Brigitte Van Vliet-Lanoë, Directeur de recherche CNRS, 
Emérite, Brest, France
Alain Préat, Prof. Emérite, Université Libre de Bruxelles

Iceland, the island of danger, English Version (.pdf)

Fil conducteur : L’Islande attire autant les touristes que les scientifiques chargés de prévoir les risques naturels non négligeables hérités de son contexte géologique particulier. Il n’est pas une semaine où elle ne figure en avant des médias, plus encore aujourd’hui, avec les évacuations de populations le 11 novembre dernier suite au réveil du volcan apparu à Grindavik situé 40 km au sud-ouest de Reykjavik. L’éruption actuelle s’est annoncée depuis le 21 juillet 2023, puis s’est activée en décembre et le 14 janvier 2024. Ce n’est ni la première fois, ni la dernière que le volcanisme fait/fera parler de lui. Grindavik n’est pas la seule éruption en cours : il y a en permanence sur Terre entre 40 à 50 éruptions volcaniques sur les 1 330 volcans connus. Cette activité éruptive s’accompagne d’effets ‘désastreux’ tels que séismes très fréquents, aérosols soufrés et cendreux, fontes sous-glaciaires des calottes de glace, décharges glacio-isostasiques et soulèvements … Oui l’Islande est sous haute surveillance … car elle est située sur un point chaud (hot spot) toujours actif.

Le Laki ou ‘Lakagigar’ est un système volcanique dans le graben traversant l’Islande. Eruption fissure colossale en 1783-1784 avec coulées de laves jusqu’à 60 km de longueur , projection de cendres et émission de SO₂.

1. Géologie générale

L’Islande est une île volcanique bien connue pour ses éruptions volcaniques et son gradient géothermique élevé. Elle est parmi les mieux étudiées, stratégiquement située au cœur de l’océan Atlantique Nord, sous influence de courants marins comme, d’une part des flux tempérés d’Irminger et de la dérive nord-Atlantique et, d’autre part les courants froids de l’Est groenlandais et sa dérive NE islandaise (Van Vliet-Lanoë et al., 2021). Il s’agit donc d’une zone clef pour comprendre l’évolution climatique de l’Atlantique Nord. 

 L’île est liée à plusieurs facteurs géologiques déterminants encore à l’œuvre aujourd’hui. Le premier est associé à une remontée magmatique puissante, un point chaud (‘hot spot’; également ici) et le second est lié aux systèmes de failles de la ride océanique de Gakkel, au nord de la plateforme de Kara (Grachev, 2003 ; Chamov et al., 2019) connectée avec la ride médio-océanique Atlantique qui sépare l’Amérique de l’Eurasie. Ce point chaud permet aux roches du manteau terrestre anormalement chaud de remonter dans l’asthénosphère avec une fusion partielle de la partie superficielle du manteau. Il en résulte une production de grandes quantités de magma qui alimente le volcanisme islandais depuis probablement 55 Ma (Chazot et al., 2017). Cette production de magma est pro parte en relation avec l’énergie des marées (contrôle tidal) qui affectent notre planète (voir plus loin, 2.2).

L’ensemble est initialement issu de l’éclatement du supercontinent Pangée à partir du Sud, il y a 200 Ma (SCE, 2018) et de l’ouverture de l’Atlantique Nord accompagnée d’émissions volcaniques à partir de 65 Ma (ouverture effective du détroit de Fram  à la fin de l’Eocène). L’Islande y occupe une place particulière, car elle est située à la fois sur la dorsale (Figures 1 à 4) qui en s’ouvrant a séparé les plaques européenne et américaine pour migrer progressivement au-dessus du point chaud (Figure 4 et ici). Cette situation particulière est à l’origine d’une production anormalement élevée de magma basaltique, de sorte qu’à cet endroit la dorsale océanique affleure à terre, à la différence de sa profondeur moyenne de 2500 m dans l’Atlantique (Chazot, 2020). Cette dorsale est à l’origine à de plusieurs zones volcaniques reliées au sud et au nord par deux zones de failles transformantes (Zones volcaniques Ouest et Est, Figure 1) (Bergerat et Angelier, 1999).  Ces zones sont toujours actives sismiquement, avec plusieurs centaines de séismes par semaine.

L’élargissement de la dorsale qui suture les deux plaques a permis, par périodes, une injection de magma, générant des éruptions volcaniques aériennes, sous-marines ou sous-glaciaires (exemples des volcans Bardarbunga (sous-glaciaire), Eldfell (éruption sous-marine etc., avec plus de 200 cratères dont environ 130 volcans actifs, voir la liste ici). Cette activité magmatique s’exprime par un gradient géothermique très élevé (>150°C/km  au lieu de 25 à 30°C/km dans la plupart des régions du monde). Cette activité est aussi accompagnée par l’émission de nombreuses sources d’eaux chaudes localisées sur les failles, de geysers à terre ou sur les fonds océaniques, de cheminées hydrothermales en association avec des volcans sous-marins. Ce flux de chaleur s’étend jusqu’au Groenland suite à l’ampleur de près de 300 km de hauteur/profondeur et plus de 100 km en extension du point chaud (Figure 4) (Wolfe et al., 1997).

Figure 1. A) Carte gravimétrique à l’air libre de la région Atlantique Nord-Est. Document tiré de la carte gravimétrique mondiale (Bonvalot et al. 2012). Cette carte montre les principaux éléments structuraux de la région Atlantique Nord-Est, comme les dorsales, actives ou éteintes, ainsi que les grandes failles transformantes ; B) Carte des anomalies gravimétriques à l’air libre du bassin de Reykjanes (également voir figures 3 et 4) ; C) Position simplifiée des rifts islandais. Egalement ici.

Figure 2. La province ignée thuléenne (d’après Storey et al. 2007 ; Thodarson et Larsen 2007 ; Chauvet et al. 2019 in Van Vliet-Lanoë et al., 2021). Les deux principales rides (Reykjanes et Kolbeinsey) sont reprises à la figure 3. Les rides matérialisent la limite des plaques tectoniques américaine (à gauche) et européenne (à droite). Elles traversent l’Islande du SO au NNE où s’observe un rift actif.

Figure 3. A) Les rides sous-marines de Kolbeinsey et B) de Reykjanes (images de sondeur multifaisceaux, HAFRO.is). In Van Vliet-Lanoë et al. (2021) (également Figure 7). La crête de Kolbeinsey traduit une faille transformante oblique avec la zone de fracture de Tjörnes, très peu profonde où une éruption sous-marine a été signalée en 1372 (sur la ride de Kolbeinsey mais sa localisation exacte est incertaine).  D’autres rapports d’éruptions sous-marines historiques au nord de l’Islande ont une localisation encore plus incertaine (Smithsonial Institution, 1999 ; Yeo et al., 2016). Le système volcanique de Reykjanes s’étend sur au moins 45 km de long, dont 30 km entre la côte et le glacier Langjökull. Le système volcanique associé est défini par une rangée de volcans-boucliers.

Figure 4. Imagerie illustrant la forme en cylindre étroit du panache mantellique (A), d’un rayon d’environ 150 km (anomalie à faible vitesse jusqu’à une profondeur d’au moins 400 km, d’après (Wolfe et al. 1997). Coupes verticales dans le modèle ICEMAN de Allen et al. (2002) in Van Vliet-Lanoë et al. (2021) perpendiculairement (B) et parallèlement (C) au rift. Ces coupes illustrent le conduit vertical entre 400 et 200 km de profondeur et le panache horizontal au-dessus. Axe vertical = profondeur en km.

Le panache mantellique islandais (Figure 4) s’est superposé tardivement (vers 3 Ma) au contact  des deux dorsales sous-marines et le relief de l’île est induit par le panache magmatique en limite des plaques. La dorsale médio-océanique connectée à l’Islande au Nord et au Sud présente deux segments, la dorsale de Reykjanes au sud et la dorsale de Kolbeinsey au nord (Figures 2 et  3). Ces rides correspondent à des segments sous-marins de la dorsale médio-atlantique à leur jonction avec l’Islande. Ce passage est signé à l’intérieur de l’île par des zones de rift ou zones volcaniques faillées associées à un volcanisme actif  comme l’attestent les basaltes de différentes compositions  chimiques (Figure 5) avec de très nombreux séismes.

L’émission de lave qui accompagne le volcanisme se produit sur des essaims de fissures discrets, d’une longueur de 10 à 100 km, connus sous le nom de systèmes volcaniques (Figures 5, 7 et 9). Ces systèmes sont caractérisés par différents traits tectoniques, des failles normales, des fissures ouvertes par extension, des structures effondrées en graben, des dykes (injection) et des alignements de cratères volcaniques, petits ou grands, des cônes de cendres ou de bombes pâteuses (« spatter cones »), des tuyas (volcans sous-glaciaires) et des volcans boucliers (interglaciaires). 

2. L’Islande : géologie et activité volcanique quaternaire et récente 

2.1 Un rift en évolution permanente

L’Islande telle que nous la connaissons aujourd’hui a émergé il y a 15 Ma et s’est progressivement élargie (Figure 6) en fonction de l’activité de la ride Atlantique au contact des plaques tectoniques américaine et eurasienne (Figures 1 à 3). Elle est toujours poinçonnée par le point chaud. Ce dernier est localisé actuellement sous la grande calotte du Vatnajökull, à l’est du rift oriental,  à l’aplomb du complexe toujours actif des stratovolcans de Grimsvötn (localisation 20 dans figure 5) et Bárðarbunga.  

Figure 5. Carte géologique de l’Islande montrant la géologie de base du substratum, les zones de rift et les zones volcaniques actuellement actives, l’axe des anticlinaux, l’axe des synclinaux, les failles transversales et les systèmes volcaniques. WRZ Zone du rift occidental, NRZ Zone du rift septentrional, TFZ Zone de fracture de Tjörnes, SISZ Zone sismique du sud de l’Islande (Modifié d’après Einarsson et Sæmundsson 1987, Sigmundsson et al.  2018,  Bergerat et Plateaux, 2012).  Principaux volcans centraux et systèmes fissuraux actifs.  1 à 4  Reykjanes  1 :  inclus la zone de Grindavik ;  2 : Krýsuvík et Fagradarfjell ; 3 : Brennisteinfjöll ; 4 : Hengill ; 5 : Hrómundartin- dur ; 6 : Grimsnes ; 7 : Hrafnabjörg ; 8 : Prestahnjúkur ; 9 : Kjölur ; 10 : Hofsjökull ; 11 : Kerlingarfjöll ; 12 : Tungnafellsjökull ; 13 : Vestmannaeyjar ; 14 : Eyjafjallajökull ; 15: Katla; 16: Tindfjöll; 17: Hekla; 18: Torfajökull; 19: Veiðivötn; 20: Grímsvötn; 21: Kverkfjöll; 22: Askja; 23: Fremrinamur; 24: Krafla; 25: Þeistareykir; 26: Öræfajökull; 27: Esjufjöll; 28: Snæfell; 29: Ljósufjöll; 30: Lysuskarö ; 31 : Snæfellsjökull. Affinités magmatiques (tholéiitique, transitionnelle et alcaline) d’après Sigmarsson et Steinthorsson (2007) et Sigmarsson et al. (2008) in Van Vliet et al. (2021). Egalement ici.

Le rift continental ouest islandais est peu actif depuis le saut de rift (Figure 6), sauf en période glaciaire. Le rift oriental (le plus récent, 3 Ma) est par contre très actif, en raison de  son alimentation par le point chaud. L’Islande et ses volcans actifs sont donc sous haute surveillance : la fonte des glaciers depuis la dernière déglaciation, et plus récemment, semble favoriser un volcanisme phréato-magmatique explosif. La fréquence éruptive moyenne est ici d’une éruption tous les 4 -5 ans, mais certaines périodes peuvent être plus actives.

Figure 6. Évolution de l’englacement de l’Islande au Plio-Pléistocène. Complété d’après (Geirsdottir et Eiriksson 1994). Il n’est cependant pas impossible que vers 3 Ma, l’extension de la calotte ait été plus grande que celle préconisée par ces auteurs, favorisant le saut de rift (3 Ma) par surcharge glaciaire.

Figure 7. Zones faillées de la péninsule de Reykjanes avec la zone de l’éruption fissurale de Fagradafjell 19/03/21 (localisation n°2, figure 5). L’éruption du 3 /08/22 est au NE du champ de faille de Fragardarfjell, dépendant du système volcanique Krýsuvík (à droite), lui-même inactif depuis 900 ans, et la dernière éruption dans la péninsule de Reykjanes remontant à l’année 1240 AD. Les lignes de faille rouges et noires indiquent respectivement les fissures éruptives volcaniques postglaciaires et les fissures d’ouverture. Les lignes jaunes indiquent l’étendue des champs géothermiques (Flóvenz et al., 2021). 

 2.2. Les éruptions 

En Islande en dehors des stratovolcans, les éruptions sont essentiellement fissurales (Figures 7, 8 et 9).

Figure 8. Eruptions fissurales. A)  vue aérienne : failles transtensives en relais, Svartsengi (éruption du 11/12/2023). B)  du 14 janvier 2024 à Grindavik, localisation 1, figure 5 (Vedur.is). Les lignes en pointillés orange sont des barrages destinés à limiter la propagation de la lave.

A l’échelle de la dernière glaciation et de la fin de notre interglaciaire, le volcanisme sous-glaciaire est une forme de phréato-magmatisme induit spécifiquement par la fusion de la couverture glaciaire, via un confinement partiel du magma au niveau de la chambre magmatique, suivi par sa décharge isostatique lors de la déglaciation (Figure 10). Cette décharge va induire, par décroissance adiabatique de la pression appliquée par la calotte,  une augmentation du taux de fusion partielle du manteau supérieur lorsque ce dernier est décompressé (Maclennan et al., 2002 ; Eason et al., 2015 in Van Vliet et al. (2021). Une calotte de glace épaisse contraint la fusion partielle du manteau en profondeur, et de ce fait, l’activité volcanique, sauf au niveau des très grands stratovolcans, généralement émergeants de la calotte (Grimsvötn, localisation 20 dans figure 5). 

Figure 9. A) Formations des volcans fissuraux de rift en période interglaciaire (exemple de la zone de l’Askja, localisation 22, figure 5) et en période de déglaciation, modifié d’après Harley et al., 2013) ; B) Volumes comparés des émissions volcaniques en période de déglaciation et pendant l’Holocène. Le volume effusif émis est maximum immédiatement après la fin de la déglaciation de l’île, vers 8,3 ka. Modifié d’après Hjartasson (2003) in Van Vliet et al. (2021).

A l’échelle mondiale, une évaluation de l’historique des éruptions volcaniques montre que le volcanisme subaérien a augmenté globalement de deux à six fois sur quelques dizaines de siècles lors de la dernière déglaciation tout comme l’activité sismique. En Islande, la fréquence des éruptions était de 30 à 50 fois supérieure au cours des 1500 années suivant le début de la dernière déglaciation (MacLennan et al., 2002).  La  majorité du volume a été émis pendant les 3000 ans après cette déglaciation (Sinton et al., 2005) ce qui provoque également un déblocage isostatique des contraintes et donc une réactivation des failles (Mörner, 1981; Turpeinen et al., 2008) à l’intérieur et au-delà des limites de la calotte (James et Bent, 1994). Ce phénomène est responsable d’une sismicité importante.Guðmundsson (1986) a suggéré que la variation de la contrainte crustale due à la décharge glacio-isostatique accroît la fracturation des chambres magmatiques et ainsi augmente les taux d’éruptions.

A l’échelle de la période historique, l’activité fissurale islandaise apparait par périodes séculaires. Elle est également contrainte sur Reykjanes ou sur les péninsules plates au NE de l’île par l’eau de mer infiltrée en profondeur. Les trois derniers épisodes volcano-tectoniques se sont produits sur Reykjanes au 13ème siècle, il y a environ 2000 ans et environ 3200 ans (Saemundsson et al., 2018). La rangée de cratère Stampar, au NE de Grindavik date de 1210-1240 AD.

Figure 10. A) Éruption phréato-magmatique basaltique du volcan Grimsvötn (localisation 20, figure 5), en 2011 (image Egill Adalsteinsson / EPA/ The Conversation.) B) Éruption plinienne acide sur zone de subduction, Mont Redoubt en Alaska, le 21 avril 1990 avec panache stratosphérique. Photo USGS.

Le volcanisme phréato-magmatique n’est pas l’apanage de l’Islande et est par contre beaucoup plus fréquent, notamment dans le cas de volcanisme sous-marin (Hunga Tunga, archipel des Tonga), insulaire ou côtier. C’est aussi le cas de l’Archipel des Açores ou des Canaries, ou encore de grands lacs dans des caldéras comme le volcan Taal aux Philippines (1965) ou du volcan Laacher See (Eifel, Allemagne), il y a 40 ka.  C’est typiquement un volcanisme associé à des rides océaniques (Islande), un rift continental (Niragongo) ou à un point chaud mobile sous la croûte terrestre (Hawaï et Eifel).

Le stratovolcan Grimsvötn (localisation 20 dans figure 5) est régulièrement actif, comme en atteste sa production de téphras. Il est caractérisé par une activité éruptive de type phréato-magmatique induite par des infiltrations d’eaux de fonte sous-glaciaires, fonctionnelles même en période glaciaire. Mais, le volume de cendres émis par les explosions phréato-magmatiques de type plinien croît énormément en début interglaciaire, que ce soit dans l’interglaciaire actuel ou le précédent. Cette activité volcanique explosive est le plus souvent exacerbée par l’infiltration des eaux d’un lac ou de chenaux sous-glaciaires formés par la fonte basale, comme dans le cas de l’Eyafjallajokull (localisation 14, figure 5) en 2010 ou de Grimvötn en 2011 (Figures 5 et 9).

Le reste des éruptions phréato-magmatiques mondiales est formé par les reliefs, souvent enneigés de la Ceinture de Feu Pacifique en association avec une subduction crustale sous les marges continentales et un volcanisme naturellement explosif en raison de la nature de ses laves (andésitiques, riches en silice, visqueuses et explosives). Il est lié à la « digestion » des masses sédimentaires entrainées par le plongement de la plaque dans l’asthénosphère (Figure 11) et responsable d’éruptions pliniennes, avec des panaches denses de cendres et de gaz montant très haut dans la stratosphère ( >35 km) (Figure 10B, Volcan Redoubt). C’est le cas de la chaîne des Andes (Névado del Ruiz, 1985), des îles de l’Alaska (Volcan Katmai), des Aléoutiennes (Volcan Pavlof ) ou encore du Kamtachka, et bien entendu des Rocheuses avec 26 volcans dont l’éruption du Mont Saint Helens en 1980, et une vraie calotte glaciaire, comme pour le Mont Rainier (Chaîne des Cascades, Etats-Unis) dont l’activité  la plus récente a été enregistrée entre 1820 et 1894, avec de grandes phases explosives (téphras) au cours de l’Holocène. 

Le volcan Pavlof est un stratovolcan de subduction de la chaîne des Aléoutiennes avec une activité profonde et une déshydratation de la croûte plongeante ou ‘slab’ (McNut 1987). Il a été l’un des volcans les plus actifs aux États-Unis depuis 1980, avec une vingtaine d’éruptions enregistrées entre 1928 et 2021, dont 9 éruptions magmatiques et 13 éruptions phréato-magmatiques au cours des 11 dernières années (1973-1983) (McNutt, 1987). 

Figure 11. Arc volcanique à  l’aplomb du plongement de la plaque subductée dans le manteau supérieur.

Figure 12. Eruptions phréato-magmatiques . A) Volcan rhyolithique Katla en 1918 (Photo : Kjartan Guðmundsson). B) Volcan basaltique Eyjafjallajökull (localisation 14, figure 5), April 21, 2010. Photo S. Olafs / epa / Corbis.

Les éruptions pliniennes, acides, sont le plus souvent associées à une zone de subduction et sont nettement plus productrices en gaz et en cendres (Novarupta  dans la caldéra du Katmai, 1912, en Alaska). En Islande, une décantation minéralogique longue d’un réservoir magmatique initialement andésitique, aboutit dans des réservoirs peu profonds (3 km) à une évolution en magmas acides émis en début d’éruption, partiellement sous-glaciaire. Cela a été le cas de l’éruption du Katla en 11.200 BP ou à 380 AD ‘(Dark Ages‘ ;  localisation 15, figure 5)  ou celles de l’Askja (localisation 12, Figures 5 et 12).

2.3. Le forçage lunaire, solaire et glacio-isostatique des éruptions volcaniques 

La péninsule de Reykjanes, là où a lieu l’éruption de Grindavik (localisation 1 dans figure 5), est la prolongation directe de la ride océanique de Reykjanes (Figures 2, 3 et 7). Le volcanisme est essentiellement fissural mais aérien et alimenté directement par la ride océanique, c’est-à-dire par le volcanisme, et stocké dans des réservoirs profonds (5 km), comme sur Reykjanes. Aucune éruption volcanique n’avait eu lieu pendant 815 ans sur la péninsule jusqu’au 19 mars 2021, lorsqu’une fissure est apparue  au sud du Tuya de Fragradarlsfjell, localisation 2, figure 5  (Figure 12)  avec trois puissantes éruptions effusives successives.

L’attraction de la Lune est plus forte en nouvelle ou pleine lune : le Soleil, la Lune et la Terre sont alignées et additionnent leurs forces d’attraction respectives sur la marée. Ceci engendre des marées terrestres pouvant dépasser le mètre (mesurées par satellite) donc un peu plus de deux fois la hauteur des amplitudes des marées terrestres solaires (Caudron, 2018), amenant un soulèvement et une extension superficielle plus importants de la croûte terrestre, ré-ouvrant les failles profondes existantes. L’équinoxe de printemps est prévue le 20 mars 2024. La distance Soleil-Terre varie avec le périhélie de 147 millions de kilomètres et l’aphélie 152 millions de kilomètres. La Terre était à l’aphélie (donc en position la plus éloignée par rapport au Soleil) le 6/07/2023 lorsque l’activité volcanique (gonflement et failles) a débuté à Grindavik (localisation 1, figure 5).
La Terre est passée au périhélie le mercredi 3 janvier 2024, facilitant l’éruption du 13 janvier avec un coefficient de marée lunaire élevé. Cette marée lunaire serait donc plus efficace au périhélie pour la genèse d’évènements éruptifs. 

L’analyse du comportement du volcan andésitique et englacé de Ruapetehu (lac Taupo, Nord Nouvelle Zélande) justifie également cette association volcanisme fissural et marée. Girona et al. (2018) ont mis en évidence une synchronisation entre le volcan et la Lune environ trois mois avant l’éruption. Or, même faibles, les forces de marées, mis à part l’ouverture de fissures, compriment régulièrement le réservoir magmatique et sa poche de gaz (vapeur d’eau et autres), induisant selon un rythme bimensuel (pleine lune et nouvelle lune) l’accroissement de pression dans la poche de gaz et une activité sismique soutenue lorsque le bouchon retenant le gaz est assez étanche, agissant sur un édifice volcanique scellé.  Ceci serait valide pour des périodes d’éruptions intenses regroupées dans l’événement Pahoka-Mangamate et qui aurait duré entre 200 et 400 ans (Gomez-Vasconcelos et al., 2020).

L’éruption de Grindavik dont le premier déclenchement a eu lieu après la Nouvelle Lune (13/12/23) le 18/12/23, à 22h17 s’est localisée sur une des premières failles majeures du système transtensif de Reykjanes (Figures 7 et 8), après ouverture de failles superficielles le 09/07 à 18h30 à Grindavik (Pleine Lune le 5/07/2023), suivie de la première injection à un taux de 5 m³/s d’un dyke  depuis le 23 (Nouvelle Lune 18/07/23, coefficient tidal : 93 ; voir figure 13) et une brève explosion à son début (vapeurs). Cette éruption a repris le 14/01/2024 à 8h (Figure 8B) Nouvelle Lune 11/01, coefficient tidal : 97). Elle a débuté par une explosion après un épisode de gonflement superficiel signant l’injection de magma dans le réservoir de subsurface (c.1 km) avec une importante crise sismique à 03h (intensité 3 à 4). L’effusion de lave a débuté le 14/01 à 08h sur deux failles parallèles, le temps que la lave remonte du réservoir superficiel. Les maisons de Grindavik ont été touchées.

Sur ce champ fissural,  le facteur principal est l’infiltration latérale d’eau de mer dans le substrat perméable, générant un bouchon de vapeur sur le réservoir géothermique de Svartsengi  (Figure 8B) proche de la surface (1200m) (Receveur et al., 2019), permettant un gonflement topographique suivi par interférométrie. Cette zone volcanique semble se préparer à une autre éruption alors que plus de magma s’accumule sous la surface (120 m d’altitude pour Svartsengi ) et que le substratum dans ce secteur continue de s’élever. L’analyse  (Figure 13) des dates d’éruption de ce complexe volcanique montre leur relation marquée avec les coefficients de marée, ce qui laisse craindre une reprise de l’éruption le 12/02, et aux mois de mars et en avril (en jaune Figure 13). Une reprise de l’éruption est attendue par l’Institut Métorologique islandais (https://en.vedur.is/ ) et l’Université d’Islande qui annonçaient  le 1/02 /24 qu’environ 6,5 millions de m³ de magma se sont accumulés sous la région de Svartsengi. Selon cette évaluation, le magma atteindra bientôt le même volume que lors de l’éruption du 14 janvier 2024. Elle pourrait se manifester aux périodes indiquées (Figure 13) en raison de coefficients de marées particulièrement élevés.

Figure 13. Relation entre les coefficients de marées, la position du Soleil et le volcanisme dans le secteur de Svartsengi et Grindavik (également Figures 5 et 8B).  

Ce forçage tidal n’est pas exprimé pour le champ de failles voisin : le Fagradarfjell (2021-2023 ; Figure 7), localisé vers 400 m d’altitude dans la zone drainée de la péninsule de Reykjanes. Mais il n’est pas impossible que les éruptions fissurales fréquentes du rift du NE, comme Holuhraun, à aquifère superficiel émergeant réagissent. Cette dernière éruption fissurale de 2014-2015, dérivée du Barđarbunga a été la plus importante en Islande depuis plus de 300 ans et a duré près de six mois. Comme à Svartsengi et Grindavik, Holuhraun a été caractérisé par des émissions de SO₂ particulièrement élevées (Carboni et al., 2019).

2.4. Le forçage climatique

2.4. Le forçage climatique

Le réchauffement climatique actuel est responsable d’une importante fonte des calottes, notamment dans le sud et l’ouest de l’île. Depuis 1890, la superficie occupée par les glaciers a reculé de près de 2.200 km², soit 18 %. Mais près d’un tiers de ce recul a eu lieu depuis 2000, selon le dernier pointage des glaciologues, géologues et géophysiciens islandais. Le retrait constaté en deux décennies et de 810 km² (Aðalgeirsdóttir et al., 2020). 

Reykjanes a été déglacée, il y a 14.500 ans, en association avec une éruption solaire particulièrement forte à l’origine de la déglaciation brutale du Bölling (Bard et al., 2023). La péninsule de Reykjanes a été déglacée vers 14.300 ans, mais le cap de la péninsule  de Reykjanes n’a émergé de la mer qu’il y a à peu près 5000 ans (Saemundsonn et al., 2020). 

Les épisodes d’activité séculaire du volcanisme islandais sont à mettre en relation avec l’activité solaire et ses cycles chauds responsables d’une déglaciation et donc avec une décharge isostatique de l’ensemble de l’île, comme lors des derniers évènements Dansgaard-Oeschger du Tardiglaciaire (SCE, 2020), et aussi des réchauffements  de l’Optimum de l’Age du Bronze (3600-3100 BP ou 1600-1100 BC ), de la Période Romaine (-40 BC), de la Période Carolingienne (≈ 800 AD) et de la fondation de l’Islande (930 AD : Landmana ), de l’Optimum du Moyen Âge ( 1100-1350 AD), qui furent très perturbées par l’activité volcanique, notamment Reykjanes (Saemundsson  et al., 2018). La réactivation au début 21ème siècle de l’activité du rift de Reykjanes ou celle de Holuraun est probablement pro parte liée à une reprise d’activité au niveau de la ride médio-atlantique.

2.5. L’Islande : climat et éruptions volcaniques puissantes

2.5. L’Islande : climat et éruptions volcaniques puissantes

Une série de méga-éruptions jalonnent l’histoire géologique quaternaire ou récente aussi bien en Islande (volcan Katla en 12,1 ka : Vedde ash (Figure 14) que dans les zones de subduction (Tambora, Krakatau). Ces éruptions anciennes sont archivées sous la forme de sulfates dans les carottes des glaces antarctiques EDML (= Epica Dronning Maud Land) et groenlandaises NGRIP (= North Greenland Ice Core Project) (Severi et al.,2007). Plusieurs événements bien datés sont relevés pour les 400 dernières années : Krakatau (1884), Tambora (1815 AD) et Huaynaputyna (1600 AD). La majorité des méga-éruptions sont suivies d’un refroidissement climatique associé à la charge en poussières ou en aérosols sulfuriques réflectifs dans la stratosphère, voire la mésosphère, qui lorsqu’ils sont pris en charge par les jets streams au sommet de la troposphère, réfléchissent le rayonnement solaire, réduisant l’insolation qui arrive au sol. Des refroidissements importants se sont produits notamment vers 73 ka BP avec la super-éruption et l’effondrement de la caldeira du lac Toba dans l’île de Sumatra, avec un indice d’explosivité estimé à 8, ce qui suggère un panache d’au moins 45 km de haut. Elle aurait provoqué un hiver volcanique d’au moins six ans. Néanmoins selon les archives des teneurs de sulfates contenues dans les carottes de glace, le refroidissement brutal a eu lieu vers 75 ka BP soit au moins 2 ka avant l’explosion.

Figure 14. Extension du téphra de Vedde dans l’Atlantique Nord (étoiles) et les continents adjacents (modifié et complété d’après Tomlinson et al. 2012).

3. L’islande : les volcans et les gaz

Suite à cette activité magmatique importante, 39 zones géothermales sont présentes en Islande, chacune avec son cortège de sources d’eaux chaudes, geysers etc. Cette chaleur thermale est à la base de la production énergétique pour la population. L’activité volcanique est également à la base de production de CO₂ (voir 4).

3.1. La vapeur d’eau

Le volcanisme sous-glaciaire est probablement le plus grand émetteur de vapeur d’eau, mais est relativement limité de par le monde, mis à part l’Islande, l’ouest Antarctique, les îles périantarctiques. En cas d’éruption volcanique « directe », dans la plupart des cas que nous avons décrits dans la partie 2 l’émission gazeuse d’une éruption se marque principalement par l’expulsion de quantités énormes de vapeur, premier gaz à effet de serre, mais aussi  surtout de grandes quantités de SO₂, comme dans le cas de l’éruption du Laki en 1783-84. Notons que le plus souvent d’énormes quantités de vapeur d’eau, dans le cas d’éruption sous-glaciaires ou sous-marines (Hunga Tunga, voir § 3.2) sont relâchées dans l’atmosphère et atteignent parfois la haute stratosphère. Comparativement, la quantité de CO₂ relâchée est minime. Il n’existe aucune preuve claire de l’influence de Hunga Tunga sur le vortex arctique de 2022-2023 ou sur sa composition, mais bien sur les nuages noctulescents (Figure 15) liés à des petits cristaux de glace jusque dans la mésosphère (80-90 km d’altitude), nuages observés pour la première fois en 1883, peu de temps après l’éruption du volcan Krakatoa.

Figure 15. Nuages noctulescents en Islande (2023 ; photo Gunnar Geirsson).

3.2. Le SO₂

Après la vapeur d’eau, le dioxyde de soufre est de loin le plus abondant et le plus grand perturbateur du climat lors de son injection dans la haute troposphère et la stratosphère.  4 000 tonnes par jour ont été mesurées le 8 janvier 2023 dans la stratosphère. Pour les éruptions récentes des 25 dernières années, El Chichon (7 Mt, 1M = 1 Méga = 10⁶ = un million) et le mont Pinatubo (20 Mt) ont émis les plus grandes quantités de SO₂  dans l’atmosphère (tropo- et stratosphères). Ces deux volcans sont situés à de basses latitudes, mais ils ont tous deux eu des taux d’éruption élevés. Qu’ils proviennent de petites ou de grandes éruptions, les aérosols sulfuriques volcaniques sont toxiques et souvent fluorés ; ils réfléchissent la lumière du Soleil vers l’espace, refroidissant ainsi le climat mondial. L’éruption du mont Tambora en 1815 a produit suffisamment de cendres et d’aérosols pour annuler l’été en Europe et en Amérique du Nord en 1816. L’éruption fissurale de 1783-1784 AD Laki (Islande) a commencé le 8 juin 1783 et a libéré 122 Tg (1T = 10^12 = mille milliards) de dioxyde de soufre (SO₂) en huit mois dans la haute troposphère et la basse stratosphère (Schmidt et al., 2010), tuant au passage le bétail islandais et polluant de manière dramatique l’atmosphère européenne. L’éruption fissurale issue du Barđarbunga (Holuhraun) en 2011 a permis une émission analogue de SO₂ de près de 12 Mt, ce qui dépasse le total des émissions de SO₂  en Europe industrialisée. Les refroidissements climatiques du Dryas récent ont été catalysés par les éruptions exceptionnellement riches en soufre de 12880 BP du volcan Laacher See (Eifel, Allemagne) et celle de Vedde (Katla ; 12,0-11,8 ka BP, Figure 14).

A ce gaz important, nous pouvons rajouter le chlore dérivé de la vaporisation volcanique de l’eau de mer, donc l’activité n’est pas anodine pour la couche d’ozone. D’autre part, l’excès de vapeur d’eau de mer injectée, comme par exemple en Islande amène en revanche, des chlorures dans la haute stratosphère pendant plusieurs années et influencent la chimie de l’atmosphère (Santee et al., 2023, Evan et al., 2023) favorisant ce qui peut temporairement aggraver l’appauvrissement de la couche d’ozone en croisement avec la qualité de l’activité solaire (SCE, 2023) comme le montre l’augmentation exceptionnelle de la taille du Trou d’Ozone antarctique en septembre 2023.

Différents articles ont cultivé le mythe d’un réchauffement climatique, notamment hivernal, induit par une grosse injection de vapeur d’eau dans la stratosphère comme pour le volcan Hunga Tunga. Ce phénomène n’a pas pu être démontré, ni dans le cas du Pinatubo (Polvani et al., 2019), ni pour l’Hunga Tunga (Millán et al., 2022 ; Manney et al. 2023).  

4. Le cas du CO_2 :  le volcanisme, un fonctionnement terrestre normal ou en relation, voire un contributeur au changement climatique?

Sur les réseaux sociaux, nombres de commentaires, affirment qu’une éruption volcanique dans la région de la péninsule de Reykjanes en Islande émettrait plus de dioxyde carbone dans l’atmosphère que les activités humaines. C’est une théorie « complotiste » qui revient quasiment à chaque éruption volcanique d’ampleur à travers le globe. Les émissions annuelles de carbone de l’humanité par la combustion de carburants fossiles et de forêts, etc, sont 40 à 100 fois plus élevées que toutes les émissions volcaniques.

Les émissions de CO₂  provenant des volcans et d’autres régions magmatiques actives dans l’atmosphère et les océans sont estimées à 280 à 360 millions de tonnes (0,28 à 0,36 Gt ; 1G =1 Giga = 10^9 = un millard) par an, y compris celles rejetées dans les océans par les rides océaniques.  Le rôle du volcanisme dans le dégazage de CO₂  n’est pas direct mais semble lié à la combustion /métabolisation in situ de la matière organique sédimentaire lors de l’emplacement progressif de dykes volcaniques, en relation avec la position ancienne du point chaud islandais et le début du rifting atlantique il y a 65 Ma (Ganino et Arndt, 2009). Bien qu’inférieur aux estimations récentes, le flux volcanique mondial implique qu’une proportion significative du CO₂ dans le manteau terrestre est dérivé des sédiments organiques subductés, métamorphisés thermiquement avec dégagement de CO₂.   

Il n’y a donc pas de réchauffement (dans le cadre de ‘l’hypothèse de l’effet de serre’) à craindre avec les volcans islandais, même si plusieurs auteurs estiment que le dégazage de CO₂ à partir des volcans sous-glaciaires est sous-estimé (IlyInskaya et al., 2017;  Kamis, 2023).

4.1 Les héritages

4.1. Les héritages

Par contre, de par les données géologiques anté-quaternaires, de très importants épisodes de volcanisme liés à de grandes provinces, telles que celles qui traversent l’Atlantique au niveau de l’Islande (Figure 3)  (> 10⁵ km² et volumes produits > 10⁵ km³ (Bryan et Ferrari, 2013) apparaissent régulièrement. Leur mise en place peut durer >50 Ma, mais l’essentiel (>75%) du volume magmatique total est épisodique sous la forme récurrente de courtes phases (1 à 5 Ma) paroxysmales. Citons celles liées aux trapps continentaux (Sibérie, Deccan, Parana, Ethiopie, etc), aux autres plateaux océaniques (Java, Kerguelen, etc.) et aux rifts intracontinentaux (rift éthiopien et le rift d’Asal à Djibouti), et les marges passives de l’Atlantique central/arctique (Chazot et al., 2017). Les trapps basaltiques du Deccan, sont parmi les plus connus, épais de 2 km, ils se sont mis en place en 1 Ma à la limite Crétacé/Tertiaire il y a 66 Ma (ou ‘limite K/T), ont un volume actuel de 0,5 million de km³ et occupent une surface de 500 000 km² (avant érosion, leur surface était trois fois plus grande).Selon Caldeira et Rampino (1990) et Sobolev et al. (2011)  ils auraient émis 75 ppm de CO₂  dans l’atmosphère induisant un réchauffement d’un peu moins de 1°C (suivant l’hypothèse de l’effet de serre !), insuffisant selon ces auteurs pour expliquer l’extinction de masse des organismes à la limite K/T. Dans le détail, les événements sont plus complexes, on estime que 1000 à 6000 Gt/C (ce qui est moindre que  la quantité émise dans les trapps de Sibérie à la limite Permien/Trias) ont été injectés au cours de l’événement K/T, à cela s’ajoute un ajout de SO₂ dans l’atmosphère à cette période (Tobin et al., 2017). Un réchauffement de 2° à 4° C a également eu lieu juste à la fin du Maastrichtien, avant la limite K/T, sans implication déterminante du CO₂ dans le déclin des organismes. Ces événements furent suivis il y a 56 Ma (transition Paléocène/Eocène) d’une émission de plus de 10 000 PgC (1P ou 1Péta = 10¹⁵ soit un million de milliards) soit du même ordre de grandeur que les réserves actuelles de carbone fossile (cf. événement hyperthermique PETM, in SCE, 2019). 

4.2  Les estimations réalistes

La fourchette d’estimation de la quantité de carbone est large car elle dépend des méthodes, des hypothèses sur l’origine du carbone émis et des modèles utilisés.  En se basant sur les émissions gazeuses détectées par imagerie satellitaire de SO₂ et CO₂, Ficher et al. (2019) arrivent à une production volcanique globale de CO₂ entre 2005 et  2015 de 51.3 ± 5.7 Tg CO₂/an (11.7 × 10¹¹mol CO₂/an) pour les émissions non-éruptives et de 1.8 ± 0.9 Tg/an pour les éruptions volcaniques.  Les sources possibles de carbone sont nombreuses et bien documentées dans la littérature consacrée à l’événement PETM (= Paleocene Eocene Thermal Event in SCE, 2019) : méthane biogénique (clathrates ou ‘hydrates de méthane’), méthane thermogénique, carbone provenant du permafrost, carbone lié au feux ou incendies avec combustion des tourbes et de charbons, carbone provenant d’une comète, carbone lié à la dessiccation et à l’oxydation de la matière organique agricole (labour) ou provenant du manteau terrestre, notamment par l’activité volcanique sous forme de CO₂. Dans ce dernier cas, cette activité serait liée à l’émission de magmas lors de la dérive ou fragmentation continentale de l’Atlantique Nord lors de la mise en place de la Province volcanique Nord-Atlantique (séparation du Groenland et de l’île de Baffin à l’ouest, puis de l’Angleterre et des îles Féroé à l’est). Notons que parmi ces sources, régulièrement invoquées dans la littérature, celle du permafrost est une des plus citées. Or il semble qu’à cette époque et jusqu’à au moins 48 Ma (sommet de l’Eocène inférieur), il n’y avait très peu de permafrost en Antarctique, ou alors il était très limité aux très hautes latitudes en Arctique : forêts boréales). Notons de 3.6 à 0.8 millions d’années (Pliocène et Pléistocène précoce) des climats semblables (et même plus chauds) que ceux prévus dans le cadre d’un réchauffement futur étaient la règle (Kjaer et al., 2022).

Figure 16. Evolution des concentrations de dioxyde de carbone estimées pendant le Phanérozoïque. Trois estimations sont fondées sur la modélisation géochimique : GEOCARB III (Berner et Kothavala, 2001), Carbon-Oxygen-Phosphorus-Sulfur-Evolution COPSE (Bergman et al., 2004) et Rothman (2001). La teneur atmosphérique actuelle n’a jamais été aussi faible depuis 300 Ma. Elle était également beaucoup plus élevée avant, depuis 600 Ma. La valeur RCO₂  est un multiple de la concentration atmosphérique actuelle en ce gaz. Stratigraphie : Ogg et al. (2016). N: Néogène et Quaternaire.https://en.m.wikipedia.org/wiki/File:Phanerozoic_Carbon_Dioxide.png

La question du PETM (épisode de réchauffement global le plus extrême) est de grande importance, puisque cet intervalle est considéré par presque tous les auteurs comme un analogue potentiel de la situation actuelle, même si toutes les conditions initiales ne sont pas du tout les mêmes.  Or la chimie de l’ ³He a montré que le réchauffement a précédé l’émission du carbone dans l’atmosphère et l’analyse spectrale (forçage astronomique) à partir des données bio- et magnétostratigraphiques montre l’importance des cycles d’excentricité durant le Paléogène inférieur et leur lien avec les périodes de réchauffement (discussion et références in SCE, 2019). Notons qu’à l’échelle des temps géologiques la teneur atmosphérique actuelle en CO₂ n’a  jamais été aussi basse (Figure 16 et SCE, 2018).

Encore aujourd’hui il est difficile de quantifier les quantités de CO₂ relâchées. Pour un stratovolcan qui émet beaucoup de CO₂ comme l’Etna, les estimations sont de plusieurs milliers de tonnes par jour en période d’inactivité, et jusqu’à plusieurs dizaines de milliers de tonnes par jour pendant les éruptions (Chazot et al., 2017). Ces dégazages de CO₂ sont un grand danger pour les populations qui vivent sur les pentes des volcans, car le CO₂ étant un gaz plus lourd que l’air, il s’accumule dans les zones basses habitées (voir la catastrophe du lac Nyos au Cameroun). Le dégazage en périphérie des volcans peut aussi favoriser l’émission de volcans de boue très spectaculaire et parfois dangereuse comme dans le cas accidentel, de Yogyakarta, sur un forage pétrolier en Indonésie et parfois dangereux (Mathieu, 2021).

5. Dernière minute (8/02/2024)…

Le retour de activité volcanique le 8/02 à 6h pm est un peu en avance par rapport au coefficient de marée en cours d’augmentation rapide (matin: 67; soir 76) . Cette nouvelle éruption réactive un alignement de cratères au SE du Mt. Stóra-Skógfell, en parallèle avec la première de Svartsengi. Elle est donc encore à l’Est de l’injection majeure de lave (Figure 17) qui se trouve à l’aplomb de la zone de fractures majeure de Reykjanes qui traverse la péninsule jusqu’a la mer. Cette arrivée de lave est accompagnée d’un dégazage de vapeur d’eau (Figure 18).
Ceci laisse présager que nous ne sommes que dans les prémices d’une éruption importante qui va durer plusieurs mois.

Figure 17. Dernier nivellement par satellite, montrant les changements de surface du sol entre le 23/01 et le 4/02/24. L’ombrage rouge montre la zone de soulèvement maximal . Modifiée de Vedur 8/02/2024

Figure 18 . Dégazage de vapeur d’eau, Grindavik, le 8 février 2024   (Photo : Unité spéciale du Commissaire national de police).

6. Conclusion

Il n’y a donc, contrairement à ce que racontent les médias, pas d’accentuation à craindre pour le réchauffement climatique avec les éruptions volcaniques, mais au contraire, un refroidissement plus ou moins marqué selon leur intensité et leur production puissante de SO₂, en association avec une toxicité pour les populations humaines et animales. L’histoire géologique de notre planète nous en donne d’excellents exemples.

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Egalement :

Brigitte Van Vliet-Lanoe (Editor) , F.Bergerat, L.Geoffroy, H.Guillou and R.Maury .
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Iceland Within the Northern Atlantic, Volume 1: Geodynamics and Tectonics. August 2021 Wiley-ISTE
256 Pages.

Iceland Within the Northern Atlantic, Volume 2: Interactions between Volcanoes and Glaciers. September
2021Wiley-ISTE 272 Pages.