Navigation – Plan du site
2006
336

Revue de la typologie des éruptions au Piton de La Fournaise, processus et risques volcaniques associés

Review of volcanic eruption typology at the Piton de la Fournaise, processes and hazards

Nicolas Villeneuve et Patrick Bachèlery

Résumés

Comme l’ensemble des volcans boucliers basaltiques, le Piton de la Fournaise sur l’île de la Réunion est d’une dangerosité relativement faible. Cependant, les recherches montrent qu’au travers de son histoire récente, ce volcan a connu des phases d’activités plus ou moins violentes et potentiellement destructrices. Cet article à pour objet de caractériser les processus des différents types d’éruptions et à évaluer leur dangerosité vis-à-vis des personnes et des biens installés sur les pentes du volcan.

Haut de page

Texte intégral

Introduction

1L’île de La Réunion est située dans le sud-ouest de l’océan Indien par 21°10’ de latitude sud et 55°40’ de longitude est (figure 1). De forme ellipsoïdale, l’île s’étend sur environ 2500 km2 de terrains presque exclusivement d’origine volcanique.

Figure 1 : L’Ile de La Réunion dans son cadre géographique.

Figure 1 : L’Ile de La Réunion dans son cadre géographique.

Figure 2 : Contexte volcanologique.

2Il semble maintenant reconnu que la construction de l’île soit à attribuer au fonctionnement d’un point chaud asthénosphérique dont l’activité initiale correspond à la mise en place des « Trapps » du Deccan (à l’ouest du sous continent indien), il y a 65 Ma (Courtillot et al., 1986). Cette activité s’est poursuivie avec la formation des Maldives, de la ride Chagos-Laccadive (50 à 60 Ma), puis du Plateau des Mascareignes (30 à 40 Ma). Enfin, ce point chaud aurait engendré l’île Maurice (8 Ma) et La Réunion (5 Ma), soulignant ainsi le ralentissement de la dérive lithosphérique (Courtillot et al., 1986).

3Deux massifs volcaniques sont à l’origine de l’île. Le Piton des Neiges, haut de plus d’environ 7500 mètres (dont 3070,5 mètres de terrains exondés), repose directement sur le plancher océanique. Le début de son activé sous-marine, est situé il y a environ 5 Ma, alors que son activité exondée est antérieure à 2,1 Ma dans l’ouest de l’île. Deniel et al. (1989), montrent que le Piton des Neiges a encore connu une activité volcanique il a seulement 12000 ans.

4Le Piton de la Fournaise, second massif, situé plus à l’est, haut de 2631 mètres est actif  depuis plus cinq cents trente mille ans (Gillot et al., 1990).

5Récemment, des études ont mis en évidence la présence d’un grand complexe intrusif signalant l’existence passée d’un édifice volcanique antérieur à La Fournaise actuelle et centré à l’aplomb du Grand Brûlé (Malengreau, 1995 ; Malengreau et al., 1997 ; Lénat et al, 2001a). Selon les auteurs, cet édifice a reçu des noms divers : la Proto Fournaise (Lerebour, 1987) ou le Volcan des Alizés (Lénat et al., 2001a). Aujourd’hui, l’ensemble des formations associées au fonctionnement de cet édifice est totalement enseveli sous les coulées plus récentes du Piton de la Fournaise.

6La morphologie générale des deux massifs aériens épouse parfaitement la forme caractéristique des volcans boucliers basaltiques : édifices surbaissés aux pentes fortes en altitude (entre 10 et 20° en moyenne, en dehors des escarpements dans les cirques) et faibles (inférieures à 10°) dans les régions basses (Courteaud, 1996). Dans le détail, les deux massifs volcaniques présentent des morphologies particulières, fruit d'une histoire géologique complexe et des conditions climatiques intenses.

7Concernant le Piton de la Fournaise les analyses géologiques, structurales et géophysiques montrent que le centre émissif principal a migré dans le passé modifiant à chaque épisode la morphologie générale du massif.

Figure 3 : Le Piton de La Fournaise vu de l’Est. Toponymie et topographie.

8Un des derniers événements « morphogénétiques » de grande ampleur qu’à connu le Piton de la Fournaise date d’il y a environ 5 Ka (Staudacher and Allègre, 1993 ; Abchir et al., 1998). Cet événement majeur, lié à un déséquilibre entre les masses d’eau et de magma présentes dans le massif a engendré une éruption phréato-magmatique particulièrement violente responsable d’une succession de dépôts de cendres (appelée « les cendres de Bellecombe ») sur l’ensemble du massif. La modification morphologique la plus importante en liaison avec cette explosion est vraisemblablement la formation de remparts de l’Enclos par effondrement et glissement de la partie sommital vers l’Est.

9Depuis cet événement, il semble que la morphologie générale de la Fournaise n’a que peu évoluée. L’activité magmatique est très majoritairement localisée dans la zone centrale du volcan, à proximité du sommet. L’édification de nombreux cônes scoriacés et la mise en place des coulées ont peu à peu façonné le paysage actuel, alors que le sommet du volcan a connu de fréquentes modifications en fonction d’une succession d’épisodes d’effondrements et de comblements.

10S’agissant de la dynamique éruptive au Piton de la Fournaise, peuvent être distinguer plusieurs types d’événements bien distincts dans leur phénoménologie, leur localisation, leur ampleur et parfois leur pétrologie, cependant ils seront regroupés ici en deux grands groupes : les éruptions magmatiques et les éruptions phréatiques et phréatomagmatiques.

Les éruptions magmatiques.

11La localisation de cônes hérités d’éruptions récentes, et à plus forte raison la définition des zones à fortes densités, est un excellent indice permettant de définir une fréquence éruptive. Les figures 4 et 5 illustrent la densité des cônes volcaniques observés sur le massif et les grands axes d’injections bien connus aujourd’hui. Ces morphologies sont liées à ce que nous définissons comme « éruptions magmatiques ». Lors de l’ouverture des fissures, causée par la pression du magma dans sa phase terminale d’ascension, les produits retombant autour des fontaines froment des cônes scoriacés de taille variable en fonction de l’intensité du dégazage et de la durée de l’éruption. L’analyse spatiale de ces formations permet de définir quatre zones de concentrations particulières.

12(1) Logiquement, le sommet est la région la plus active avec jusqu’à plus de 50 évents au kilomètre carré. (2) Cependant d’autres régions à haute densité sont identifiables sur la figure. A l’extérieur de l’Enclos, un arc de cercle de fortes densités est très nettement identifiable depuis St Philippe à Ste Rose en passant par le sommet. Structurellement plus fracturée, cette zone de faiblesse peut s’étudier en deux sous unités. Au sud une forte concentration de bouches éruptives est localisée aux Piton de Fourche, Piton Gueule Ronde, Piton Takamaka et Piton Ango. Cette zone est couramment appelée « la rift zone sud-est » (Bachèlery, 1981). Au Nord de l’Enclos, la seconde région à forte concentration est appelée « la rift zone nord-est » (Bachèlery, 1981). Les formations scoriacées récentes sont ici localisées principalement sous le Nez Coupé de Ste Rose et au niveau du Piton Trois Têtes.

13A cela il faut ajouter, au sud du massif, la forte concentration de cônes excentrés des Puys Ramond. Il s’agit de formations sup-récentes non datées précisément mais qui ne sont pas recouvertes par les cendres de Bellecombe datées à 5 ka (Abchir et al., 1998).

14(3) Une concentration importante de cônes scoriacés est identifiable le long d’un axe N120 qui s’aligne entre le sommet et le Piton des Neiges. Bachèlery (1981) parle ici de l’axe de faible N120 pour laquelle la plus grande concentration de cônes hérités se situe entre la Plaine des Sables et le cœur de la Plaine de Cafres. Enfin (4) un certain nombre de cônes isolés et excentrés sont identifiables sur l’ensemble du massif.

Figure 4 : Distribution spatiale des cônes historiques et préhistoriques sur le massif du Piton de la Fournaise.

15Ce type d’illustration ne prend pas toujours en compte les éruptions issues de simples fissures non associées à des cônes de scories, ce qui a été le cas fréquemment pour les éruptions hors Enclos dans un passé récent.

Figure 5 : Grands axes d’injections préférentielles connus au Piton de La Fournaise.

Les éruptions à l’intérieur de l’Enclos : Eruptions magmatiques ordinaires.

Exemple d’une éruption de longue durée.

16La partie occidentale de l’Enclos Fouqué est largement recouverte d’une vaste étendue de lave étonnamment homogène que Lénat et al. (2001) nomment le CLEF (Champ de Lave de l’Enclos Fouqué).

17Il s’agit de coulées de type « pahoehoe » très bien représentées sur le nord-ouest du cratère sommital (Photo 1 et Photo 2) couvrant environ 11 km2, soit 1/9ème de la surface totale de l’Enclos.

Photo 1 : Vue aérienne oblique de l’Enclos et du Cône Central depuis le NE (Bachèlery, 1999). Cette photo permet de bien distinguer le « CLEF » en teintes claires.

Photo 1 : Vue aérienne oblique de l’Enclos et du Cône Central depuis le NE (Bachèlery, 1999). Cette photo permet de bien distinguer le « CLEF » en teintes claires.

Photo 2 : Morphologies du CLEF marquées par la présence de pahoehoe (Bachèlery, 1999).

18Pour expliquer cet important taux de recouvrement, Lénat et al. (2001) estiment que l’éruption ayant généré cet épandage a certainement duré plus de 350 ans, ce qui en fait l’éruption la plus longue jamais observée. Les arguments morphologiques et structuraux sont en corrélation avec cette hypothèse. Ils permettent de mettre en relation ces laves avec un cône formé en 1761 que Bory (1802) appelle le «Mamelon central » Par ailleurs, la mise en place de ces coulées a nécessité un épisode éruptif de longue durée correspondant à l’émission lente des laves. L’existence d’un lac de lave à l’est du cratère Bory en 1801 (Bory de Saint Vincent, 1804) et l’activité quasi-permanente au 17ème et au 18ème siècle du cratère Bory sont en accord avec ce mode de fonctionnement (Bachèlery, 1981).

19Enfin, les mesures géomagnétiques séculaires attribuent une mise en place post 1708 signifiant que le Piton de la Fournaise pu connaître durant son histoire récente des événements de très longue durée comme pour la formation du CLEF qui s’est peut-être étalé sur près d’un siècle.

 Les éruptions magmatiques ordinaires.

20Tous les sept mois environ, le Piton de la Fournaise entre en éruption (figure 6). Plus de 97 % des 248 éruptions recensées entre 1640 et 2005 se sont produites à l’intérieur de l’Enclos Fouqué. Les éruptions dites «ordinaires» de la Fournaise définissent des événements qui ont eu lieu à l’intérieur de l’Enclos, correspondant à l’ouverture de plusieurs fissures (entre 3 et 6) et agencées « en échelon » depuis la zone sommitale.

Figure 6 : Recensement des éruptions au Piton de la Fournaise entre 1640 et 2005.

21Cette figure a été obtenue en croisant les données de Stieltjes et Moutou (1989) pour la période 1640 – 1920, avec celles de Bachèlery (1999) pour la période 1920 – 1998, puis en actualisant ces deux bases de données jusqu’à l’éruption de février 2005. En revanche, Stieltjes et Moutou (1989) ne font pas référence au lac de lave observé par Bory de St-Vincent en novembre 1801 ni même celui de 1852 à 1853. Les éruptions comprises entre 1640 et 1734 sont pour la plupart des événements observés lors de passages de bateaux, la première expédition au volcan a été réalisée par Fréri en 1751.

22Sur le plan phénoménologique et dynamique, les études du Piton de la Fournaise sont limitées par la courte période d’observation. Le suivi des éruptions n’est suffisamment complet que depuis le début du XIXème siècle (figure 7) avec les toutes premières observations scientifiques de Lacroix (1936). Le taux de production magmatique, calculé à partir de cubatures réalisées sur les coulées émises depuis 1920 permet d’estimer que 10 . 106 m3 de lave s’épandent  par an sur les pentes de la Fournaise, soit environ 0.32 m3s-1. La comparaison de ce taux avec ceux calculés sur d’autres volcans montre qu’il est environ dix fois plus faible que celui obtenu pour le Kilauea à Hawaii mais tout à fait comparable à ceux calculés sur l’Etna en Sicile (Wadge et Guest, 1981).

Figure 7 : Report des volumes de laves émis entre 1920 et 2002 par le Piton de la Fournaise.

23Les « éruptions ordinaires » ne présentent en général qu’un risque limité pour les populations et les infrastructures. Cependant, ce type d’éruption est systématiquement accompagné de cheveux de Pelé qui peuvent être disséminés vers les zones habitées. Ces cheveux de pelé sont de fins filaments vitreux formés par l’allongement et le refroidissement rapide de très petites particules de laves projetés dans les fontaines. Le risque d’ingestion est alors élevé notamment pour le bétail pâturant dans des espaces alors pollués.

24Le processus des éruptions magmatiques « ordinaires » est aujourd’hui assez bien compris. Plusieurs heures à plusieurs semaines avant l’ouverture des évents, une augmentation significative de la sismicité dans la partie haute du massif est enregistrée. Cette sismicité est généralement précédée par des déformations du massif dont les premiers signes apparaissent environ trois mois avant les épisodes de crises.

25Ce fonctionnement est très bien documenté pour les éruptions observées par le réseau de surveillance de l’Observatoire du Piton de la Fournaise (fonctionnant depuis 1981).

26Concernant l’éruption du Piton Kapor en 1998 le scénario a été quelque peu différent. Cette éruption est considérée comme le point de départ d’un nouveau « cycle éruptif » (Staudacher et al., 2001).

27Les séismes précurseurs de l’éruption de 1998 sont particuliers en deux points :

  • les premiers signaux ont été enregistrés plus de sept mois avant le début de l’éruption (Battaglia and Bachèlery, 2003).

  • la migration du magma, depuis cinq kilomètres sous la surface, a été enregistrée distinctement. L’ascension depuis cinq kilomètres de profondeur vers une zone de stockage magmatique placée plus haut dans le massif, à peu près au niveau de la mer, s’est faite de façon constante, à une vitesse estimée à 0,3 ms-1. La seconde partie de l’ascension, entre le niveau de la mer et le sommet n’a duré quant à elle que 58 minutes, soit un transfert magmatique à une vitesse supérieure à 1 ms-1 (Battaglia, 2001).

28D’une manière plus synthétique, l’observation des éruptions magmatiques ordinaires depuis 1640 et leurs enregistrements précis depuis 1980 nous apportent aujourd’hui de nombreux enseignements. Nous savons que :

  • plus de 97 % des éruptions magmatiques au Piton de la Fournaise répondent à cette typologie;

  • ce type d’éruptions est précédé de manifestations sismiques (séismes sporadiques puis crises sismiques). Les signaux apparaissent suivant la localisation de la zone de stockage du magma entre sept mois et vingt minutes avant l’ouverture de l’évent ;

  • les éruptions « ordinaires » sont de courtes durées (90 % d’entre elles sont inférieures à deux mois). Plus rarement, des éruptions de longue durée peuvent être observées (CLEF) ;

  • environ 95 % des évents éruptifs sont localisés au dessus de 1800 mètres d’altitude;

  • l’extension maximale des coulées est atteinte dans les tous premiers jours après le début de l’éruption et la longueur des coulées est relativement faible. Seulement 19 événements ont atteint la mer située à 9 km du sommet depuis 1640.

 Les éruptions hors Enclos.

 Phénoménologie d’événements historiques des  «éruptions  type 1977 ».

29Seulement huit événements hors Enclos ont été référencés depuis l’installation de l’homme à La Réunion. Ces éruptions se localisent systématiquement sur les rifts zones (figure 8).

Figure 8 : Planche regroupant l’allure générale des axes d’injections préférentiels sur le Piton de La Fournaise (à droite) et les éruptions hors Enclos observées par l’homme sur la rift-zone sud-est (en bas) sur la rift-zone nord-est (en haut).

30L’événement d’avril 1977 caractérise le mieux ce type d’éruption d’où le nom qui leur a été attribué. L’éruption de 1977 est très importante sur le plan de la recherche volcanologique au Piton de la Fournaise. Elle a permis de prendre conscience de l’exposition au risque volcanique des populations des communes de Sainte-Rose et de Saint-Philippe. C’est aussi cette éruption qui a motivé les pouvoirs publics pour la mise en place d’un observatoire et d’un réseau de surveillance. Cependant cet événement n’est pas unique et l’étude du tracé des différentes coulées « type 1977 » montre que ces éruptions ne sont pas sans risques.

31Les événements du XVIIIème et du début du XIXème siècle.Seule l’éruption hors Enclos de 1708 s’est produite sur la rift-zone nord-est (figure 8). Celles de 1774, 1776 et 1800 sont situées dans la rift-zone sud–est. Ces éruptions seraient, si elles survenaient aujourd’hui, responsables de la destruction d’environ 27 bâtiments en ce qui concerne l’éruption de 1708 ; d’une quinzaine de maisons pour la coulée de 1774 ; de la totalité du lieu-dit «Ilet aux Palmistes» (soit une cinquantaine de bâtiments) pour celle de 1776 et d’une dizaine de maisons pour l’éruption de 1800. A cela, il faut ajouter environ une centaine d’hectares de canne à sucre, plus d’un millier d’hectares de forêt primaire (dont une grande surface, difficilement estimable, est utilisée à la culture de la vanille). La route nationale et le réseau électrique seraient coupés en trois points, ainsi qu’un grand nombre de chemins d’exploitation et de randonnées. A l’époque où se sont produits ces événements, les communes touchées par les coulées de lave n’étaient que très faiblement habitées. Néanmoins, quelques « cases et quartiers » avaient alors été détruits (Hubert in Lacroix, 1936). Il est toutefois difficile d’en estimer le nombre.

32Les éruptions du XXème siècle (1977, 1986 et 1998) présentent des phénoménologies assez proches. En effet, dans tous les cas, l’éruption débute par une fissure ouverte dans l’Enclos. Puis, dans un second temps seulement, le magma transite hors de l’Enclos (figure 9).

Figure 9 : Schéma de la mise en place d’une éruption hors enclos du « type 1977 ».

1. Alimentation magmatique sommitale conduisant à une éruption magmatique ordinaire

2. Migration du magma depuis le sommet en sub-surface vers les zones de faiblesse.

3. Ouverture d’une fissure hors Enclos menaçant les zones habitées.

33Aujourd’hui, ce sont 11500 personnes (source de l’INSEE) qui sont menacées par ce type d’éruption. A cela ajoutons sept écoles, de nombreux commerces et un grand nombre de terres cultivées. Les données recueillies au cours de l’histoire récente du massif nous apprennent que depuis 1708 sept éruptions de ce type ont eu lieu et que six d’entre elles ont atteint la côte (région habitée). Nous pouvons donc dire que les éruptions hors Enclos du « type 1977 » ont une fréquence d’occurrence de une tous les quarante ans. Néanmoins, il n’est nullement question d’établir une statistique avec si peu de recul et de données. En effet, notons que depuis 1977 au moins trois événements hors Enclos ont été observés.

34L’éruption d’avril 1977 est particulièrement importante sur le plan volcanologique caractérisant parfaitement la dynamique éruptive le long des rifts-zones.

35Cette éruption prend naissance le 24 mars 1977, après quatre mois d’inactivité, sur le flanc sud-est du Dolomieu avec une fissure orientée sud-sud-est.

36Le 5 avril, une nouvelle fissure s’ouvre sur les flancs nord-est du Dolomieu, juste au pied du Nez Coupé de Sainte-Rose, soit à la limite amont du « Cassé » des pentes de la Plaine des Osmondes (à environ 1900 m d’altitude). Dans la nuit du 6 au 7 avril, la fissure ouverte la veille se prolonge hors Enclos. Là, une première langue prend la direction de Bois Blanc mais c’est une deuxième langue, issue d’une fissure ouverte le 9 avril à 700 m d’altitude, qui traverse Piton Sainte-Rose et entre dans la mer. Le volume, calculé par photogrammétrie, permet d’annoncer environ trente millions de mètres cubes de laves mis en place en douze jours. De plus, on a constaté que sur les dix kilomètres de fissures au total, c’est principalement la petite partie située dans l’Enclos qui a été le siège du dégazage, avec l’émission de projections et la constitution d’un « spatter-cone » de petite taille. Dans la zone hors Enclos, ces phénomènes sont restés très sporadiques. Il s’agit là d’un caractère commun à l’ensemble des éruptions hors Enclos du « type 1977 » qui ne présentent quasiment pas de trace de cônes scoriacés au niveau du point de sortie (Lacroix, (1936), parle « d’adynamisme »). Le dégazage du magma se fait de façon passive dans la partie amont de la fissure ouverte par l’injection magmatique et c’est une lave quasiment dégazée qui est déversée par les évents situés plus en aval.

37Cette caractéristique est observée systématiquement à l’exception de l’évent ouvert à 1050 m d’altitude lors de l’éruption de 1986 et cela du fait d’un contexte phréatomagmatique en surface.

38La phénoménologie de cette dernière se rapproche beaucoup de celle de 1977. Elle présente de nombreux intérêts car, contrairement à l’éruption de 1977, elle a été suivie par les instruments de l’Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise installés entre temps. Elle constitue un parfait exemple d’éruption latérale associée à une injection du magma provenant de la zone sommitale.

39L’éruption de mars 1986 est un excellent exemple du bon fonctionnent du plan et de l’optimisation des secours. Le 20 mars 1986 alors qu’une éruption a eu lieu dans l’Enclos, la population du Tremblet apprend par les médias et les délégués communaux qu’elle doit être évacuée. Ce sont 109 familles, soit 429 personnes vivant entre la Pointe de la Table et la Pointe du Tremblet qui ont été déplacées en moins de trois heures.

40Le 18 mars 1986, la crise sismique se produit à l’aplomb du sommet à 17h17 (TU). A 2h40 (TU) le 19 mars 1986, le trémor enregistré par les sismomètres signalait l’ouverture d’une fissure de 200 m de long, orientée N145 et localisée entre 1750 et 1720 m d’altitude dans l’Enclos, sur les flancs sud-est du Dolomieu. Cet événement n’a duré que quelques heures et s’est achevé à 11h20 (le 19 mars) n’ayant produit qu’un demi million de mètres cubes de laves.

41A 20h20 (TU), une nouvelle fissure de 700 m de long s’est ouverte, orientée N140, située entre 870 et 1070 m d’altitude à l’extérieur de l’Enclos le long de la rift-zone sud-est. Contrairement aux autres événements hors Enclos de la période historique, celui-ci présente des fontaines de laves et des explosions de type phréatomagmatique (des bombes en « choux-fleurs » et des cendres noires ont été observées).

42Depuis cette fissure, deux bras de laves se sont mis en place contournant le Piton Takamaka situé plus en aval. Sur la trajectoire de ces coulées se trouvaient huit maisons et la route nationale qui seront recouverts à peine15 heures après l’ouverture de la fissure.

43Dans la continuité de la fissure du Piton Takamaka, une nouvelle fissure est apparue, s’ouvrant sur 800 mètres de long en neuf heures, à une altitude de 30 m. Contrairement à la fissure située à 1000 mètres d’altitude, l’ouverture de celle-ci fait suite à une importante activité sismique. En revanche les observateurs n’ont constaté aucune projection (Delorme et al., 1989) ; un magma visqueux et fortement dégazé s’est étalé à partir de 13 h le 23 mars 1986. La fin de l’éruption a été marquée par la formation d’un « Pit-Crater » dans le Dolomieu, à 2500 mètres d’altitude, le 30 mars 1986, prouvant incontestablement l’existence d’une connexion entre les points d’émission de basse altitude et la zone centrale du volcan.

44Il existe deux grandes différences entre l’éruption hors Enclos Fouqué du mois d’août 1998 et les éruptions observées antérieurement en 1977 et en 1986 :

  • (1) Lors de l’éruption de 1977, on observe une migration du magma vers la rift-zone nord-est entre 24et 48 heures après l’ouverture dans l’Enclos. Lors de l’éruption de 1986, cette migration vers la rift-zone sud-est s’est faite en moins de 18 heures. En 1998, il faudra attendre cinq mois pour observer un phénomène similaire.

  • (2) Près de 73 % des surfaces recouvertes par les laves de l’éruption de 1977 et 91 % par celles de 1986 sont hors Enclos. En revanche, à peine 5 % des laves des coulées de 1998 se sont étalées sur la rift-zone nord-est.

45Lors de l’éruption hors Enclos de 1998, les langues de lave mises en place depuis cinq fissures orientées N65 (photo 3), n’ont jamais inquiété les habitations de la côte du fait de leur faible extension.

46D’un point de vue volcanologique, le phénomène est tout à fait comparable aux événements « du type avril 1977 ».

47Au travers de la bibliographie, nous avons recensé six événements (dont quatre observables et cartographiés aujourd’hui) sur les rifts zones plus ancien et de même nature que ceux de 1977, 1986 et 1998.

48En terme de synthèse, nous pouvons dire que les éruptions hors Enclos de « type 1977 », se mettent en place en deux temps avec une migration du magma depuis la zone centrale du volcan vers les rifts-zones.

Photo 3 : Vue aérienne de quatre coulées hors Enclos, le 14 août 1998 (Photo Staudacher, 1998, com. Pers.).

49« Les éruptions hors Enclos dans l’Enclos ». En réalité il existe tout au long de l’histoire du volcan un grand nombre d’événements dont l’étude chronologique montre des ouvertures se faisant aussi en deux temps mais pour lesquelles la migration du magma n’atteint pas l’extérieur de l’Enclos. Ce dynamisme est donc assez fréquent au Piton de la Fournaise. Nous avons par conséquent défini les « éruptions hors Enclos dans l’Enclos » qui ont un dynamisme commun aux éruptions hors Enclos mais une « dimension risque » infiniment plus réduite.

50Les exemples de juillet et septembre 1999 illustrent parfaitement ceci. En effet, les fissures au niveau du Signal de l’Enclos en juillet 1999 (photo 4) et celles au pied du Cratère De Villèle en septembre 1999 ont épanché des laves de type « pahoehoe » très dégazées en l’absence de projections.

51Ici aussi « l’adynamisme » dont parle Lacroix (1936) est observable et n’empêche en rien la mise en place de volumes relativement importants avec environ un demi million de mètres cubes pour la langue de lave dégazée en juillet 1999 et près de deux cent mille mètres cubes pour celle de septembre 1999.

52L’ouverture de la fissure en aval, lors de l’éruption de septembre 1999, est la plus remarquable. Elle a lieu 10 jours après le début de l’éruption en zone sommitale, contre environ 36 heures lors de l’éruption de juillet 1999. Le transfert de magma s’est fait si lentement et si proche de la surface que l’émission de fumerolles en a annoncé l’ouverture, en divers points de l’Enclos suivant un axe N165 (entre la fissure interne au Dolomieu et le cratère De Villèle), annoncé l’ouverture.

Photo 4 : Exemple d’émission de lave dégazée de type « pahoehoe ». Points de sorties sous le Signal de l’Enclos (Juillet 1999).

53Le dernier exemple d’une « hors Enclos dans l’Enclos » est certainement le plus frappant. Le 5 janvier 2002, après une période de sismicité de plusieurs semaines, quatre fissures s’ouvrent à relativement basse altitude sur le flanc nord-est du Piton de la Fournaise. Du 5 au 12 janvier, le magma a transité depuis le sommet vers la zone hors Enclos en contournant le Nez coupé de Sainte-Rose (figure 10). En aval de ce relief, le rempart particulièrement fracturé est le siège privilégié du transit magmatique. Le 12 janvier, guidé par fracturation le magma se crée un passage, la lave s’écoulant alors de l’extérieur de vers l’intérieur l’Enclos, cascadant depuis un orifice à même le rempart. Un repérage sur le terrain a posteriori à l’intérieur de la cavité empruntée par le magma ne laisse aucun doute sur la migration du magma par l’extérieur de l’Enclos.

54L’évacuation des 800 habitants de Bois Blanc décidée par la protection civile à la veille de cet événement, et motivée par l’enregistrement d’une migration du trémor par l’Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise, semble aujourd’hui parfaitement justifiée.

55Cet événement n’est pas isolé dans le passé. En 1977, une fissure a même le rempart Nord a laissé s’échapper du magma pris dans sa course à l’extérieur de l’enclos. Le scénario est très semblable le 21 février 2005 en dehors du fait que le transit du magma s’arrête ici sans inquiéter d’avantage les habitants de la rift-zone Nord-Est.

56En guise de conclusion partielle, nous pouvons dire que les éruptions de « type 1977 », tout comme les éruptions magmatiques « ordinaires » du Piton de la Fournaise connaissent une alimentation centrale et de nombreux transferts vers les zones de faiblesse. Comme nous le montre l’histoire récente du massif, toutes les éruptions localisées sur la partie basse du cône central sont susceptibles de migrer hors Enclos.

Figure 10 : Schéma présentant l’hypothèse de migration du magma depuis la zone sommitale vers l’extérieur de l’Enclos entre le 5 et le 12 janvier 2002.

 Les éruptions type Chisny.

57Nous regrouperons sous ce terme un certain nombre d’événements éruptifs résultant d’une alimentation plus profonde que celle des éruptions magmatiques « ordinaires ». Les produits plus primitifs sont souvent responsables de la formation de cônes scoriacés particulièrement imposants, de coulées longues et épaisses (du moins pour La Fournaise) et de dépôts de téphras sur des surfaces importantes. Ce type d’éruptions a été défini par Bachèlery (1981) qui explique que ces événements sont moins influencés par les structures superficielles du massif du fait de leur alimentation profonde. Plus concrètement, tout le massif est intéressé par les éruptions du « type Chisny » soit environ 250 000 personnes (source INSEE).

58Répondent à ces critères des formations (figure 11) comme le Piton Chisny, le Demi Piton et le Piton Haüy de la Plaine des Sables, mais aussi l’ensemble des grosses unités depuis la Plaine des Cafres et le Piton des Songes (dans la Plaine des Palmistes), jusqu’au Puy du Pas des Sables. Enfin, nous complétons cette énumération par les cônes excentrés situés sur la côte et à mi-hauteur tels que le Piton de Bassin Martin et le Piton Mont Vert sur le flanc sud-ouest du massif, le Piton Langevin, le Piton Vincendo, le Piton Benard, le Piton Mare d’Arzule et le Piton Takamaka sur le flanc sud-est, le Piton Nelson, le Piton Moka, le Gros Piton, le Piton Bellevue et le Piton Balmann sur le flanc nord-est, et enfin, le Piton Armand sur le flanc nord-ouest.

Figure 11 : Exemples de pitons hérités d’événements de « type Chisny ».

59Certaines de ces éruptions sont lourdes en conséquences d’un point de vue « risque volcanique ». Par exemple, les éruptions du Cratère Commerson et du Piton Chisny, survenues respectivement il y a environ deux mille ans et mille ans, illustrent parfaitement bien le risque encouru par les populations.

60Les coulées engendrées par le cratère Commerson ont directement été drainées sur plus de vingt kilomètres par la Rivière des Remparts jusqu’à son embouchure où se situe actuellement la ville de Saint-Joseph (ville côtière du sud de l’île comprenant au recensement de 1999 plus 12500 habitants). Pour ce qui est de l’éruption du Piton Chisny, le scénario est comparable mais cette fois si c’est la Rivière Langevin qui a guidé les laves depuis l’évent jusqu’à la mer, plus de dix sept kilomètres en aval, en passant par l’actuel village de Langevin [où près de cinq mille personnes résident (données INSEE 1999)].

61Un troisième exemple est particulièrement intéressant, il s’agit de l’événement des Trous Blancs, dont l’éruption s’est vraisemblablement passée il y a environ six mille ans.

62L’exemple de l’éruption des Trous Blancs (figure 12) montre la vulnérabilité des agglomérations à l’ouest du massif qui ont connu une croissance très importante dans les deux dernières décennies. L’importance de cette coulée est caractéristique de l’ensemble des formations de la Plaine des Cafres. Cette coulée s’est principalement étalée en direction de Saint-Pierre. Si un tel événement se produisait aujourd’hui, le centre de cette ville et celui du Tampon seraient envahis par les laves. Il s’agit d’une zone où l’on compte jusqu’à 2000 habitants au kilomètre carré (voire plus à Saint-Pierre).

Figure 12 : Cartographie de la coulée des Trous Blancs (d’après Mairine et Ferriot, Com. Pers.).

63Il existe plusieurs autres coulées comparables. Citons les exemples, de la coulée du Piton Dugain [datée à 15.000 ans (Ur/Th)] dont l’extension est au moins égale à celle des Trous Blancs. Une telle éruption de nos jours concernerait entre 30.000 et 40.000 personnes.

64Sans pour autant être alarmiste, la cartographie de la zone ouest du massif tend à prouver que la probabilité d’une éruption localisée à l’ouest du sommet actuel est loin d’être nulle, d’autant plus que les études dans la zone montrent que la fréquence d’occurrence d’un tel événement est plurimillénaire.

65Pour conclure ce paragraphe, nous pouvons citer les trois exemples les plus récents d’éruption du « type Chisny » :

  • Le « Petit Cratère » localisé au nord ouest du Rempart des Sables à environ six kilomètres de la Plaine des Palmistes. Sur le terrain, on observe qu’en réalité l’événement du « Petit Cratère » est lié à un autre épanchement de lave plus au sud-est, juste en dessous de l’actuel Gîte du Volcan, dans le fond de la Rivière de l’Est au niveau de la « Savane du Rond ». Chimiquement et pétrologiquement parlant le « Petit Cratère » répond aux caractéristiques des éruptions du « type Chisny », mais cela n’est pas vrai en ce qui concerne son dynamisme éruptif. En effet, lors de cet événement éruptif un volume très modeste de lave a été émis (à peine 40.000 m3) et un petit cône strombolien de 10 m de haut seulement a été constitué. Néanmoins, le « Piton Cratère » est l’éruption la plus récente de la partie hors Enclos au nord-ouest du Piton de la Fournaise, datée à 475 ans BP (± 75 ans au C14 d’après Bachèlery, 1981). Cet événement est la preuve que le risque d’éruption dans la région des Plaines est toujours bien réel.

  • Le Piton Nelson situé sur la rift-zone nord-est a été daté à 260 ans BP (± 35 ans au C 14). Cet événement éruptif se matérialise dans le paysage par un impressionnant cône scoriacé dans les hauteurs de Bois Blanc. Ce village est entièrement construit sur la très large et très épaisse coulée de lave issue de cette éruption.

  • L’éruption du Piton Fred Hudson a débuté le 12 mars 1998 sur le flanc sur du volcan à l’intérieur de l’Enclos. Comme pour l’événement éruptif du Petit Cratère, l’éruption du Fred Hudson n’est comparable aux éruptions de « type Chisny » que du point de vue chimique et pétrologique. En effet, à peine un million de mètres cubes de laves a alors été émis. Mais cette éruption est particulièrement intéressante car elle nous démontre que ce type d’événement éruptif est tout à fait envisageable aujourd’hui dans les régions habitées du massif.

Les éruptions phréatiques et phréatomagmatiques.

66Les 10 à 12 phénomènes explosifs de type phréatique ou phréatomagmatique de l’histoire récente de la zone sommitale de la Fournaise rappellent que le caractère émissif et peu « violent » du massif n’a pas de valeur générale. En effet, en moyenne une éruption liée à un déséquilibre eau/magma a lieu tous les trente ans. L’intensité que pourrait prendre un tel phénomène dans l’avenir est très difficile à déterminer du fait du manque d’informations concrètes à notre disposition.

67Les récits de Hubert, de Hugoulin et de Maillard (in Lacroix, 1936) font état lors des éruptions phréatiques et phréatomagmatiques de 1761, 1776 et 1802, de retombées cendreuses sur les villes et villages voisins du volcan, voire jusqu’à Saint-Denis (au nord de l’île). Mais cela n’est en rien comparable avec l’éruption de juin 1791 et encore moins avec à celle de février 1860 (figure 13). On peut lire dans Lacroix (1936) les récits de Bert, de Hugoulin et de Maillard, à propos de ces deux éruptions. Il semble systématique que ces événements (cela vaut aussi pour les autres éruptions explosives de l’histoire) aient en commun une phase initiale magmatique ordinaire, puis, que, dans un second temps, le cratère sommital soit le siège d’une explosion caractérisée par une déflagration comparable à un coup de canon associée à d’épaisses colonnes de cendres noires et à la chute de téphras à des distances variables du cône sommital.

68Bachèlery (1981 et 1999) émet l’hypothèse que la vidange d’un complexe de chambres magmatiques en sub-surface induit un déséquilibre du système eau/magma se marquant par l’arrivée brutale d’eau dans les conduits magmatiques surchauffés. Ceci engendre la détente violente de vapeur, pulvérisant et fracturant les roches du substratum.

69Les éruptions explosives ont façonné et souvent démantelé la zone sommitale. Lors de l’éruption de 1860, Maillard (in Lacroix, 1936) raconte que seule la descente du Pas de Bellecombe était restée inchangée et que le sol était recouvert de cendres et de gros blocs anguleux. Des chutes de blocs ont même été observées jusque dans les rampes de Bois Blanc [région hors Enclos au nord du Grand Brûlé, située entre 10 et 12 km du sommet actuel (figure 13)] (Hugoulin in Lacroix, 1936).

70On peut lire dans Lacroix (1936), les propos d’Hugoulin et de Maillard décrivant le paysage après l’éruption de 1860 :

71«  […]Le sol était partout jonché de ces cendres, les plantes en ont  entièrement été couvertes, et cette pluie a été générale depuis l’extrémité sud de la commune de St Philippe jusqu’à quelques kilomètres de la ville de St Benoît. A 16 milles en mer, le trois-mats la Marie-Elisa, qui venait au mouillage de Ste Rose et dont le capitaine a été l’un des observateurs favorisés, a eu son pont entièrement couvert de cendres » […] « A part la descente de l’enclos, au pas de Bellecombe, qui n’a pas changé, les abords du cône central sont sablés comme les allées de jardin. L’ensemble du cône s’est exhaussé d’une immense couche de blocs de toute grosseur, depuis  plusieurs mètres cubes jusqu’aux fragments les plus petits.[…]  Quant à la lave on n’en voit plus dans un grand rayon ; tout est recouvert de déjections sableuses et rocheuses ; le sol a l’aspect d’un lit de torrent avec des matériaux plus anguleux […] »

72A l’extrême, il est clairement défini (Bachèlery, 1981 ; Abchir et al., 1998) que dans l’histoire du massif des événements cataclysmiques ont eu lieu (notamment celui des « Cendres de Bellecombe » daté à environ 4700 ans BP) modelant non seulement la zone sommitale mais aussi l’ensemble du massif.

73Ces événements « explosifs » sont toujours liés aux relations eau/magma. Il semble important de rappeler que ces dernières peuvent être brutalement modifiées par des mouvements verticaux en masse faisant suite à la vidange magmatique d’une (ou des) zone(s) de stockage superficielle(s).

74Le fort dynamisme éruptif des périodes allant de 1750 à 1860 et de 1911 à 1936, avec de nombreuses éruptions subterminales, est probablement responsable de la formation d’une partie des morphologies actuelles par effondrements. La combinaison de phénomènes explosifs et la création de cratères d’effondrements a très largement modifié l’allure du sommet. A ces deux époques correspondent des épanchements importants de laves, avec une activité quasi permanente soulignée notamment par la présence d’un lac de lave observé en 1801, ou encore par la très volumineuse éruption de 1931 qui a déversé plus de 130 millions de mètres cubes de lave. Il faut à cela ajouter que Jean relate de nombreux événements de grande ampleur survenus à La Fournaise au XIXème siècle et dans la première moitié du XXème (1812, 1860, 1889, 1897, 1905) (Jean, 1932).

75Bachèlery (1999) ajoute qu’une telle activité peut, sur La Fournaise comme sur l’ensemble des boucliers basaltiques, engendrer d’importantes phases de subsidences.

Figure 13 : Répartition des retombées de blocs, scories et cendres lors de l’éruption de 1860 (d’après Bachèlery, 1999).

76La formation du Dolomieu et du Bory, celle des « Pit-Craters » de 1953 et de 1986 et celle de la Soufrière en 1965 sont des conséquences directes des effondrements. Ces derniers sont assez fréquemment en liaison avec des phénomènes explosifs, d’où l’ambiguïté à différencier les deux types de phénomènes).

77Si nous adoptons l’hypothèse de Bachèlery (1999), selon laquelle les grands changements de la morphologie sommitale sont concomitants à de grands épanchements de laves (du fait d’une vidange de réservoirs superficiels lors de périodes d’éruptions permanentes ou de grandes éruptions majeures), nous pourrions assister à une modification majeure à la suite à la période de forte activité actuelle (depuis 1998).

78Il n’est donc pas improbable que dans un avenir plus ou moins proche, nous soyons les témoins d’un changement significatif de la morphologie de la zone sommitale. Cela étant, les modifications observées dans le passé sont assez variables en taille, depuis le « Pit-Crater » de quelques dizaines de mètres de diamètre jusqu’à des dépressions de plusieurs centaines de mètres de diamètre.

Conclusion

79Comme nous l’avons montré dans les paragraphes précédents, le principal risque au Piton de La Fournaise est lié à l’alimentation des zones hors Enclos qui peut être de deux types :

  • En ce qui concerne les éruptions « type 1977 », une alimentation sommitale précède la migration du magma vers les zones de faiblesse. Comme nous l’avons présenté préalablement, toute éruption arrivant dans l’Enclos est susceptible de migrer sur les pentes externes. Néanmoins, une éruption sur trente seulement évolue ainsi. Cependant, nous ne possédons pas assez de recul par rapport aux phénomènes pour se permettre de généraliser. Le principal problème est que les éruptions du « type 1977 » sont difficiles à déterminer a priori et intéressent l’intégralité des rifts zones. La démarche adoptée par l’Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise depuis 1998 est le développement du réseau inclinométrique hors Enclos ainsi que la localisation systématique du trémor en temps réel pour pouvoir suivre d’éventuelles migrations.

  • En ce qui concerne les éruptions « type Chisny », l’alimentation profonde du magma et le fait que celui-ci ne transit pas nécessairement vers la zone sommitale induisent un risque plus large sur le plan géographique. De plus, nous avons remarqué que sont associées à ces phénomènes, des coulées particulièrement importantes. Par exemple les coulées du Chisny ou des Trous Blancs ont atteint la mer. La fréquence d’occurrence de ce type d’événement est certes inférieure à celle des éruptions « type 1977 », néanmoins, nous avons signalé dans les paragraphes précédents de nombreux exemples récents.

80Outre ces éruptions magmatiques, nous avons vu que le risque pour les populations et les biens peut aussi venir des éruptions du type phréatique et phréatomagmatique. La fréquence d’occurrence de ce type d’événement au cours des derniers siècles démontre combien ce risque est actuel.

Haut de page

Bibliographie

Abchir, A. M., Semet M.P., Boudon G., Ildefonse P., Bachèlery P. Clocchiariatti R ., 1998, “Huge hydrothermal explosive activity on Piton de la Fournaise, Reunion Island : The Bellecombe Ash Member, 2700 BC”. Proceedings, 2nd worksshop on European laboratory volcanoes,  447 – 455.

Bachèlery P., 1981,  Le Piton de la Fournaise (île de la Réunion). Etude Volcanologique, Structurale et Pétrologique ”. Thèse de doctorat de l'université de Clermont-Ferrant 257 p.

Bachèlery P., 1999, “ Le fonctionnement des volcans boucliers. Exemple des volcans de La Réunion et de la Grande Comore . Mémoire d’Habilitation à Diriger les Recherches.

Battaglia J., 2001.  Quantification sismique des phénomènes magmatiques sur le Piton de la Fournaise entre 1991 et 2000”. Doctorat de l’Université de Paris VII, 322 p.

Battaglia J. and BachèleryP., 2003. “Dynamic dyke propagation deduced from tilt variations preceding the March 9,1998, eruption of the Piton de la Fournaise volcano”. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Pages 289-310 V 120 ,n°3- 4.

Bory de Saint Vincent J.B., 1804. « Voyage dans les quatre principales îles des mers d'Afrique, fait par ordre du gouvernement, pendant les années 9 et 10 de la République (1801-1802)." Paris, Buisson, 3 vol.in-8 et 1 atlas de 58 planches, 904 p.

Courteaud M., 1996. Etude des structures géologiques et hydrogéologiques du massif de la Fournaise par la méthode audiomagnétotellurique ”. Thèse de doctorat de l’Université de la Réunion 212 pp.

Courtillot V.; Besse J.; Vandamme D.; Montigny R.; Jaeger J.J. and Capetta H., 1986. “Deccan flood basalts at the Cretaceous/Teertiary boundary ?” Earth and Planetary Science Letters, 80, 361-374.

Delorme H.; Bachélery P.; Blum P.A.; Cheminée J.L.; Delarue J.F.; Delmond J.C.; Hirn A.; Lépine J.C.; Vincent P.M. and Zlotnicki J., 1989. “March 1986 eruptive episodes at Piton de la Fournaise Volcano (Reunion Island).” J. Volcanol. Geotherm. Res., 36, 199-208.

Deniel C. ; Condomines M.; Kieffer; G. Bachèlery P. and HarmonR.S., 1989. “U-Th-Ra radioactive disequilibri and Sr and O isotopoes in Piton des Neiges and Piton dela Fournaise lavas (Reunion Island)”. Continental Magmatism, IAVCEI abstacts, Bull 131 New Mexico Bureau of Mines and Mineral Resources, 72.

Gillot P.Y. and Nativel P., 1989. “Eruptive history of Piton de la Fournaise volcano, Reunion Island, Indian Ocean.” J. Volcanol Geotherm Res. 36, 53-64.

Lacroix A., 1936. “ Le volcan actif de l’île de la Réunion et ses Produits . Paris, Gauthier et Villard ed., 297pp.

Lénat J.-F., Gibert-Malengreau, B., Galdéano, A., 2001a. “A new structural model for the evolution of the volcanic island of Réunion (Indian Ocean).” J. Geophys. Res., 106, B5, 8645-8663.

Lénat J.-F. ; Bachèlery P. et Desmulier F., 2001 b. “Genèse du champ de lave de l'Enclos Fouqué : une éruption d'envergure exceptionnelle du Piton de la Fournaise (Réunion) au 18 ème siècle. Bull. Soc. Géol Fr. 2, 177-188.

Lerebour P., 1987. Etude du forage du Grand Brûlé (Piton de la Fournaise, île de la Réunion) : lithostratigraphie, pétrologie, minéralogies primaire et secondaire. Conséquences sur l’évolution volcanostructurale du massif du Piton de la Fournaise”. Thèse, Université de Paris-Sud, 198pp.

Malengreau B., 1995. Structure profonde de la Réunion d’après les données magnétiques et gravimétriques. ” Doctorat de l’Université, Blaise Pascal – Clermont Ferrand II, 366 p.

Malengreau B., LénatJ.F. and Froger J.L., 1997. Structure of Réunion Island (Indian Océan) inferred from the interpretation of gravity anomalies.” J. Volcanol. Geotherm. Res., 88, 131-146.

Staudacher Th. and Allègre C.J., 1993. “Ages of the second caldera of Piton de la Fournaise volcano (Reunion) determined by cosmic ray produced 3He and 21Ne.” Earth and Planet. Sci. Let., 119, 395-404

Staudacher, T., Aki, K., Bachèlery, P., Catherine, P., Ferrazzini, V., Hochard, D., Kowalski, P., Ricard, L. P., Villeneuve, N. and Cheminée, J. L., 2001. “Piton de la Fournaise volcano, Réunion island, starts a new cycle of high eruptive activity.” Journal of Conference Abstracts6, 825.

Stieltjes L. et Moutou Ph., 1989. A statistical and probabilistic study of historic activity pf piton de la Fournaise, Reunion, Indian Ocean. ” J. Volcanol. Geotherm. Res., 36, 67-86.

Wadge G. and Guest J.E., 1981. “Steady state magma discharge at Etna, 1971 - 1981.” Nature, 294, 548-550.

Haut de page

Table des illustrations

URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 192k
Titre Figure 1 : L’Ile de La Réunion dans son cadre géographique.
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 232k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 192k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 172k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 144k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 124k
Titre Photo 1 : Vue aérienne oblique de l’Enclos et du Cône Central depuis le NE (Bachèlery, 1999). Cette photo permet de bien distinguer le « CLEF » en teintes claires.
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 176k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 56k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 32k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 124k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 88k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 492k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 224k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 76k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 148k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 260k
URL http://journals.openedition.org/cybergeo/docannexe/image/2536/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 35k
Haut de page

Pour citer cet article

Référence électronique

Nicolas Villeneuve et Patrick Bachèlery, « Revue de la typologie des éruptions au Piton de La Fournaise, processus et risques volcaniques associés », Cybergeo : European Journal of Geography [En ligne], Environnement, Nature, Paysage, document 336, mis en ligne le 30 mars 2006, consulté le 10 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/cybergeo/2536 ; DOI : 10.4000/cybergeo.2536

Haut de page

Auteurs

Nicolas Villeneuve

Centre de Recherche en Géographie

Patrick Bachèlery

Laboratoire des Sciences de la Terre de l’Université de la Réunion,
15 Avenue René Cassin, B.P. 7151, 97715 St-Denis Messagerie Cedex 9, Réunion, France

Haut de page

Droits d’auteur

© CNRS-UMR Géographie-cités 8504

Haut de page