L’île de Pâques nous intrigue par ses vestiges archéologiques, vestiges d’une civilisation aujourd’hui disparue : des statues gigantesques, les moaïs, mais aussi des pétroglyphes. Les habitants de cette île avaient élaboré une écriture. Elle n’a pourtant que 166 km² et la terre la plus proche, l’île de Pitcairn, se trouve à 2 075 km à l’ouest. Pour gagner les côtes chiliennes à l’est, il faut parcourir plus de 3 000 km. Il existe cependant île située à 391 km, appelée Sala y Gómez, mais ce n’est qu’un îlot sur lequel il n’est pas possible de vivre.
Une île volcanique créée par un point chaud
Malgré leur apparence modeste, ces îles sont de grandes montagnes puisqu’elles émergent de l’océan Pacifique. L’île Sala y Gómez est une volcan dont la hauteur atteint 3 500 mètres, puisqu’il repose sur le fond océanique. D’autres volcans se trouvent dans la région, mais ils ne sont pas assez hauts pour émerger. Ainsi, le récif Scott, à 1,5 km au nord-est, s’élève jusqu’à 25 mètres sous la surface de la mer. Ils sont à peu près alignés sur la plaque océanique Nazca, le long d’une crête de 2 500 km allant de l’est vers l’ouest : la ride Est-Pacifique. L’île de Pâques est le plus récent des volcans émergés. C’est aussi le plus occidental de tous.
Sa formation s’explique alors facilement : elle a été édifiée par un point chaud. Dessous, il y a un panache, c’est-à-dire une anomalie thermique du manteau terrestre. Des roches anormalement chaudes montent lentement et subissent une fusion partielle parce que la pression à laquelle elles sont soumises diminue. Le magma commence à se former à une centaine de kilomètres de profondeur. On peut considérer que le panache est fixe. La plaque de Nazca, en revanche, se déplace vers l’est à la vitesse très élevée de 15 centimètres par an. Le point chaud paraît donc se diriger ver l’ouest. Plus un volcan est situé à l’est, plus il est ancien. Ils sont érodés et s’enfonce dans le manteau sous leur propre poids.
Cette plaque de Nazca s’enfonce sous l’Amérique du Sud. La cordillère des Andes doit son existence à cette subduction. Bien qu’elle constitue le plancher du Pacifique du côté des Amériques, elle est distincte de la plaque Pacifique : celle-ci se déplace au contraire vers l’ouest. De la croûte océanique se crée entre les deux plaques, dans la dorsale Est-Pacifique, qui est la plus active de tous les océans. Cela veut dire que le magmatisme est très intense, mais le volcanisme est sous-marin et aucun volcan n’émerge de cette dorsale, qui ne fonctionne pas comme un point chaud. Elle passe à 350 km à l’ouest de l’île de Pâques. Il s’y trouve une microplaque, dite de Pâques, qui est née il y a environ 5 millions d’années à cause des mouvements relatifs des segments occidental et oriental de la dorsale.
Quelques volcans sous-marins se sont élevés entre l’île de Pâques et la dorsale : les champs volcaniques de Ahu, Umu et Tupa, ainsi que les volcans sous-marins Pukao et Moai. À cet endroit, la plaque de Nazca est âgée de 2 à 4 millions d’années. Son âge augmente vers l’est, jusqu’en Amérique du Sud sans excéder les 40 millions d’années. Elle est encore assez jeune quand elle s’enfonce sous ce continent. Comme le volcanisme de l’île de Pâques a commencé il y a 780 ka (780 000 ans), cela veut dire que c’est un volcan intraplaque : il est né à l’intérieur de la plaque de Nazca, sans rapport avec la dorsale Est-Pacifique.
Les trois volcans Terevaka, Rano Kau et Poike
L’environnement de l’île de Pâques étant ainsi décrit, il reste à dire plus précisément ce qu’elle est, à préciser sa datation et à retracer son histoire géologique. Elle est composée de trois volcans appelés Terevaka, Rano Kau et Poike, si bien qu’elle a une forme triangulaire. Le plus grand est le premier. Le volume de cet édifice est estimé à 27,7 km³. Quant à sa base, on estime que c’est un disque de 7 km de rayon, ce qui lui donne une superficie de 153,8 km². Point culminant de l’île, il s’élève jusqu’à 507 mètres d’altitude.
Le volcan Poike s’est édifié à l’est du Terevaka. Il a 370 mètres d’altitude, son volume n’est que de 3 km³ et sa base est un cercle de 3 km de rayon. On pourrait penser qu’il est plus récent que le Terevaka, puisque sa petite taille le fait paraître comme secondaire, mais il est au moins aussi ancien. Ses premières laves sont datées à 780 ka et les dernières coulées de lave ont 360 ka. Pour le Terevaka, les premières laves datées ont moins de 770 ka et les dernières ont 110 ka. Le troisième volcan, le Rano Kau, était actif à la même époque et ses dimensions sont comparables à celles du Poike. Il est situé au sud-ouest de l’île et c’est le seul à posséder une caldeira clairement visible. C’est une dépression circulaire d’un kilomètre de diamètre. Il ne s’agit pas d’un cratère comme celui du Stromboli. Elle résulte de l’effondrement du toit d’une chambre magmatique qui s’est produit il y a plus de 300 ka, pendant qu’une lave appelée la benmoréïte était émise. Les deux autres volcans ont eux aussi des caldeiras, mais elles n’apparaissent pas de manière évidente à cause des éruptions qui se sont produites après leur formation.
Pour étudier l’histoire d’un volcan, les géologues analysent ses laves. La tâche n’est pas facile, car ces roches ne sont pas uniquement composées de minéraux, au contraire des granites. Certaines contiennent des minéraux qui sont appelés des phénocristaux quand ils sont visibles à l’œil nu, mais ceux-ci sont contenus dans un verre résultant du refroidissement brutal de la lave. Pour identifier une roche, l’examen des phénocristaux ne suffit pas. Il faut également déterminer la composition du verre.
Les roches volcaniques sont classées dans le diagramme TAS (total alcali-versus-silica) en fonction de leurs teneurs en silicium d’une part et en éléments alcalins, sodium Na et potassium K, d’autre part. On considère en fait leurs oxydes : Na₂O + K₂O et la silice SiO₂. Des roches comme le basalte sont bien connues puisque très abondantes, d’autres, comme la benmoréïte, sont plus rares. En Auvergne, elle forme la coulée du Puy de la Nugère, où elle est appelée « pierre de Volvic », et le sommet du dôme du Clierzou, où elle est appelée « dômite à amphibole ». Elle contient 57-60 % de silice, si bien qu’elle est qualifiée d’intermédiaire : elle se trouve entre les roches pauvres en silice (dites basiques) comme les basaltes et les roches riches (dites acides) comme les rhyolites, qui sont les versions effusives des granites.
Les laves de l’île de Pâques forment une série différenciée. La lave originelle est du basalte tholéiitique, relativement riche en silice mais pauvre en alcalins. Cette roche peut contenir des microcristaux, voire des phénocristaux, de quartz. Dans une chambre magmatique, le magma évolue par cristallisation fractionnée : des cristaux naissent, grandissent et se déposent sur les parois de la chambre, laissant un magma résiduel qui n’a plus la même composition que le magma originel. Généralement, les magmas s’enrichissent en silice puisque les cristaux déposés en sont pauvres. Dans l’île de Pâques, le magma a évolué en une hawaïte, puis en une mugéarite, puis en une benmoréïte. Les deux dernières roches contiennent des phénocristaux d’amphiboles, qui sont des silicates de couleur toujours sombre (actinote, hornblende, glaucophane…) et la dernière contient en plus des phénocristaux de zircon. Les laves sont ensuite devenues de la trachyte puis de la rhyolite. Leur évolution les a enrichies en alcalins. La trachyte est une roche assez fréquente, claire et riche en feldspaths (sanidine, plagioclase), contenant également des pyroxènes et des amphiboles. La rhyolite, avec plus de 70 % de silice, a des phénocristaux de quartz, de sanidine et de plagioclase. Elle donne sa couleur rouge au massif de l’Estérel.
Voici donc les pierres dont disposaient les anciens Pascuans pour construire leurs moaïs. D’après la carte géologique, les laves du Terevaka recouvrent toute l’île à part les deux plus petits volcans. Les roches notées T1 sont des basaltes tholéiitiques, mais aussi alcalins, qui contiennent moins de silice. Indiquées en gris, elles affleurent à l’est et à l’ouest du volcan. Leur âge est inférieur à 770 ka. La caldeira de ce volcan est indiquée par une ligne crénelée. Elle comprend un cône de cendres volcaniques T2a, des tuffs et des brèches phréatomagmatiques T2b. Ils proviennent d’une explosion provoquée par la rencontre d’un magma avec une nappe d’eau souterraine. Il y a 300 ka, de la lave notée T2c a coulé dans la caldeira. Il y avait aussi de la benmoréïte.
Un faible taux éruptif
Les premières laves du Poike sont notées P1. Ce sont des basaltes transitionnels à alcalins datés de 780 à 410 ka. À côté de ce volcan, il existe deux cônes de cendres : Rano Raraku et Maunga Toa Toa. La coulée P2 de basalte alcalin s’est produite il y a 360 ka, dans la caldeira. Les laves aériennes les plus anciennes du Rano Kau sont des basaltes transitionnels à alcalins notés R1. Les coulées ont commencé il y a 780 ka et se sont terminées il y a 460 ka. Elles ont été partiellement recouvertes par les coulées R2, il y a environ 350 ka.
Les chiffres 1 et 2 font référence à deux stades distincts de la vie de ces volcans. Le premier, le plus long, est celui de la constitution de volcans boucliers grâce à d’abondants épanchements de basalte tholéiitique, qui est une lave fluide. L’accumulation de ces coulées permet aux volcans d’émerger à partir du plancher océanique, mais cette énorme masse de roches provoque une subsidence (une enfoncement) du plancher et des glissements de flancs peuvent se produire. Ensuite, durant le stade 2, les laves changent de composition. Elles deviennent plus riches en silice et par conséquent plus visqueuses. Les éruptions acquièrent alors un caractère explosif. Les trois caldeiras se sont formées de cette manière.
Durant le stade 3, des éruptions fissurales se sont produites. Les laves ne sortaient plus des sommets des volcans mais de grandes fissures les traversant. Ce stade a commencé il y a 240 ka et s’est terminé il y a 110 ka. De cette époque, datent les dômes de lave R3 sur le Rano Kau et P3 sur le Poike. Ce dernier, indiqué en noir, est en trachyte. La lave ne coule pas mais forme des dômes quand elle arrive à la surface à cause de sa viscosité.
Des fissures éruptives se sont ouvertes au sud du Terevaka et des cônes de cendres T3b se sont constitués. La composition des laves allait des basaltes transitionnels aux benmoréïtes. D’autres coulées notées T3a, en gris clair, ont recouvert une grande partie de l’île, jusqu’à l’océan de tous les côtés. Les géologues en ont compté 23 et elles sont sorties d’une centaine de cheminées réparties à la fois dans la caldeira du Teravaka et sur son flanc sud. Toutes les laves déjà citées sont représentées. Ainsi, tandis que l’alimentation en magma du Rano Kau et du Poike se tarissait, le Terevaka recevait du nouveau magma basique et voyait son système rajeuni.
L’île de Pâques possède des caractéristiques particulières pour un point chaud. Pendant sa période d’activité, son taux éruptif était faible : il variait entre 0,01 et 100 km³ de lave par million d’années. À l’opposé de là, l’île de Hawaii, elle aussi née d’un point chaud, a un taux éruptif de 100 000 km³ de lave par million d’années – ou de 0,1 km³ de lave par année. Il y a eu peu de glissements de flancs sur l’île de Pâques alors qu’ils ont été fréquents sur Hawaii.
Le Rano Kau et le Poike ont été intensément érodés sur les flancs marins. L’érosion interne est peu intense, mais elle agira sur cette île et ses volcans éteints depuis 110 000 ans. Elle disparaîtra sous les flots pendant que la plaque de Nazca continuera à l’emporter vers l’Amérique du Sud, et une autre île émergera là elle se trouve actuellement.
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Luigina Vezzoli & Valerio Acocella, Easter Island, SE Pacific : An end-member type of hotspot volcanism, GSA Bulletin, May/June 2009.
