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L'Islande est un pays de volcansvolcans : plus de 200 volcans y sont nés depuis l'époque glaciaire. Près de 130 éruptions ont été décrites dans les temps historiques. Au total, les laveslaves émises couvrent environ 35.000 km2. Il y a une éruption tous les quatre à six ans environ. Près du tiers des laves basaltiquesbasaltiques émises dans le monde depuis l'an 1500 sont islandaises. Il faut dire que l'Islande est une émersion de la dorsale médio-atlantique.
La dorsale médio-atlantique
L'Islande géologique se caractérise actuellement par :
- un dédoublement et un changement de direction de la ride (ou dorsale) médio-atlantique ;
- le comblement des fossés de la ride par des émissions volcaniques récentes : au lieu d'une subsidencesubsidence de riftrift, on aurait plutôt un bombement dû à la présence d'un point chaudpoint chaud à l'aplomb de l'île. Au lieu d'un rift en creux comme on en voit d'habitude, on a une formation bombée dans le centre à cause de la quantité de matériel émis et du point chaud. Le poids du matériel accumulé ne compense pas la poussée verticale vers le haut due au point chaud. On a même un écoulement du matériel récent sur des coulées plus anciennes, alors qu'au MiocèneMiocène, on avait un rift tout à fait classique avec effondrementeffondrement central ;
- trois failles transformantesfailles transformantes présentes sur le territoire : du nord au sud, Tjornes, Snaefellsnes et Reykjanes ;
- un taux d'expansion moyen sur 16 millions d'années de 2,5 cm/an environ ;
- un enfoncement du plancher océanique (pas de la surface du sol) de 3 cm/an environ ;
- la présence d'un paléorift à l'est : la faille d'Aegir.
Histoire géologique de l'Islande
Il y a 130 millions d'années environ, pense-t-on, un point chaud s'est formé, qui se trouvait à l'est du Groenland il y a 60 millions d'années.
L'océan Atlantique n'était à ce moment-là qu'un bras de mer, mais il commençait à s'ouvrir par une progression de la fracture depuis le sud. La ride se trouvait alors à l'est de l'actuelle Islande : il s'agit de la ride d'Aegir (en bleu sur le dessin ci-dessous). Cette ride a fonctionné pendant 40 millions d'années en poussant les continents chacun de son côté, si bien que le point chaud, supposé fixe, eut un déplacement apparent vers l'est du Groenland, donc sous une croûte continentalecroûte continentale épaisse, mais à un moment, il s'est retrouvé au-dessous de la croûte océaniquecroûte océanique mince, jeune et donc fragile.
Cette situation a engendré un rift très actif en bordure est du Groenland et rendu inactive la ride d'Aegir par ce qu'on appellera une capture de rift. Les magmasmagmas basaltiques de la ride et ceux du point chaud se sont retrouvés pour créer l'Islande par l'ouest en quelque sorte. Depuis, toujours à cause de la dérive des continents due à l'ouverture de l'océan, le point chaud se trouve sous le glacierglacier du Vatna, ce qui explique les deux branches du Y formé par le rift dans la partie sud de l'île, avec, en quelque sorte, une microplaque entre les deux, un microcontinent en formation.
La position de l'Islande au-dessus de la ride médio-atlantique est une situation idéale pour étudier les processus de formation de rift et les effets des points chauds. Il n'y a que deux endroits dans le monde ou un seafloor spreading center apparaît en surface, et l'Islande permet l'étude de certaines caractéristiques de propagation du rift et de la tectonique des microplaques.
L'Islande actuelle illustre l'interaction entre un point chaud et une dorsale. La composition des laves épanchées en surface reflète les hétérogénéités du manteau terrestremanteau terrestre.
La région de Krafla
Un récent épisode d'activité de ce rift s'est produit entre 1975 et 1984 dans la région de Krafla - Kr sur la carte ci-dessus - au nord, avec la mise en place de coulées basaltiques et une extension de neuf mètres.
Un autre épisode se prépare peut-être, avec un gonflement du Katla au sud - Ka sur la carte du dessus. La déformation du volcan, mesurée à 10 cm, traduit une pression en augmentation dans la chambre magmatiquechambre magmatique, qui se situe à 4,9 km de profondeur. La première déformation détectable date du 17 juillet 1999, et semble donc traduire une accumulation de magma dans la chambre, selon Erik Strukell et Halldor Geirsson. Le volcan est donc sous surveillance constante, mais il n'en fait qu'à sa tête !
L'Islande est une émersion de la dorsale médio-atlantique. L'expression en surface d'une anomalieanomalie de vitesse identifiée par tomographietomographie jusqu'à 2.800 km de profondeur (en 1999) est interprétée comme la remontée d'un panache de matériau chaud, plastiqueplastique, mais solide de manteau profond à l'origine du point chaud islandais. Il provoque le bombement (de 2.000 mètres) de la lithosphèrelithosphère observé en surface sur plus de 1.000 km de diamètre, ce qui ferait de l'Islande une île.
Composition des laves d'Islande
Si le matériel ne peut pas sortir, le panache s'étale sous les plaques, les chauffe, les fragilise et quand cela sort, il y en a beaucoup : c'est la quantité de matériel qui a créé l'île, alors que le reste du rift est situé au fond de l'océan !
La tomographie nous indique donc que la source des laves d'Islande peut comporter une composante très profonde de composition différente de l'asthénosphèreasthénosphère à l'origine des MORBMORB de la dorsale médio-atlantique :
- signature isotopique plus radiogénique en strontium (rapport 87Sr/86Sr élevé) ;
- signature isotopique moins radiogénique en néodymenéodyme (rapport 143Nd/144Nd faible) que l'asthénosphère.
Ces différences de composition des laves d'Islande et de la dorsale atlantique reflètent directement l'origine mantellique.
Sur un diagramme Nd-Sr, les laves de la dorsale de type MORB, celles d'Islande et celles des Açores (point chaud pur) occupent des champs différents. Le mélange, en proportions variables, entre un magma de panache et un magma asthénosphérique suggère une dilution du panache par l'asthénosphère qui s'expliquerait par la position de l'Islande à l'aplomb de la dorsale. La dilution (par un magma de type MORB de dorsale classique lente) augmente lorsqu'on s'éloigne du point chaud islandais.
Le cycle volcanotectonique du rift
À l'axe d'une dorsale, le cycle commence par une activité volcanique de constructionconstruction suivie d'une phase tectonique d'écartement (Gente, 1987, voir schéma ci-dessus). La lave ne sort pas forcément exactement là où se forme la faille, ce sont des phénomènes qui nous paraissent assez capricieux, mais qui obéissent aux strictes lois de la physiquephysique et le point le plus fragile n'est pas toujours là où on le croit ! Une fois la ride formée, des failles transformantes apparaissent pour compenser la courbure de la Terre. Les zones de fracture se disposent sur des arcs de cercle centrés sur le pôle de rotation relative entre deux plaques. Le taux d'accrétionaccrétion est lié à la vitesse angulaire du système et à la distance au pôle de rotation, et augmente avec l'éloignement au pôle.
Les failles transformantes sont décalées les unes par rapport aux autres et l'écartement n'est pas forcément exactement symétrique des deux côtés de la faille, ce qui donne un déplacement résultant. Ceci peut aussi aboutir au paradoxe d'avoir, en plein rift, des zones de convergencezones de convergence, comme dans le cas de l'Islande entre les deux branches du Y formé par le rift au sud de l'île !
Le basalte
Le basaltebasalte est une roche volcaniqueroche volcanique basique issue d'un magma refroidi rapidement au contact de l'eau ou de l'airair. C'est le constituant principal de la couche supérieure de la croûte océanique. Le basalte est sombre, a une structure microlithique et est composé essentiellement de plagioclases (50 %), de pyroxènespyroxènes (25 à 40 %), d'olivineolivine (10 à 25 %), et de magnétitemagnétite (2 à 3 %). Le basalte est issu de la fusion partiellefusion partielle, au niveau de la low velocity zone, d'une pyrolite hydratée.
Il y a partout dans le pays des coulées de basalte et des orgues basaltiques, 95 % de l'Islande est volcanique, les 5 % restant sédimentaires essentiellement au sud de l'île !
Voici donc ci-dessus un schéma général d'une coulée complète de basalte, en gardant présent à l'esprit que les proportions sont variables et que toutes les étapes ne sont pas toujours présentes.
Le magma solide fond
On se trouve dans une situation où le magma solide fond :
- si la température augmente ;
- si la pression diminue.
Les isotopesisotopes radioactifs sont différents s'il s'agit d'un fluide d'origine mantellique (panache) ou d'un fluide asthénosphérique (rift). La composition de la lave émise permet donc de savoir à quel type de mélange on a affaire dans le cas de l'Islande (voir diagramme Sr-Nd).
La différenciation solide-liquideliquide fractionnée par les points de fusion des différents minérauxminéraux présents dans le magma permettra l'émissionémission d'un « jus » plus ou moins différencié. Elle permet ainsi de savoir si la chambre a subi une cristallisation fractionnée très importante ou non (quantité de silicesilice présente dans la phase émise entre autres). Mais deux laves « identiques » peuvent avoir des passés différents !
La structure de la lave, plus ou moins grenue ou vitreuse, permet en outre de savoir si le refroidissement est lent ou rapide.
La palagonite
La palagonite se forme par interactions entre eau et basalte. L'eau douceeau douce se vaporise au contact avec la lave chaude et les petits fragments de lave réagissent avec cette eau. Ces phénomènes hyaloclastiques se sont déroulés dans le grabengraben médian de l'Islande, spécialement lors des éruptions sous-glaciaireséruptions sous-glaciaires du Würm. La couleurcouleur indique la présence d'oxyde de ferfer à l'état (III), au sein de matièrematière amorpheamorphe. La roche cède des minéraux à l'eau, s'ensuit une altération du basalte en phillipsite riche en K+ et Na+ (smectite) et des zéolitheszéolithes. La lave s'enrichit en eau, jusqu'à 20 %. La roche présente un débitdébit en crayon ou en plaques.
Étudiées très sérieusement actuellement, les palagonites intéressent l'industrie des déchets nucléaires. Les études d'analogues naturels du verre (basaltiques ou archéologiques) ou du gelgel (palagonite) contribuent à la validation des modèles de stockage sur le très long terme. Un examen approfondi de ces analogues permet de reconstituer leur histoire. On connaît alors le résultat de l'évolution du matériau sur de très longues duréesdurées (quelques milliers à quelques millions d'années), et on peut ainsi vérifier la cohérence de cette évolution avec les connaissances acquises en laboratoire.
En particulier, une étude approfondie de l'altération de verresverres basaltiques, dont les caractéristiques sont très proches de celles des verres nucléaires borosilicatés, a permis de vérifier que la cinétique d'altération des verres basaltiques était parfaitement comparable à celle des verres nucléaires (vitesse initiale, chute de vitesse, vitesse résiduelle). De plus, les vitesses apparentes d'altération des verres basaltiques sur plusieurs millions d'années sont proches de la vitesse résiduelle d'altération mesurée en laboratoire.
