISZ= South-Iceland Seismic Zone ; MIVZ= Mid-Iceland volcanic Zone.

Figure 3.  carte des principaux systèmes volcaniques : 1 reykjanes, 2 Krýsuvík, 3 Brennisteinsfjöll, 4 hengill, 5 hróðmundartindur, 6 Grímsnes, 7 Geysir, 8 Prestahnjúkur, 9 hveravellir, 10 hofsjökull- Kerlingarfjöll, 11 Tungnafellsjökull, 12 vestmannaeyjar, 13 Eyjafjallajökull, 14 Katla, 15 Tindfjöll, 16 hekla-vatnafjöll, 17 Torfajökull, 18 Bárðarbunga-veiðivötn, 19 Grímsvötn, 20 Kverkfjöll, 21 Askja, 22 Fremrinámur, 23 Krafla, 24 Þeistareykir, 25 Öræfajökull, 26 Esjufjöll, 27 Snæfell, 28 Ljósufjöll, 29 helgrindur, 30 Snæfellsjökull. Le grand cercle ouvert indique le centre approximatif du panache mantellique. La ligne en pointillé indique les limites nord de la zone volcanique est (EVZ).

II – Schéma volcano-tectonique

        Aujourd’hui, l’activité volcanique islandaise s’exprime le long de trois zones de rift (figure 3 et figure 4), la RRZ (Reykjanes Rift Zone), NIRZ (North-Iceland Rift Zone) et la SIVZ (South-Iceland Rift Zone) ainsi que dans deux zones volcaniques hors rift, la SNVZ (Snæfellsnes Volcanic Zone) et la ÖVB (Öræfi Volcanic Belt). Les zones de rift sont reliées entre elles par des jeux de failles transformantes :

        • la TFZ (Tjörnes Fracture Zone) qui relie la NIRZ à la ride de Kolbeinsey ;

        • la SISZ (South-Iceland Seismic Zone) qui joint la ride de Reykjanes à la SIVZ;

        • la MIVZ (Mid-Iceland Volcanic Zone) qui relie la RRZ à la NIRZ.

        Le centre du panache mantellique est localisé sous le glacier Vatnajökull en sa partie nord-ouest (figure 3). Les zones axiales de rift qui contrôlent l’essentiel du régime tectonique de l’Islande (extension ONO–ESE), sont caractérisées par un magmatisme de type tholéiitique. En revanche, au sein des zones volcaniques hors rift (SNVZ et ÖVB), un volcanisme de type transitionnel à alcalin se met en place de façon discordante sur les formations tholéiitiques tertiaires. La partie axiale de rift SIVZ, est quant à elle, une zone singulière car la nature de son magmatisme évolue depuis des compositions tholéiitiques au Nord jusqu’à des compositions alcalines au Sud.

        Cette configuration géographique de la SIVZ est interprétée comme résultant de l’initiation d’un nouvel axe de rift. Il est maintenant communément admis que la SIVZ correspond à la propagation vers le Sud de la NIRZ et que, depuis 3 Ma, cet axe de rift est progressivement en train de remplacer la RRZ. A l’échelle de l’histoire islandaise, cette relocalisation de la zone de rift correspond à un saut de rift vers l’Est.

II.1 – Les sauts de rift

        Des sauts de rift, tels que celui observé actuellement entre la RRZ et la SIVZ, se sont déjà produit dans le passé, il y a 7 Ma et probablement une fois encore avant, il y a 15 Ma. En effet, par rapport au centre du panache, la dorsale océanique se déplace vers le NO. Lorsque la distance entre la ride et le centre du point chaud devient trop importante, une nouvelle zone de rift se développe au sein de la croûte océanique, à l’aplomb du centre du panache mantellique.

        L’ancienne zone de rift abandonnée, devient alors inactive. Au coeur de l’Islande, la dorsale médio-atlantique se trouve ainsi « capturée » et déviée vers l’Est, relativement à la position qu’elle devrait « normalement » occuper ; dans le prolongement direct de la Ride de Kolbeinsey au Nord et de la ride de Reykjanes au Sud (figure 1).

        Actuellement, les spectres de ces différentes zones de rift abandonnées sont observables et sont localisées comme indiqué en figure 2. Il y a plus de 7 Ma, la zone de rift s’étendait de la péninsule Snæfellsnes (au Sud-ouest) à celle de Skagi (au Nord). Il y a environ 7 Ma, cette dernière est devenu inactive, laissant ainsi place à la zone de rift actuelle qui est localisée plus à l’Est. Une zone de rift éteinte, localisée actuellement dans les fjords Nord-ouest de l’Islande, a été active entre 24 et 15 Ma, avant de laisser la place à la zone de rift de Snæfellsnes-Skagi.

II.2 – Activité volcanique historique

        L’Islande est une des régions les plus actives au monde. Il se produit, en moyenne, une éruption tous les trois à cinq ans. Un tiers des laves émises sur la planète au cours des temps historiques (derniers 10 000 ans – Holocène) a été produit en Islande.

        Parmi les éruptions les plus célèbres, retenons celle de l’Eldgjá (« la gorge de feu ») en 934-940 qui détient le record de l’éruption basaltique la plus volumineuse jamais observée (19,6 km³). Il s’agit de la plus importante source de pollution volcanique connue historiquement. Pour intégrer l’importance de cette éruption, on peut comparer les volumes de lave émis à un mur de 35 m de large, de 540 km de long (soit à peu près la distance de Paris à Bordeaux) et de 1 000 m de hauteur. Cette même éruption a dissipé dans l’atmosphère 219 millions de tonnes de SO₂ qui ont produit, en réagissant avec la vapeur d’eau atmosphérique 450 millions de tonnes d’acide sulfurique (H₂SO₄). Pour fixer les ordres de grandeur, l’éruption du Pinatubo, la plus significative du XXI^ème siècle, n’a produit « que » dix millions de tonnes de SO₂.

        L’éruption du Laki en 1783-84 provenait d’une fissure de 25 km de long, regroupant 130 volcans, qui a émis 15,1 km³ de lave basaltique, le débit de l’éruption pouvant atteindre 5 000 m³ de lave par seconde. On estime que 250 mégatonnes de gaz sulfureux furent émises dans l’atmosphère (6 Mt.j^–1), soit l’équivalent de trois fois les émissions industrielles annuelles en Europe et l’équivalent d’une éruption comme celle du mont Pinatubo, en 1991, tous les trois jours. L’émission de dioxyde de soufre coïncidant avec des conditions climatiques inhabituelles provoqua un épais brouillard sulfuré qui se répandit à travers l’Europe occidentale, provoquant des milliers de morts durant 1783 et l’hiver 1784. On estime à vingt millions de tonnes la production de CO₂ et une énorme quantité d’anhydride sulfureux ont contaminé les sols et les eaux de surface. Le nuage volcanique s’est étendu sur l’Europe, l’Afrique et même une partie de l’Asie.

        En Islande, l’éruption a entraîné la mort d’une grande partie de l’élevage (80% du cheptel de moutons, 50% du bétail, 50% des chevaux moururent). La famine fut alors responsable de la disparition de plus de 20% de la population islandaise. Les aérosols créés, comparables à un hiver nucléaire, provoquèrent alors un refroidissement dans tout l’hémisphère Nord. L’impact météorologique des éruptions de Laki se fit sentir les années suivantes avec plusieurs hivers très rigoureux en Europe. En France, cela contribua de manière significative à la pauvreté et à la famine, un des facteurs importants qui provoquèrent la Révolution française en 1789.

        D’autres éruptions spectaculaires ont également eu lieu, notamment les éruptions sous-glaciaires comme celle de l’Eyjafjöll qui a paralysé l’espace aérien européen en avril 2010. Mais cette dernière ne donne qu’un tout petit avant-goût des futures éruptions, bien plus importantes, qui sont annoncées comme celle du Katla sous le Mýrdalsjökull ou encore le Grímsvötn sous le Vatnajökull. L’éruption du Grímsvötn en mai 2011 a émis 210 millions de tonnes de téphras en 48 h, soit autant que l’Eyjafjöll pendant son éruption de 2010.

        La coulée de Þjórsá, la plus ancienne des laves de la série de Tungnaár, une série de huit coulées de lave émanant du système volcanique de Veiðivötn - Bárðarbunga au nord de Landmannalaugar, pendant l’Holocène représente un volume de 22 km³. Les plus grands volcans bouclier ont une taille similaire (le Skjaldbreiður, par exemple, a un volume de 17 km³). L’apparition de ces objets hors norme indique que le taux de production magmatique du début de l’Holocène dépassait de 30 à 40 fois la production actuelle. Ce taux de production élevé coïncide avec le rebond post-glaciaire provoqué par la fonte des inlandsis hérités de la dernière glaciation, sur une épaisseur allant jusqu’à 2000 m d’épaisseur. Ces objets volcaniques ont eu une incidence certaine sur le climat.

II.3 – Les systèmes volcaniques

        En Islande, chacune des zones volcaniques est constituée d’un ensemble de systèmes volcaniques (figure 3) dont la durée de vie active moyenne est typiquement de l’ordre de 0,5 à 1,5 Ma. Ces derniers se composent classiquement d’un réseau de fissures et d’un volcan central qui sont respectivement l’expression en surface de réservoirs magmatiques profonds et de sub-surface (figure 4). À son terme de maturation, le toit de la chambre magmatique sous le volcan central peut s’effondrer, formant ainsi une caldeira. Un ensemble d’une trentaine de systèmes volcaniques a été reconnu dans les zones actives actuelles (figure 3) et de nombreux systèmes éteints ont aussi été identifiés dans les formations tertiaires. Au cours de l’histoire de l’Islande, ces systèmes volcaniques ont essentiellement émis des basaltes. Toutefois, au sein des volcans centraux, des roches acides (rhyolite, dacite et trachyte) et plus rarement des laves de composition intermédiaire, ont pu se mettre en place. Le bilan volumétrique des magmas émis en Islande a été estimé à 90% de basaltes et 10% de magmas plus différenciés, dont une large majorité de roches acides.

Figure 4.  principaux éléments constitutifs d’un système volcanique, avec : c : chambre magmatique crustale ; ds : essaim de dykes ; cv : volcan central ; fs : essains de fissures ; fe : fissure éruptive.

III – Problèmes, complications, incertitudes

        La présence d’un magmatisme acide abondant, la largeur de l’île, et des signatures géochimiques des laves, laissent entendre que l’Islande est un objet géologique plus complexe que la simple justaposition ride-panache.

III.1 – Un volcanisme acide trop abondant

        Bien que se trouvant au coeur du domaine océanique, le magmatisme islandais donne naissance à près de 10% de roches acides (Hrafntinnusker, Torfajökull, Reyðarfjörður, Tinná, Krafla, Askja, Hekla, notamment). Cette proportion est anormalement élevée pour une île océanique qui ne devrait en receler qu’une infime proportion, à l’instar de Hawaï.

        Bien sûr, la cristallisation fractionnée des magmas basaltiques (poussée à terme) aboutit à la formation de roches acides. On peut concevoir qu’en remontant vers la surface, le magma basaltique, issu de la fusion mantellique, forme des réservoirs magmatiques intermédaires au sein desquels les magmas vont évoluer vers des termes acides par cristallisation fractionnée. Mais est-ce suffisant pour rendre compte de la présence de 10% de roches acides ?

III.2 – Une île anormalement large ?

        L’Islande fait environ 500 km dans sa plus grande largeur. Les roches les plus anciennes sont datées à 16 Ma pour l’Ouest et à 13 Ma pour l’Est. Lorsque l’on considère un modèle de ride simple et unique, ayant une demi-vitesse d’ouverture de 1 cm.an^–1 (10 km.Ma^–1) la largeur maximale calculée devrait être de l’ordre de 290 km [(16 Ma × 10 km.Ma^–1) + (13,1 Ma × 10 km.Ma^–1)=160+130 km)]. Force est de constater l’existence de 210 km excédentaires qui ne sont pas expliqués par les modèles géodynamiques classiques.

        La largeur de l’Islande peut être la conséquence du piégeage d’un morceau d’une ancienne croûte océanique en provenance du paléo-océan Iapetus (et/ou MCJM). Ceci est compatible avec la répartition des pendages et des âges des empilements basaltiques qui résulteraient à la fois de l’accrétion de la « nouvelle croûte islandaise » et du recouvrement de « l’ancienne croûte » piégée dans les formations magmatiques générées au niveau des zones de rift (processus d’accrétion-recouvrement).

III.3 – Apports de la géochimie

        La géochimie confirme que la composition en éléments majeurs des roches acides d’Islande apparaît bien compatible avec une origine par cristallisation fractionnée. L’existence de veines de ségrégation, au sein de ces formations, prouve que le processus de cristallisation fractionnée est mené à son terme.

        Cependant, l’utilisation du comportement des éléments en traces et certains rapports isotopiques montrent que contrairement à ce qui avait été conclu avec les éléments majeurs, un autre mécanisme que la cristallisation fractionnée a, dans la plupart des cas, joué un rôle important. Ce mécanisme est la fusion partielle de la croûte islandaise.

        En effet, les basaltes islandais (comme ceux du nord-est de l’Atlantique) contiennent des proportions variables de deux composants enrichis, interprétés comme une croûte océanique recyclée (signature EM2). Dans le sud-est de l’Islande une zone restreinte (Öræfajökull) se caractérise par une composante du manteau enrichi (E-MORB) avec des niveaux élevés des rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr et ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb. La géochimie isotopique (rapports Sr–Nd–Pb) montre que le magma primitif de l’Öræfajökull pourrait provenir de l’assimilation de 2 à 6% de la croûte continentale sous-jacente avant de se différencier vers des laves plus évolués (acides). Ceci est également vrai pour les volcans Hekla, Krafla et Askja.

III.4 – Une paléo-crypto croûte héritée

        L’inversion des données d’anomalie gravimétrique, l’analyse des données magnétiques régionales et les reconstructions de plaques (modélisation géodynamique), semblent indiquer que la croûte sous le sud-est de l’Islande ferait partie de l’extension du micro-continent Jan Mayen d’une longueur d’environ 350 km et d’une largeur de 70 km (JMMC). Ainsi, la taille de l’île et le volcanisme acide pourrait bien signer la présence d’une proto-Islande, d’un embryon phagocité, d’une paléo-crypto croûte héritée au sein de la géométrie 3D actuelle de l’île.

        Compte tenu de la présence du rift et du point chaud, la croûte subit nécessairement une altération hydrothermale intense. La remontée et la mise en place de magmas basaltiques, issus de la fusion mantellique, provoque un réchauffement local de la croûte hydratée, lui permettant le franchissement de la température de son solidus. Une contamination magmatique est donc possible (processus AFC).

III.5 – Pétrogenèse géographique

        La pétrogenèse des laves acides, holocènes, semble être contrôlée par l’état thermique de la croûte. A proximité du centre de l’île (Hekla, Krafla, Askja), là où le centre du panache mantellique interagit avec la ride médio-Atlantique, le gradient géothermique est élevé, de telle sorte que la température du solidus d’un basalte hydraté est franchie (et signe un processus AFC).

        Ceci se traduit par la fusion partielle de la croûte basaltique hydratée, provoquant une contamination (hybridation) au sein d’un ensemble de chambres magmatiques intermédiaires et générant ainsi le magmatisme acide localisé à proximité de l’axe du rift.

        Dans les zones périphériques de l’île (péninsule de Snæfellsnes, système volcanique d’Öræfajökull), l’influence thermique de la ride et du panache mantellique est plus faible, ne permettant plus à la croûte hydratée de franchir la température de son solidus. Cependant, des magmas acides sont aussi présents dans ces zones périphériques. Ils proviennent uniquement de la cristallisation fractionnée poussée à terme des magmas basaltiques.

III.6 – Le modèle islandais

        D’un point de vue structural : ride médioatlantique plus point chaud mais aussi existence probable d’une paléo-cryptocroûte océanique capturée.

        La géologie de l’Islande est donc plus compliquée qu’on ne la présente en général. Une partie de son soubassement serait une structure héritée (possiblement issue de la microplaque Jan Mayen ?). La double présence du rift et du point chaud islandais provoque l’hydratation de cette structure héritée. La fusion partielle d’une partie du socle islandais (par abaissement du solidus du paléo-cryptosocle hydraté) provoque la contamination du magma ascendant. Plusieurs mécanismes sont donc susceptibles de générer un volcanisme acide, ce qui explique son abondance et sa répartition. Chaque système volcanique doit donc être étudié dans son contexte structural (géométrie, sauts de rift) pour rendre compte de la nature des laves émises en surface.

IV – Un grand voyage au coeur de la géologie des planètes

        Après cette courte introduction à la géologie de l’Islande, je vous propose, dans un style plus ludique, quelques voyages extraordinaires à réaliser dans cette île « extraterrestre ».

IV.1 – Voyage au centre de la Terre

        Le professeur Otto Lidenbrock (Jules Verne, «voyage au centre de la Terre », 1864 ) ne s’est pas trompé lorsqu’il a décidé de se rendre en Islande pour y entreprendre son voyage au centre de la Terre en empruntant un tunnel de lave.

        Les tunnels de lave de Surtshellir-Stefánshellir (« la grotte du feu géant », 3 500 m de long), Íshellir (500 m de long) et Víðgelmir sont les plus connus. Víðgelmir est l’un des 30 plus grands tunnels de lave du monde, avec un volume de 148 000 m³ pour une longueur de 1 585 m et un diamètre pouvant atteindre 27 m. Jusqu’au XIX^ème siècle, Surtshellir était un des seuls tunnels de lave connus. Plusieurs autres tunnels de lave sont visitables. Le tunnel de Raufarhólshellir, le troisième plus grand tunnel d’Islande, est très accessible puisqu’il est situé à proximité de la route n° 39, à une heure de route de Reykjavik. Il s’agit d’un beau tunnel, de 1 360 m de long, de 10 à 30 m de large et haut d’une dizaine de mètres. Lofthellir proche de Mývatn peut également se visiter. Ce dernier est très riche en stalagmites et stalactites de glace très spectaculaires. Arnaker, à environ une heure de route de Reykjavík vaut également le détour (cf. LAVE 148).

IV.2 – Voyage dans l’écume des volcans

        Les geysers

        Le site le plus connu des geysers islandais se situe dans la vallée de Haukadalur, à l’est de Reykjavík. On y trouve le grand geysir qui a donné son nom au phénomène. Le terme geysir provient en effet du verbe islandais « gjosa », qui signifie « jaillir ». Lors de sa splendeur, en 1924, il projetait de l’eau et de la vapeur à plus de 80 mètres de haut. Pour la fête nationale, les islandais avaient coutume de raviver à grands coups de lessive le grand geyser, emblème du pays. La lessive et le savon diminuent la cohésion des molécules d’eau, rendant ainsi l’éruption possible.

        Aujourd’hui, Strokkur est le seul geyser spectaculaire que l’on trouve en Islande. Véritable attraction touristique, il est très populaire, car il a une éruption toutes les quatre à huit minutes. L’éruption atteint une vingtaine de mètres en moyenne. Certaines auraient même atteint 40 m. Comble de l’ironie, mais les Islandais n’aiment pas qu’on le leur rappelle, Stokkur est un vrai faux geyser dans le sens où il est le fruit d’un forage réalisé après que le grand geysir ait cessé de fonctionner. Au pays des geysers, il n’y a finalement plus de « vrai » grand geyser.

        Fumerolles et solfatares

        Fumerolles et solfatares signent l’activité hydrothermale.

        Les principaux sites où l’on peut observer fumerolles et solfatares sont situés dans l’axe du rift : Námafjall et Krafla, proche du lac Mývatn facilement visitables ; Þeistareykir au nord de Mývatn ; Hveravellir au centre de l’Islande, un must ; Gunnuhver et Seltún dans la péninsule de Reykjanes. Certains sites marient fumerolles, solfatares et glacier : Kerlingarfjöll au centre de l’Islande, ou encore Kverkfjöll au nord du Vatnajökull où l’on trouve une belle grotte sous-glaciaire (Attention, le site est devenu une zone interdite à cause des émanations solfatariennes de CO₂ en quantité très importante voire létale)

        Sources chaudes et marmites

        En Islande, on dénombre 600 à 700 sources hydrothermales. La source hydrothermale de Deildartunguhver (650 m³/h, 100 °C) est considérée comme l’une des plus importantes au monde. Les sources chaudes d’Islande sont très populaires. Certaines, très connues, sont devenues des objets touristiques ; d’autres sont jalousement gardées par les Islandais. Un guide des sources chaudes a récemment été édité. Malheureusement, il est rédigé en islandais ce qui limite sensiblement son utilisation pour les touristes [NDLR: ne serait-ce pas délibéré ?]. Si vous êtes sensibles au thermalisme, deux sites géothermaux sont très populaires et très bien équipés. Il s’agit du Blue Lagoon le premier proche de Reykjavik, le second à Mývatn. Pour les amateurs de nature, il ne faut pas rater les sites de Landmannalaugar, les grottes de Mývatn, la « piscine » de Hveravellir, le cratère Víti de l’Askja et la vallée de Hveragerði.

IV.3 – Voyage sur la Lune

        Les astronautes de la Nasa (Apollo 11, 12, 15 et 17) ne s’y sont pas trompés et se sont entrainés en Islande avant leur mission d’exploration de la Lune. Le volcan d’explosion Hverfell, proche de Mývatn, a l’aspect morphologique d’un cratère d’impact. Les roches de Hrappsey (ouest de l’Islande) sont des anorthosites, comme celles des terres lunaires (≈2/3 de la surface de la Lune). On marche donc bien sur la Lune en Islande !

IV.4 – Voyage sur Mars

        Voyager en Islande représente le moyen le plus sûr et le moins coûteux pour visiter la planète Mars. En effet, on trouve en Islande les sandar (pluriel de sandur) que l’on rencontre également sur Mars. Ces sandar sont la conséquence d’éruptions sous-glaciaires qui provoquent la fonte d’une énorme quantité de glace. Il se produit alors une débâcle glaciaire (jökulhlaup) où l’eau va emporter tout sur son passage. Un véritable raz de marée se produit emportant blocs de glace, lave à peine refroidie, blocs divers, sur son passage. La lame d’eau peut atteindre une dizaine de mètres de hauteur, voire davantage. Cette débâcle glaciaire extrêmement brutale laisse derrière elle un dépôt de blocs, graviers et sable qui prennent alors le nom de sandur. Il se trouve que les astronomes ont identifié des sandar sur la planète Mars, preuve de son passé où l’eau était bien présente sur la planète rouge. Aussi, un déplacement dans un sandur est bien un voyage dans l’espace et le temps. Il y a de nombreux sandar en Islande. Le Skeiðarársandur, situé dans le sud de l’Islande, proche du parc naturel de Skaftafell, est facile d’accès, et très spectaculaire. L’éruption du Grimsvötn en 1996 a provoqué un jökulhlaup dont le débit était de l’ordre de 50 000 m³s^–1 soit vingt fois le débit maximum du Rhône. Il a déposé 12,8 millions de mètres cubes de sédiments atteignant par endroits dix mètres d’épaisseur. La dernière éruption du Katla a produit un jökulhlaup estimé entre 200 000 et 400 000 m³.s^–1, soit deux fois le débit de l’Amazone.

        La traversée du Maellifelsandur vous fera définitivement voyager sur la planète Mars.

IV.5 – Voyage au fond des océans

        Comme l’Islande est le seul endroit sur Terre où la ride médio-atlantique est émergée, visiter l’Islande est véritablement voyager au fond des océans du globe. Ceci est particulièrement visible sur le site assez spectaculaire de Þingvellir ou dans la péninsule de Reykjanes.

IV.6 – Voyage aux sources de la vie

        En Islande, on peut aussi voyager concomitamment dans le passé et dans l’espace. En effet, on trouve dans les sources chaudes et les solfatares des extrêmophiles qui ont la propriété de vivre là où l’on pensait jusqu’ici que la vie était impossible (cf. LAVE 173). Ils ont été découverts assez récemment, dans les années 70. Les plus connus sont les extrêmophiles qui vivent et se développent dans les sources chaudes entre 80 et 120 °C (thermophiles ou hyperthermophiles). Ils forment un film bactérien vivant que l’on retrouve aussi dans les geysers et les sources chaudes. La découverte des extrêmophiles a sensiblement bouleversé notre appréhension de l’origine de la vie sur Terre qui pourrait bien être apparue beaucoup plus tôt qu’on ne le soupçonnait jusqu’alors. De même, les extrêmophiles pourraient bien être présents sur d’autres planètes du système solaire voire sur des astéroïdes ou des exoplanètes. La théorie de la panspermie considère que la vie sur Terre aurait pu être initiée par des extrêmophiles en voyageant dans l’espace sur des météorites ou des comètes (xénobiologie). L’observation de ces films bactériens naturels nous propose donc un voyage aux sources de la vie. Des scientifiques viennent régulièrement pour en recueillir pour les étudier en Islande. Les plus exotiques proviennent de zones solfatariennes sous-glaciaires où l’on peut trouver des organismes extrêmophiles qui résistent au chaud, mais aussi cryophiles qui vivent dans le froid à des températures bien inférieures à 0 °C.

IV.7 – Voyage dans le para-normal : l’Islande fantôme

        Les trolls, tomtes, elfes et nixes ont passé les frontières de la Scandinavie pour s’implanter en Islande. Ils participent à la mythologie islandaise, présents dès le XIII^ème siècle, dans les Eddas qui relatent des combats contre les revenants, des animaux surnaturels aux pouvoirs maléfiques, et toutes sortes de phénomènes inexplicables. Ils sont toujours omniprésents dans la mémoire collective et appartiennent au huldufólk (le « peuple caché »).

        Ce peuple vit préférentiellement dans les montagnes des hautes terres, mais, pour celui qui sait voir, il n’est pas rare de le rencontrer... un peu partout. Une grande colonie d’elfes et de nains vit notamment dans le parc Hellisgerði situé en plein centre-ville de Hafnarfjörður, dans la banlieue de Reykjavik.

        Généralement, le Huldufólk habite des formations géologiques comme des dykes (l’Hvítserkur, par exemple), mais aussi des rochers où il installe ses villes (les Álagablettur).

        62% des Islandais croient en leur existence. Des centaines de personnes assurent en avoir vu. Ils les décrivent comme muets, normalement pacifiques, et d’une apparence proche de celle des hommes, quoique plus petits (ils prennent parfois le nom le « petit peuple »). Certains médiums parviennent à communiquer avec eux et personne ne songerait à contrarier le peuple caché. Il est d’ailleurs assez fréquent que l’on modifie le tracé de telle ou telle route pour ne pas risquer de les déranger.

        Les trolls sont différents et les spécialistes expliquent qu’il n’en reste plus que quelques-uns, cachés dans des régions perdues d’Islande. Les demi-trolls et leur descendance, en revanche, seraient plus communs et même généralement bien intégrés... Les trolls ont un point faible : exposés à la lumière, ils se transforment en pierre. C’est le cas du Hvítserkur (la « chemise blanche ») dans la péninsule de Vatnsnes dans le nord-ouest de l’Islande.

        En 1971, le rocher de dame Elf (l’Alfkonusteinn) a dû être déplacé pour être hébergé dans un petit jardin du bas Reykjavik. En effet, une entreprise de travaux publics n’avait pas prêté attention à l’Alfkonusteinn et l’avait recouvert de gravats lors de terrassement pendant la construction d’une nationale à Siglufjördur. Le chantier a du être arrété et le rocher placé dans un endroit favorable (après consultation des médiums).

        Les elfes sont omniprésentes en Islande. Parfois, elles acceptent les projets humains parfois elles les réfutent. Le tunnel de Hvalfjörður, le point le plus bas d’Islande (– 165 m) est, par exemple, habité par une elfe qui s’est accommodée du projet. A l’opposé, le projet autoroutier qui devait relier Alftanes à Reykjavik, vient d’être abandonné après un jugement de la cour suprême au prétexte qu’il allait déranger les elfes...

        Vous pouvez voir dame Elf en son jardin de Reykjavik si vous faites le haunted walk (Figure 5).

Figure 5.  haunted walk (www.hauntedwalk.is)

        Enfin, vous remarquerez peut-être aussi, dans les jardins islandais, la présence de quelques pierres entassées dans un coin sauvage. Il s’agit d’habitat pour les elfes. Quand on construit une nouvelle maison, la tradition veut qu’on réserve une petite place aux esprits qui habitaient les lieux auparavant afin de rester en bons termes avec eux et s’assurer de leur bienveillance.

        Si ça ne suffit pas, il y a toujours moyen d’aller suivre un cours accéléré à la Icelandic Elf School, l’Álfaskólinn.

        Voyager en Islande dans l’univers paranormal et l’inexpliqué, vous permettra de compléter vos connaissances en géobiologie, en réseau tellurique et autres ondes éthériques...

        Enfin, ce n’est pas un hasard si l’Islande est un des hauts lieux de tournage de la série mythique Game of thrones mettant en scène des sites naturels fantastiques, devenus aujourd’hui des destinations en soi du tourisme télévisuel (Thakgil, Þingvellir, par exemple). Dans cette Islande paradoxale, grâce à son volcanisme acide, vous pourrez vous approvisionner en « verre dragon » au Krafla ou dans Landmannalaugar pour lutter contre les marcheurs blancs.

6.  Photo prise par drone de la partie sud de la caldeira du Grímsvötn (la voiture de Björn donne l’échelle), été 2016.
Image © Michel Detay.