Ce projet a été financé par la Politique Scientifique Fédérale Belge (projet SSTC EV/12/10B) et a largement bénéficié de collaborations avec le RCMG (Université de Gand, Belgique) l’Université de Savoie (Chambéry, France) et le centre EULA‑Chile (Université de Concepción, Chili). Nous remercions vivement Virginie Renson (ULg) pour son aide en laboratoire tout au long de ce projet, ainsi que Jacques Wautier (CAMST, Université de Louvain-La-Neuve) pour les analyses géochimiques par microsonde. Maria Mardones et Roberto Urrutia (U. Concepción, Chili) sont remerciés pour leur précieux support logistique lors de notre mission de terrain en 2001-2002. Les carottes ont été prélevées grâce au matériel Uwitec de l’Université de Savoie, par une équipe composée de Sébastien Bertrand, Xavier Boës (U. Liège, Belgique), Fabien Arnaud (U. Savoie, France), Emmanuel Chapron (ETH, Suisse), Vincent Ligner (ENS Lyon, France) et Alejandro Peña (EULA, Chili). Nous remercions également l’ensemble des participants au projet ENSO-Chile, et tout particulièrement François De Vleeschouwer, pour les nombreuses discussions constructives tout au long de cette étude. Cet article a bénéficié des suggestions et commentaires de Maria Mardones et Jean‑Claude Thouret.
1L’identification et la caractérisation des couches de retombées volcaniques (téphras) dans des séquences sédimentaires continues permettent de retracer l’histoire de l’activité des volcans non seulement proches du site, mais aussi d’autres plus éloignés, si ceux-ci ont été le siège d’éruptions pliniennes violentes dont les produits ont été largement dispersés. Une fois identifiés dans plusieurs sites par leurs compositions géochimique et minéralogique, les téphras permettent alors de corréler divers environnements sédimentaires entre eux (cf. : Juvigné, 1993 ; Boygle, 1999 ; Schmidt et al., 2002 ; Shane et al., 2002 ; Wulf et al., 2004). Pour corréler les téphras, deux outils sont traditionnellement utilisés : leurs associations minéralogiques et la composition chimique de leurs verres et minéraux (Turney & Lowe, 2001). Cependant, les associations minéralogiques sont fréquemment affectées par des variations spatiales résultant du tri survenu lors du transport notamment dans l’atmosphère, ainsi que par remaniement éolien au sol (Juvigné, 1983, 1993) ou par altération différentielle (Hodder et al., 1991). La détermination des compositions chimique et minéralogique est donc actuellement l’une des méthodes les plus fiables pour corréler des téphras entre eux.
2Dès le moment où un téphra est bien identifié par sa composition particulière et que son âge est connu, il peut alors être utilisé comme marqueur chronologique, notamment dans le cas d’archives paléoclimatiques et/ou paléoenvironmentales (cf. : Hodgson et al., 1998 ; Newnham & Lowe, 1999 ; Newton & Metcafle, 1999 ; Litt et al., 2003). De plus, une caractérisation détaillée des niveaux de téphras est nécessaire puisqu’il a été démontré que les téphras ne sont pas seulement des outils de corrélations passifs, mais que dans certaines conditions, ils sont également capables de générer des changements écologiques majeurs (cf. : Birks & Lotter, 1994 ; Hotes et al., 2004 ; Telford et al., 2004 ; Lamb et al., 2007).
3Au Chili, les études téphrostratigraphiques de longues séquences restent rares et sont plutôt restreintes à la partie méridionale du pays (cf. : Haberle & Lumley, 1998 ; Kilian et al., 2003 ; Naranjo & Stern, 2004 ; Bertrand et al., sous presse). Les auteurs optent généralement pour l’étude géologique des édifices volcaniques ou pour la description d’éruptions exceptionnelles et/ou historiques, mais donnent moins d’importance aux enregistrements téphrostratigraphiques associés (Gerlach et al., 1988 ; Naranjo & Moreno, 1991 ; Naranjo et al., 1993). Néanmoins, en raison de l’activité volcanique récurrente de la Zone Volcanique Sud des Andes (ZVS), la région présente un riche potentiel en matière d’enregistrements téphrostratigraphiques et téphrochronologiques.
4Le Lac Icalma, situé dans la cordillère des Andes à une altitude de 1140 m, fait partie de la Région des Lacs (fig. 1). Ces lacs régionaux se sont mis en place dans des dépressions fermées, abandonnées par les glaciers lors de la dernière déglaciation qui a commencé il y a une vingtaine de milliers d’années, et ne laisse aujourd’hui que quelques calottes limitées aux parties sommitales des strato-volcans les plus élevés (Laugenie, 1982). Le Lac Icalma est l’un des plus septentrionaux de la région (38o50’S). Sa superficie est de 11,65 km2 et sa profondeur maximale atteint 135 m.
5Le lac Icalma est barré par un vallum morainique, et sa grande profondeur (135 m) par rapport à sa largeur (2 km) atteste qu’il occupe un ombilic glaciaire (Mardones et al., 1993). Celui-ci est divisé en deux parties par un verrou. Le bassin versant du lac couvre 147 km2 et est composé de granodiorites, basaltes et roches sédimentaires, couvertes par des dépôts plurimétriques de téphras holocènes sur lesquelles se sont développés les andosols actuels, localement nommés Trumaos (Bertrand & Fagel, 2008). Le lac Icalma est alimenté essentiellement par deux cours d’eau : l’Estero Icalma qui draine un cinquième du bassin et se jette directement dans le lac et le Rio Huillinco qui draine la moitié occidentale du bassin. Du point de vue sédimentaire, la Laguna Chica piège les sédiments apportés par le Rio Huillinco (fig. 1). En conséquence, le lac Icalma est essentiellement alimenté par l’Estero Icalma et secondairement par les ruisseaux de ses versants nord. Chacun forme un delta dans le lac, celui de l’Estero Icalma étant de loin le plus volumineux.
6La région d’Icalma est caractérisée par un climat tempéré humide. Les précipitations moyennes annuelles y varient de 1180 mm à 3000 mm, et la région est caractérisée par des variations de température relativement importantes, avec des extrêmes de – 6o C en hiver et + 29o C en été (Mardones et al., 1993 ; Parra et al., 1993). Comme partout ailleurs dans la Région des Lacs au Chili, les précipitations sont liées à l’effet des vents d’Ouest qui déplacent les masses d’air humides qui prennent naissance au‑dessus de l’Océan Pacifique. Ces vents d’Ouest dominants ont également un effet important sur le transport des cendres volcaniques lors d’éruptions explosives. Comme plusieurs éruptions historiques l’ont démontré, la plupart des cendres volcaniques sont transportées vers l’Est, et atteignent fréquemment l’Argentine (Moreno & Valera, 1985 ; Gonzàles-Ferràn et al., 1989 ; Naranjo & Moreno, 1991 ; Naranjo et al., 1993 ; Gonzáles-Ferrán, 1994). Des conditions similaires règnent probablement sur la région depuis le début du Quaternaire (Moreno & Varela, 1985, Bertrand & Fagel, 2008).
Fig. 1 : Localisation du lac Icalma et des sites de carottage ICA‑I et ICA‑II. Bathymétrie selon Parra et al. (1993).
7La Cordillère des Andes est la conséquence de la subduction de la plaque océanique Nazca sous la plaque continentale de l’Amérique du Sud. Cette situation explique l’intense activité sismique et volcanique qui caractérise la région, entre autres aux environs du lac Icalma. La Cordillère des Andes est divisée en trois zones volcaniques (López-Escóbar et al., 1977 ; Thorpe & Francis, 1979 ; López-Escóbar, 1984) : la Zone Volcanique Nord (5oN - 2oS), la Zone Volcanique Centrale (16oS ‑ 28oS) et la Zone Volcanique Sud (31oS - 55oS). Cette dernière est elle-même divisée en trois provinces, selon la composition des laves. C’est dans la province centrale de la Zone Volcanique Sud que se situent les volcans qui entourent le lac Icalma (fig. 2). Ils sont présentés brièvement ci‑dessous, principalement d’après l’ouvrage de référence de Gonzáles-Ferrán (1994).
8Le volcan Lonquimay (38o22’S - 71o35’W – 2865 m)
9Le Lonquimay est un complexe éruptif d’âge Pléistocène supérieur et Holocène, situé à 60 km au nord‑ouest du lac Icalma (Moreno & Gardeweg, 1989 ; fig. 2). Ce complexe comprend une douzaine de cratères alignés sur une fissure de 8 km de longueur (Cordon fissural oriental), et il est de composition principalement andésitique (Thiele et al., 1987 ; Moreno & Gardeweg, 1989). Le cône principal, le volcan Lonquimay, culmine à une altitude de 2865 m et a été le siège de plusieurs éruptions historiques en 1853, 1887-89, 1933 et 1940 (Moreno & Gardeweg, 1989 et références dans cet article). En 1988, une éruption du volcan Lonquimay a donné naissance au cratère Navidad (38o21’S 71o33’W – 2000 m). Cette éruption strombolienne s’est déroulée en trois phases : 1) phréatomagmatique ; 2) explosive avec éjection de téphra jusqu’à 9000 m d’altitude et transport jusqu’à 600 km en territoire argentin ; 3) effusive (Moreno & Gardeweg, 1989 ; Gonzáles Ferrán, 1994). Les laves et produits pyroclastiques émis correspondent à des andésites, comprenant des microcristaux de plagioclase, clinopyroxène, olivine et opaques. La composition chimique des laves (57,8 - 58,9 % SiO2) et leur pétrographie sont similaires aux andésites précédemment émises par ce complexe volcanique (Moreno & Gardeweg, 1989).
10Le volcan Sollipulli (38o58’S - 71o31’W - 2240 m)
11Le volcan Sollipulli est un strato-volcan situé à 25 km au sud-ouest d’Icalma et est occupé par un glacier de 2 km2. Il comprend deux caldeiras qui ont été actives au cours du Pléistocène supérieur (<0,5 Ma) et de l’Holocène (Naranjo et al., 1993). Ce complexe est caractérisé par un important cratère d’explosion de 1 km de diamètre (le cratère Alpehue) qui s’est mis en place au SW de la caldeira vers 2900 ans BP. L’éruption responsable est de type plinien et a éjecté environ 8 km3 de ponces dacitiques à rhyolithiques (Naranjo et al., 1993). Ces produits ont atteint le bassin versant d’Icalma (Naranjo et al., 1993) et sont actuellement observables en affleurement (De Vleeschouwer, 2002 ; De Vleeschouwer et al., 2005) et dans les sédiments du lac Icalma (Bertrand et al., 2008). Il semblerait que la dernière éruption du volcan Sollipulli date de la fin du treizième siècle (Naranjo et al., 1993).
12Le volcan Llaima (38o42’S - 71o 44’W - 3125 m)
13Le volcan Llaima est l’un des édifices les plus volumineux de la Zone Volcanique Sud. Il est situé à 35 km à l’ouest d’Icalma et est caractérisé par une surface de 500 km2 et un volume d’environ 400 km³ (Naranjo & Moreno, 1991). Ce volcan est actif depuis le Pléistocène supérieur et est composé d’une caldeira et d’une quarantaine de cônes. Il a émis des laves de composition essentiellement basaltique à andésitique (51-59 % SiO2). Des andésites siliciques et des dacites (60-65 % SiO2) ont également été observées en moindre proportion. L’activité explosive de ce volcan semble avoir été particulièrement active entre 13200 et 7200 ans BP. Les deux dépôts les plus notables sont (1) une ignimbrite de composition basaltique à andésitique de 24 km2 (Ignimbrite Curacautin), qui a comblé de nombreuses vallées fluviatiles dans les environs du volcan Llaima ; (2) un important dépôt de ponces dacitiques (65 % SiO2) daté à 8800 ans BP. Ces ponces sont également présentes dans le bassin versant du lac Icalma, où leur épaisseur atteint localement 1 m (De Vleeschouwer et al., 2005). La dernière éruption du volcan Llaima date du 17-19 mai 1994. Cette éruption strombolienne a émis de nombreux téphras qui se sont dispersés vers l’Est et ont atteint Icalma avec une épaisseur d’environ 1 cm (Moreno & Fuentealba, 1994).
14La Caldeira Pino Hachado (38o40’S-70o53’W-2074 m)
15La caldeira Pino Hachado est l’édifice principal d’un complexe de neuf caldeiras plio‑quaternaires situées entre 38o30’S et 39oS (Tunstall & Folguera, 2005). La caldeira Pino Hachado, qui est la plus jeune de ce complexe, mesure 12 km de diamètre et atteint une profondeur de 150 m. Elle est caractérisée par la présence d’ignimbrites et brèches dacitiques à rhyolithiques, ainsi que par des laves andésitiques dans sa partie supérieure. Des laves provenant du SW de la caldeira ont été datées par K/Ar à 1,6 et 1,2 Ma. Elle est située à 30 km à l’Est du lac Icalma.
16La Caldeira Meseta del Arco (38o49’S-71o05’W-1964 m)
17Cet édifice correspond à une caldeira de 13 km de diamètre qui fait partie du complexe de neuf caldeiras plio-quaternaires décrit par Tunstall & Folguera (2005). Cette caldeira est constituée de produits trachyandésitiques, dacitiques et rhyolithiques, et elle sépare les bassins hydrographiques du Rio Bio-Bio et du Rio Aluminé (Argentine). Le flanc ouest de la Caldeira Meseta del Arco est situé 3 km à l’Est d’Icalma. Son âge estimé est de 4.9 ± 0.4 Ma (González Ferrán, 1994).
Fig. 2 : Volcans environnant le lac Icalma
Les points marqués PB1 et PB2 indiquent la localisation des tourbières étudiées par De Vleeshouwer (2002) et dont l’enregistrement téphrostratigraphique est discuté au paragraphe 5.2.
(modifié d’après Gonzales-Ferrán, 1994).
18Les résultats présentés dans cet article ont été obtenus sur deux longues séquences qui ont été prélevées à environ 2 km de distance dans le lac Icalma (fig. 1). La lithologie des carottes est détaillée dans Bertrand et al. (2008) et représentée à la figure 3. Durant l’étude sédimentologique des carottes, de nombreux téphras ont été identifiés (134 en ICA-I et 98 en ICA-II) ainsi que de nombreuses séismites (11 dans ICA-I, 10 dans ICA-II ; fig. 3 ; Bertrand et al., 2008). Les épaisseurs cumulées des téphras dans ICA-I et ICA-II est respectivement de 194 cm et 105 cm. Dans chaque carotte, un niveau de ponce en place a été distingué : à 398,3 ‑ 409,3 cm dans ICA-I et à 513,15 ‑ 531,15 cm dans ICAII (fig. 3). Dans la carotte ICA‑II, ces ponces sont également présentes sous forme remaniée entre 265 et 275 cm (base de l’homogénite H0, fig. 3) (Bertrand et al., 2008). L’épaisseur cumulée des séismites atteint 236,2 cm dans ICA-I (30 % de la longueur totale de la carotte) et 354 cm dans ICA-II (43 % de la longueur totale de la carotte).
19Chaque carotte a été découpée en segments de 1 cm d’épaisseur, qui ont eux-mêmes été divisés en trois aliquotes destinées aux différentes analyses : sédimentologie, palynologie, téphrostratigraphie, minéralogie, granulométrie et paléoécologie des diatomées. Notre but étant de traiter des téphras non contaminés, seuls les niveaux ne faisant pas partie des séismites décrites par Bertrand et al. (2008) et ne contenant en principe pas de sédiment hôte ont été analysés. Cette dernière condition impliquait le rejet des téphras d’épaisseur inférieure à 1 cm. Dans ces conditions, le nombre de téphras étudiés a été restreint à 32 en ICA-I et 17 en ICA-II (cf. Heuschen, 2004). Ils ont été nommés d’après le nom de la carotte dans laquelle ils se trouvent, suivi de leur profondeur moyenne, arrondie à l’unité la plus proche (par ex. : téphra à 90-94,5 cm dans ICA-I = ICA-I-T92)
20Les échantillons de téphra ont été traités par H2O2 pour éliminer la matière organique, puis ont été divisés en trois fractions granulométrique distinctes par tamisage sous eau à 105 et 420 μm. Des résultats minéralogiques et géochimiques de la fraction 105-420 μm de tous les niveaux de téphra précités et du sédiment hôte de ICA-II sont disponibles dans le travail de Heuschen (2004). Les résultats obtenus sur la fraction 105420 μm montrant des difficultés majeures en terme d’interprétation (Heuschen, 2004, voir paragraphe 4.1), il a été décidé pour le présent article de travailler sur la fraction supérieure à 420 μm.
Fig. 3 : Lithologie des carottes ICA-I et ICA-II indiquant la position des niveaux de téphras sélectionnés pour cette étude, ainsi que des séismites reconnues par Bertrand et al. (2008)
(T, turbidite ; H, homogénite ; S, dépôt de slump ; C, dépôt chaotique). Les dates sont exprimées en âges calibrés (a cal. BP ± 2 σ). Les échantillons datés à 4190 ± 110 a cal. BP (ICA‑I), 2535 ± 185 a cal. BP (ICA‑II) et 2270 ± 90 a cal. BP (ICA-II) font partie des homogénites H0 et H1 et représentent donc des dépôts remaniés.
21Les particules composant la fraction > 420 μm ont été observées à la loupe binoculaire et les grains de scories et de ponce (représentant les magmas juvéniles respectifs) en ont été isolés manuellement. Ceux-ci ont ensuite été broyés dans un concasseur en acier inoxydable spécialement conçu pour réduire la taille des grains à moins de 420 μm sans obtenir trop de particules fines (fig. 4). Cette récolte a finalement été tamisée à 105 μm, ce qui a livré deux fractions granulométriques distinctes qui ont servi (1) à la détermination des minéraux (105-420 μm), et (2) à l’analyse de leur composition chimique globale (<105 μm).
Fig. 4 : Schéma du concasseur en acier inoxydable utilisé pour broyer les grains de taille supérieure à 420 m.
22Afin de déterminer la composition minéralogique globale des téphras, une prise d’essai d’environ 200 grains de la fraction 105-420 μm a été montée en frottis. Ces grains ont été déterminés au microscope polarisant. Les minéraux denses de la fraction 105-420 μm ont ensuite été séparés par centrifugation dans le bromoforme (d=2.8) et la fraction dense a été récupérée après congélation des culots dans l’azote liquide. Les associations de minéraux denses ont été déterminées au microscope polarisant.
23La fraction < 105 μm résultant du concassage des grains de scories et ponces et représentant donc la roche totale a été récupérée pour analyse chimique. Elle a été mélangée à une quantité égale de tétraborate de lithium, vitrifiée par fusion puis analysée par microsonde. Les données ont été obtenues sur une microsonde CAMECA SX50 au Centre d’Analyse par Microsonde pour les Sciences de la Terre (CAMST) à l’Université de Louvain‑la‑Neuve, Belgique. Durant l’analyse, le voltage était fixé à 15 kV, l’ampérage du faisceau à 6 nA et son diamètre à 25 μm. La détermination du magma a été réalisée suivant la classification TAS (Le Bas et al., 1986).
24Les analyses granulométriques ont été effectuées par diffraction laser sur la fraction totale du sédiment. L’entièreté des carottes ICA-I et ICA-II a été analysée avec une résolution de 2 cm (Bertrand et al., 2008). Ce pas a été resserré à 1 cm dans certains niveaux importants, notamment pour les téphras. Un granulomètre Malvern Mastersizer 2000 a été utilisé de la manière suivante. Les échantillons sont introduits dans une unité de dispersion de 100 ml remplie d’eau désionisée sans dispersant. L’échantillon est ensuite délité grâce à un agitateur rotatif (2000 t/min) et désagrégé par ultrasons. La quantité d’échantillon est ensuite ajustée afin d’obtenir une obscuration du faisceau laser entre 10 et 20 %. Les paramètres granulométriques sont moyennés sur 10 000 mesures effectuées en alternance par le rayon bleu et le rayon rouge. Les échantillons contenant des particules de taille supérieure à 500 μm ont été analysés par une méthode combinant tamisage et diffraction laser.
25Afin de dater les différents téphras, dix échantillons (sédiment total et résidus de bois) ont été datés par AMS au laboratoire radiocarbone de Poznan (tab. 1). De plus, un niveau de ponce in situ a été reconnu dans les deux carottes (ICA-I, 398 - 409 cm et ICA-II, 513 - 531 cm) et a été utilisé comme marqueur chronostratigraphique. Vu le contexte volcanique régional, ce niveau ne peut être attribué qu’à l’éruption Alpehue du volcan Sollipulli datée à 3000 a cal BP (Naranjo et al., 1993 ; De Vleeschouwer et al., 2005). Les âges obtenus sur les deux échantillons de sédiment total entourant ce niveau de ponce (4760 ± 110 a cal BP à 40 cm sous le niveau de ponce dans ICA-I et 3690 ± 140 a cal BP au-dessus du niveau de ponce dans ICA-II) sont plus anciens que la ponce elle-même (fig. 3). Dans ce cas, l’âge de la ponce a été prioritairement pris en compte lors de l’élaboration du modèle d’âge (Bertrand et al., 2008). Cette différence est probablement liée à un vieillissement des âges obtenus par radiocarbone sur le sédiment total par incorporation de carbone juvénile dû aux fréquentes éruptions volcaniques (Calderoni & Turi, 1998). Finalement, les sédiments récents des mêmes sites de carottages ont été datés par 210Pb et 137Cs (Arnaud et al., 2006). Les modèles d’âge complets basés sur les datations par radiocarbone, les données 210Pb et 137Cs, et tenant compte du dépôt instantané des séismites, sont présentés dans Bertrand et al. (2008).
Tab. 1 : Datations par radiocarbone (AMS) obtenues sur les carottes ICA-I et ICA-II.
La gamme d’âges calibrés a été calculée avec le logiciel OxCal 3.9 (Bronk Ramsey, 2001), en utilisant les données atmosphériques de Stuiver et al. (1998).
26Dans un premier temps, la fraction granulométrique 105-420 μm des téphras en place a été analysée (Heuschen, 2004). Nous ne reproduisons ici que les résultats principaux, c’est-à-dire les déterminations de minéraux denses (fig. 5). Ces résultats montrent une dominance de trois minéraux : orthopyroxène (hypersthène), clinopyroxène (diopside), et olivine incolore (chrysolite). Des amphiboles calciques vertes, vert à brun ou très rarement brunes sont également présentes. On remarquera surtout que dans la carotte ICA-I, les amphiboles sont très abondantes du sommet jusqu’à 530 cm ; par contre elles sont très rares, voire absentes plus bas. Dans la carotte ICA-II, les amphiboles sont peu nombreuses entre le sommet et 580 cm de profondeur et très rares ou absentes plus bas. Les associations de minéraux denses ne permettent pas de différencier clairement les niveaux de téphra ponceux
27Les différences sur la distribution géographique et stratigraphique des amphiboles excluent la possibilité de corrélations par la téphrostratigraphie entre ces deux carottes sur la base des minéraux denses de la fraction 105-420 μm. Des conclusions similaires ressortent de l’étude des échantillons bruts. La seule corrélation fiable sur la base de ces résultats et des résultats macroscopiques est fournie par le niveau de ponce présent dans les deux carottes (fig. 3). Par ailleurs, ces résultats attestent la contamination de la matrice des téphras, même épais, par le sédiment hôte, soit par percolation dans la porosité, soit par remaniement sédimentaire inapparent macroscopiquement. Les sédiments terrigènes non remaniés du site ICA-I sont en effet riches en amphibole, principalement au‑dessus de 450 cm (Heuschen, 2004 ; Bertrand et al., 2008), qui semble provenir de l’érosion des dépôts morainiques à proximité du site ICA-I (Bertrand, 2005).
28Suite à la difficulté d’interpréter les résultats obtenus sur la fraction 105-420 μm, l’initiative a été prise d’analyser les grains qui représentent les magmas juvéniles dans la fraction > 420 μm (scories et ponces). Les contraintes relatives aux quantités minimales de matière nécessaire pour l’analyse chimique et la détermination minéralogique ont réduit le nombre d’échantillons analysables à 17 pour les minéraux et 18 pour la géochimie de la carotte ICA-I et à 12 pour les minéraux et 15 pour la géochimie de la carotte ICA-II.
29Détermination des grains à la loupe binoculaire
30Les téphras essentiellement composés de scories gris foncé constituent l’essentiel des niveaux examinés (fig. 6). Ils attestent de retombées d’éruptions liées à l’activité strombolienne. Par contre, quelques échantillons de composition très variée ont été observés et doivent probablement être mis en relation avec des explosions phréatomagmatiques de débouchage et/ou d’élargissement de cratère (ex. ICA-II-T49, ICA-II‑T563). Dans chaque carotte, le niveau de téphra ponceux en place (Heuschen, 2004 ; Bertrand et al., 2008) est facilement repéré par l’abondance de ponces dans la fraction > 420 μm.
31Minéralogie totale
32Dans les fractions brutes (fig. 6), on remarquera tout d’abord que les ponces broyées contiennent plus de 70 % de verres, de 10 à 20 % de minéraux felsiques et 2 à 3 % de minéraux mafiques. Dans les deux carottes, il existe des niveaux particulièrement riches en verres bruns (40 %). Ils sont au nombre de deux dans ICA-I et trois dans ICA-II et sont localisés dans la partie supérieure des carottes. Dans leur partie inférieure, seul le téphra ICA-II-T563 est riche en ce type de verre (60 %).
33Minéraux denses
34Dans les associations de minéraux denses (fig. 6), on remarquera tout d’abord que l’amphibole n’apparaît plus que dans un seul échantillon (ICA‑I‑T771, 4 %) et qu’elle est totalement absente en ICA-II. Ces résultats confirment donc que l’amphibole, largement présente dans la fraction 105-420 μm des téphras (fig. 4), a une origine uniquement détritique, comme proposé par Bertrand et al. (2008). Ces données montrent également que la séparation des particules de taille supérieure à 420 μm permet d’obtenir des téphras purs, non contaminés par le sédiment hôte. Bien que la sélection des particules de taille > 420 μm permette théoriquement de s’affranchir de la contamination des particules téphriques par le sédiment hôte, les téphras d’épaisseur inférieure à 1 cm (écartés par Heuschen, 2004 parce que leur fraction 105-420 μm contenait du sédiment hôte) n’ont pas été réintégrés dans cette étude par manque de particules de taille supérieure à 420 μm.
35Dans la fraction > 420 μm, la retombée de ponce se démarque nettement dans les deux carottes par son association composée uniquement de pyroxènes, dont environ 90 % d’hypersthène (orthopyroxène). Dans les deux carottes, l’olivine est largement dominante dans presque tous les téphras plus récents que la retombée plinienne. Sous cette dernière, les pyroxènes sont en général dominants, avec une prédominance du clinopyroxène sur l’hypersthène (orthopyroxène) en ICA-I, alors qu’en ICA‑II c’est plutôt l’inverse.
36Composition chimique des magmas juvéniles
37La composition chimique des magmas juvéniles (fig. 7) fait clairement ressortir le téphra ponceux. Dans les deux carottes, il est le seul à contenir plus de 75 % de SiO2 et une part de K2O plus élevée que tous les autres téphras (4,13 % en ICA-I et 4,20 % en ICA-II). Dans les deux sites, la part de silice dans les téphras scoriacés est un peu moins élevée (54,9 ± 4,0 %) au dessus du niveau ponceux qu’en dessous, où elle est toujours proche de 60 % (59,3 ± 3,8 %). En général, les retombées de scories deviennent légèrement moins différenciées au fil du temps ; elles pourraient ainsi provenir essentiellement d’une chambre magmatique locale qui se vide par éruptions récurrentes de type strombolien.
38La détermination des magmas dans la classification TAS (Le Bas et al., 1986) montre que les téphras scoriacés plus récents que la ponce s’inscrivent dans les andésites basaltiques et ceux plus anciens que la ponce ont une composition d’andésite. Dans les deux carottes, les ponces consistent en rhyolithe potassique (fig. 7).
Fig. 6 : Composition minéralogique de la fraction totale (B) et de la fraction dense des broyats (D) de la fraction supérieure à 420 m (représentant les magmas juvéniles respectifs et composés de scories ou de ponces).
Les contraintes relatives aux quantités minimales de matière nécessaire pour la détermination minéralogique ont réduit le nombre d’échantillons analysables à 17 pour la carotte ICA-I et à 12 pour la carotte ICA-II. La granulométrie de la fraction totale des téphras est également représentée.
Fig. 7 : Composition chimique des magmas juvéniles déterminée par microsonde sur les grains téphriques de taille supérieure à 420 µ (roche totale). Détermination selon Le Bas et al. (1986).
Les données sur la ponce Alpehue (2900 ans BP) et Llaima (8800 ans BP) sont issues d’analyses réalisées par De Vleeschouwer et al. (2005). Les résultats obtenus sur le niveau de ponce présent dans les carottes ICA-I et ICA-II sont semblables aux données obtenues par De Vleeschouwer et al. (2005) sur la ponce Alpehue, émise par le volcan Sollipulli en 2900 ans BP (Naranjo et al., 1993 ; De Vleeschouwer et al., 2005). La seule différence significative concerne Na2O qui est en plus faible concentration que dans la ponce Alpehue (graphes C et D). En ce qui concerne les autres téphras, on remarque une différence significative entre les téphras déposés avant et après la ponce. Les téphras plus récents que la ponce ont une composition moyenne d’andésite basaltique (SiO2 52-57 %) alors que les téphras plus anciens ont une composition andésitique (SiO2 57-63 %).
39Entre les sites ICA-I et ICA-II, il n’existe qu’une corrélation téphrostratigraphique évidente. Elle est basée sur le niveau de ponces en place dont la composition correspond à une rhyolithe potassique (fig. 7). La moyenne granulométrique de ce téphra est dans les deux carottes supérieure à 1000 μm. Les minéraux denses sont uniquement composés de pyroxènes avec une large prédominance de l’orthopyroxène (hypersthène, environ 90 %) sur le clinopyroxène (diopside, environ 10 %) (fig. 6). La composition géochimique de ce téphra a été comparée à celle des dépôts de ponces présents dans le bassin versant du lac Icalma, et correspond presque parfaitement à la composition de la ponce Alpehue, émise par le volcan Sollipulli en 2900 ans BP (3020 a cal BP) (fig. 7 ; Naranjo et al., 1993 ; De Vleeschouwer et al., 2005). L’incorporation de ce téphra comme marqueur chronostratigraphique pour dater les sédiments du lac Icalma (Bertrand et al., 2008) est donc totalement justifiée.
40Les sols volcaniques entourant le lac Icalma contiennent une autre couche de ponce (De Vleeschouwer et al., 2005 ; Bertrand & Fagel, 2008), attribuée à une éruption du volcan Llaima en 8800 ans BP (10 000 a cal BP ; Naranjo & Moreno, 1991 ; De Vleeschouwer et al., 2005). Ces ponces qui ont une composition chimique légèrement plus basique que celles du Téphra Alpehue (fig. 7), n’ont pas été détectées dans les carottes de sédiment prélevées dans le lac Icalma. Ceci est en accord avec les modèles d’âge proposés par Bertrand et al. (2008) qui indiquent que la base des carottes ICA-I et ICA-II est postérieure à 10 000 a cal BP.
41En ce qui concerne les autres téphras, leur potentiel en matière de corrélations téphrostratigraphiques est relativement restreint, faute de la présence de téphras de compositions géochimique et minéralogique originales dans les deux carottes. Quelques corrélations téphra par téphra semblent cependant possibles. Pour les téphras plus jeunes que la ponce Alpehue, il semble que le téphra ICA-I-T248 soit à corréler à ICA-IIT400 et ICA-II-T100 à ICA-I-T186 ou T195 (fig. 6 et 8). Cette dernière corrélation est en accord avec la présence d’une homogénite de plus de 2 m d’épaisseur dans ICA-II (homogénite H0, Bertrand et al., 2008 et fig. 8). Cependant, une homogénite de plus faible épaisseur (H1) est également présente en ICA-I et est, selon Bertrand et al. (2008), synchrone de l’homogenite H0 en ICA‑II. Cela signifierait que le téphra ICAII-T100 est à corréler avec ICA-I-T92 (fig. 8), ce qui est en meilleur accord avec les résultats granulométriques (fig. 6) et n’est pas en désaccord avec la composition minéralogique ni la géochimie des scories.
42Dans le paquet sédimentaire correspondant à la période comprise entre le téphra ponceux et la base des carottes datée à 9040 a cal BP pour ICA-I et à 8180 a cal BP pour ICA-II (Bertrand et al., 2008), les magmas des téphras scoriacés sont essentiellement andésitiques et de composition minéralogique très similaire. Aucune corrélation fiable n’est possible.
43Il semble donc que vouloir corréler les téphras un à un est déraisonnable en raison des ressemblances minéralogique et géochimique des téphras. Ceci est lié au dynamisme explosif récurrent des édifices volcaniques présents dans cette partie des Andes, et à la localisation du lac Icalma à l’est de ces volcans. Afin de pallier l’absence de téphras de compositions géochimique et minéralogique originales, une méthode de corrélation basée sur des ensembles de téphras a été utilisée. Cette méthode est plus adaptée à l’intense activité volcanique de la région et montre des résultats beaucoup plus utiles en terme de corrélations téphrostratigraphiques. Dans les sédiments du lac Icalma, trois ensembles téphrostratigraphiques peuvent être distingués (fig. 6 et 8) : (1) les téphras antérieurs à 2900 ans BP (c’est-à-dire sous le niveau de ponce Alpehue) sont riches en pyroxènes, leur composition chimique est légèrement acide et leur granulométrie est relativement grossière (aucun téphra n’a une moyenne granulométrique inférieure à 100 μm) ; (2) le téphra Alpehue dont les ponces très acides (75 % de SiO2) ont une granulométrie grossière (moyenne granulométrique supérieure à 1000 μm avec une part élevée de lapilli) et une association de minéraux denses uniquement composée de pyroxènes ; (3) les téphras postérieurs à 2900 ans BP (c’est à dire audessus du niveau de ponce Alpehue) sont riches en olivine, de composition relativement plus basique et de granulométrie plus fine (les téphras dont la taille granulométrique moyenne est inférieure à 100 μm sont fréquents).
44En tenant compte de ces trois ensembles de téphra basés sur la nature des minéraux denses, la géochimie et la granularité des téphras, nous pouvons proposer des corrélations très probables entre les carottes ICA-I et ICA-II (fig. 8). De plus, ces corrélations par zone sont en accord avec les deux corrélations téphra par téphra proposées précédemment (ICA-I-T248 avec ICA-II-T400 et ICA-I-T92 avec ICA-II-T100 ; voir figure 8), et cette méthode peut être utilisée pour corréler des enregistrements téphrostratigraphiques plus distaux.
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Fig. 8 : Zonations minéralogique et géochimique basées sur les téphras analysés dans les carottes ICA-I et ICA-II.
Pour comparaison, les zonations minéralogiques basées sur les téphras analysés dans les carottes de tourbe PB1 et PB2 par De Vleeschouwer (2002) sont aussi représentées. Des corrélations entre les carottes ICA-I et ICA-II, ainsi qu’avec les carottes de tourbe PB1 et PB2 sont proposées (voir texte pour plus de détails). Les résultats des carottes de tourbe PB1 et PB2 sont basés sur l’analyse de la fraction 105-420 µm des téphras. Puisque le milieu palustre hôte est pauvre en particules minérales, la fraction 105-420 µm des téphras en tourbière n’est pas contaminée par le sédiment hôte. Les tourbières PB1 et PB2 sont situées à proximité du lac Galletue, à environ 15 km au nord-est du lac Icalma (voir localisation sur la figure 2). Opx =Orthopyroxène et Cpx = Clinopyroxène.
46De Vleeschouwer (2002) a étudié en détail les retombées volcaniques présentes dans les sols et tourbières de la région du lac Icalma. Ses résultats montrent que deux marqueurs téphrostratigraphiques se retrouvent de manière presque systématique dans les affleurements de terrains superficiels du bassin versant d’Icalma et des environs. Il s’agit de la retombée de ponce Alpehue datée à 2900 ans BP et initialement décrite par Naranjo et al. (1993), ainsi que de la ponce Llaima, émise en 8800 ans BP et décrite par Naranjo & Moreno (1991). Hormis ces deux retombés d’épaisseur pluridécimétrique, très peu ou pas de téphras ont été décrits en affleurement (De Vleeschouwer 2002 ; Bertrand & Fagel 2008). Cette observation est due à l’altération et à la remobilisation des téphras de faible épaisseur par les processus pédologiques qui forment les andosols en contexte climatique très humide (Bertrand & Fagel, 2008).
47Contrairement aux affleurements de sols, les téphras déposés en milieu palustre sont beaucoup mieux conservés. De Vleeschouwer (2002) a étudié l’enregistrement téphrostratigrahique de deux tourbières situées à environ 15 km au nord-est du lac Icalma. Ces tourbières développées au front du lac Galletue contiennent un enregistrement téphrostratigraphique complet couvrant les 7 à 8 derniers milliers d’années. La composition minéralogique des téphras présents dans les carottes de tourbe PB1 et PB2 (fig. 8) a été étudiée en détail (De Vleeschouwer, 2002 ; De Vleeschouwer et al., 2005) et de nombreuses corrélations ont été proposées entre les deux carottes de tourbe (fig. 8). Tout comme dans les sédiments du lac Icalma, les téphras les plus récents sont dominés par l’olivine, qui coexiste avec les deux types de pyroxène. Sous 30 cm, les pyroxènes dominent, avec une alternance orthopyroxène - clinopyroxène. Pareillement aux sédiments du lac Icalma et aux sols régionaux, le niveau de ponce Alpehue est clairement distingué macroscopiquement. Il est également dominé par de l’orthopyroxène et sa composition est clairement rhyolithique. Il constitue le marqueur téphrostratigraphique régional le plus évident.
48Bien que les associations minéralogiques décrites dans les carottes de tourbe PB1 et PB2 aient à première vue une tendance très similaire aux associations décrites dans les carottes du lac Icalma (téphras les plus récents riches en olivine, niveau de ponce Alpehue, téphras les plus anciens dominés par du pyroxène), l’olivine apparaît beaucoup plus tard dans les carottes de tourbe PB1 et PB2 (à partir de 30 cm ~ 500-1000 ans). Il est très probable que l’olivine ait existé plus en profondeur, mais ait été dissoute par les acides humiques générés en tourbière (cf. dissolution sélective des minéraux ferro-magnésiens ; Hoddder et al., 1991). Des corrélations plus précises ne sont pas envisageables, mais cette comparaison entre les enregistrements téphrostratigraphiques de carottes lacustres et palustres montre clairement que le niveau de ponces Alpehue est le marqueur téphrostratigraphique et téphrochronologique régional le plus utile. Il a recouvert la région d’Icalma-Galletue avec une épaisseur pluridécimétrique et a presque partout été conservé en place.
49La région du lac Icalma est soumise à une intense activité géodynamique qui perturbe la continuité des enregistrements sédimentaires, et est responsable de la fréquence élevée des éruptions volcaniques. Combinés à l’effet des vents d’Ouest sur la dispersion des téphras, ces facteurs géodynamiques compliquent l’application de méthodes téphrostratigraphiques classiques aux sédiments du lac Icalma. Lors de l’étude des sédiments lacustres, il s’est rapidement avéré que l’isolement de la fraction 105-420 μm ne permet pas d’obtenir des échantillons téphriques purs. Afin d’éviter la contamination par du sédiment hôte, il a été nécessaire de concentrer les grains de taille supérieure à 420 μm. Ensuite, nos résultats démontrent que dans un milieu volcaniquement très actif, il est illusoire de vouloir corréler les téphras un à un. Sauf dans quelques cas exceptionnels, les compositions minéralogique et géochimique des téphras sont très similaires et ne permettent pas de les identifier individuellement. Afin de pallier ce problème, il s’est avéré utile de regrouper les téphras sur la base de leurs compositions minéralogique et géochimique. Cette démarche a permis de corréler les deux carottes lacustres entre elles, ainsi que de proposer des corrélations avec des enregistrements plus distaux. Lorsque l’on compare l’enregistrement téphrostratigraphique du lac Icalma à celui de deux tourbières situées à environ 15 km du lac, il apparaît en effet que la minéralogie des téphras montre des tendances similaires à l’échelle du millénaire. La différence principale entre les deux types d’enregistrements est probablement liée à l’altération préférentielle des minéraux ferro-magnésiens en milieu palustre. En terme de téphrochronologie régionale, il ressort clairement que le téphra le plus utile est la ponce Alpehue, datée à 3000 a cal BP. Finalement, il semble que de manière générale, les lacs situés à l’aplomb des lobes de dispersion directs au Chili méridional contiennent un enregistrement téphrostratigraphique complexe, et que les enregistrements téphro-stratigraphiques de meilleure qualité se situent dans les lacs situés à l’Ouest de l’arc volcanique régional (exemple du lac Puyehue, Bertrand et al., soumis).
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