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Santorin Géologie
Eric Reiter
Préface de Jacques-Marie Bardintzeff
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Santorin
Eric Reiter
Préface de Jacques-Marie Bardintzeff
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Table of Contents PRÉFACE 6 INTRODUCTION 7
GÉOGRAPHIE 8 TECTONIQUE 8
PARTIE I: HISTOIRE GÉOLOGIQUE ET VOLCANIQUE 10 LE SOCLE PRÉ-VOLCANIQUE 10 HISTOIRE ÉRUPTIVE 10
PARTIE II : L’ÉRUPTION MINOENNE 18 MORPHOLOGIE DE L’ÎLE DE STRONGHYLE AVANT L’ÉRUPTION MINOENNE 18 SÉISMES PRÉCURSEURS 18 L’ÉRUPTION 18 IMPACTS DE L’ÉRUPTION MINOENNE 21 CHUTES DE CENDRES 21 NUÉES ARDENTES 21 TSUNAMI 21 EFFETS CLIMATIQUES 21 L’ÉRUPTION DE SANTORIN ET LES DESTRUCTIONS EN CRÈTE 22
PARTIE III : PÉTROLOGIE ET GÉOCHIMIE DES LAVES DE SANTORIN 23 PÉTROLOGIE 24 GÉOCHIMIE 24
PARTIE IV : LE VOLCAN KOLOMBO 25 PARTIE V : ACTIVITÉ HYDROTHERMALE 29
CHIMIE DES SOURCES HYDROTHERMALES DE PALEA KAMENI 30 VARIATIONS CHIMIQUES SPATIALES ET TEMPORELLES DES FLUIDES HYDROTHERMAUX 32
LES SÉDIMENTS HYDROTHERMAUX 33 RECHERCHE GÉOTHERMIQUE 34
PARTIE VI: SURVEILLANCE DE SANTORIN 35 SURVEILLANCE DE LA MICRO-SISMICITÉ 36 SURVEILLANCE DU CHAMP GÉOMAGNÉTIQUE 36
PARTIE VII: LE RISQUE VOLCANIQUE À SANTORIN 37 SOURCE 39
ARTICLES SCIENTIFIQUES 40 SITES INTERNET 40
ANNEXE 1 : CARTE GÉOLOGIQUE DE L’ARCHIPEL DE SANTORIN 42 ANNEXE 2 : CARTE VOLCANOLOGIQUE DE PALEA ET NEA KAMENI 38 ANNEXE 3: SCHÉMA STRUCTURAL DE SANTORIN 44
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Préface
Il y a 35 siècles, l’île de Santorin explosait à cause d’une formidable éruption volcanique. 100 km3 de cendres étaient expulsés, soit 500 fois plus que lors de la crise du fameux volcan islandais qui paralysa le ciel européen au printemps 2010 ! Les cendres atteignirent la Crète, la Turquie, l’Égypte... Un tsunami dévasta la Méditerranée orientale. Ce cataclysme fut interprété comme une punition divine et pourrait expliquer certains textes bibliques concernant les « plaies d’Égypte ». Platon en a fait le siège de l’Atlantide, ce continent merveilleux disparu sous les flots. Les fouilles archéologiques d’Akrotiri témoignent en effet de la prodigieuse civilisation minoenne brusquement disparue. Aujourd’hui, il reste un anneau de terre incomplet, entourant une vaste caldeira marine au centre de laquelle deux îles volcaniques ont surgi. La dernière éruption ne remonte qu’à 1950. Le volcan ne dort que d’un œil ! Dans la présente monographie, Éric Reiter a décidé de revisiter cette éruption de référence. Il nous parle des signaux précurseurs, détaille les phases éruptives, présente la géochimie du magma et envisage la prévision des risques futurs. Suivons-le dans sa palpitante enquête géologique, pleine de rebondissements !
Jacques-Marie Bardintzeff Volcanologue, Professeur des Universités
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Introduction
Géographie
Santorin est un groupe d’îles faisant partie de l’archipel des Cyclades situé en Mer Egée entre la Grèce continentale
et la Crète (Fig. 1). Son nom officiel est Thira. Il est constitué de plusieurs îles:
Thera, l’île la plus importante (75,8 km2pour 7000 habitants)
Therasia (9,3 km2 pour 250 habitants)
Aspronisi (0,1 km2, inhabitée)
Palea Kameni (0,5 km2, 1 habitant)
Nea Kameni (3,4 km2, inhabitée)
Figure 1: Cartes de Santorin (source: Decade Volcano)
Ce groupe d’îles forme un volcan actif qui est un maillon de l’arc volcanique égéen.
Si l’on exclut une petite partie située dans le Sud-Est de l’île de Thera, toutes ces îles ont une origine volcanique.
Elles se sont formées lors de plusieurs centaines d’éruptions qui ont eu lieu au cours des 2 derniers millions
d’années, certaines d’entre elles, formant une large caldeira.
Les îlots de Palea Kameni et Nea Kameni se sont formés dans les temps historiques à l’intérieur de la caldeira. Nea
Kameni est la partie volcanique active de l’archipel : sa dernière éruption date de 1950.
Tectonique
L’arc volcanique du Sud de la Mer Egée (auquel appartient Santorin) s’étend sur environ 500 km d’Est en Ouest
pour une largeur de 20 à 40 km. Il comprend une partie de la Grèce continentale, passe par les îles d’Aegina,
Methana, Poros, Milos, Santorin, Kos, Yali, Nisyros pour se terminer à la péninsule de Bodrum en Turquie.
Cet arc est caractérisé par des séismes localisés à des profondeurs entre 150 et 170 km. Ces derniers sont dus à la
subduction de la plaque africaine sous la microplaque égéenne qui est une composante de la plaque eurasiatique.
Cette subduction se fait à une vitesse de 5cm/an. La frontière entre les plaques se situe au Sud de la Crète.
La croute de la Mer Egée est de nature continentale et a une épaisseur comprise entre 20 et 32 km. L’archipel des
Cyclades se trouve donc sur cette croûte continentale qui est très fracturée en raison d’une extension liée à un
bassin d’arrière arc. Les centres volcaniques de l’arc égéen sont alignés sur 5 fractures orientées N60° et
interprétées comme des ruptures majeures qui permettent l’ascension de magmas depuis le manteau.
Les Cyclades forment une zone métamorphique complexe : le Massif Cycladique formé au Trias et durant l’ère
Tertiaire, métamorphisé et fracturé durant l’orogénèse alpine. Ce massif était un ensemble homogène avant le début
de la subduction.
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Figure 2: Schéma structural de l’arc volcanique Egéen (d’après Friedrich, 1994)
Dans l’arc égéen, le volcanisme est apparu il y a plus ou moins 3 millions d’années, sauf dans l’île de Kos où l’âge
de certaines ignimbrites a été estimé à 10 millions d’années.
Le champ volcanique de Santorin comprend Santorin s.s., l’île de Chistiana à 20km au Sud-Ouest et le volcan
immergé de Columbus à 7km au Nord-Est. Cette ensemble est globalement situé sur un horst appelé ride
d’Amorgos. Sur Santorin même, les principales structures tectoniques visibles dans les roches non volcaniques ont
une orientation Nord-Est / Sud-Ouest comme la faille reliant Perissa Beach à Kamari Beach, passant par Profitis
Ilias
La structure tectonique la plus importante est appelée ligne de Kameni. Elle recoupe la caldeira, passant par l’île de
Christiana, la péninsule d’Akrotiri, Palea Kameni et Nea Kameni. La plupart des éruptions connues se sont
produites le long de cette faille. La faille de Columbo, parallèle à celle de Kameni, recoupe, quant à elle, Megalo
Vouno, le maar de la plage de Cape Columbo et le volcan Columbo. Il semble que le magma ait, lors de sa
remontée, emprunté de grandes zones faillées préexistantes.
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Partie I: Histoire géologique et volcanique
Le socle pré-volcanique
Sur l’île de Thera, ce socle non volcanique est visible au
Mont Profitis Ilias, ainsi qu’à Mesa Vouno, Gavrillos, Pirgos,
Monolithos et le long de la caldeira entre Cape Plaka et
Athinios.
Il représente une île présente avant l’activité volcanique
d’une dimension de 9x6 km environ. Il est constitué de
calcaires métamorphisés et schistes datés entre le Trias et
l’ère Tertiaire. Le faciès métamorphique observé est le faciès
des schistes bleus résultant d’une déformation tectonique
entre l’Oligocène et le Miocène.
Il est à noter qu’on a retrouvé à Athinios une intrusion granite
de 9,5 millions d’années. Il s’agit vraisemblablement d’un
pluton lié à la province granitique des Cyclades. Il est à
l’origine du dépôt de certains minerais (talc, chalcopyrite,
magnétite, …).
Figure 3: Le socle pré-volcanique vu depuis les ruines
antiques de Thera
Histoire éruptive
A Santorin, le volcanisme a débuté il y a environ 2 millions d’années par l’extrusion de laves dacitiques dans ce qui
est maintenant la péninsule d’Akrotiri. Cette activité s’est poursuivie par l’émission de différents types de lave et de
produits pyroclastiques (Friedrich, 1994). Cependant, la partie la plus importante de l’histoire volcanique de l’île
s’est déroulée durant les 200 000 dernières années avec plusieurs cycles de construction d’un volcan bouclier
interrompue par de très importants événements explosifs.
Figure 4: Les couches de dépôts volcaniques permettent de reconstituer l'histoire de Santorin
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De manière plus précise, l’évolution volcanique de Santorin peut être divisée en 6 périodes (Druitt and others,
1989. Note: les éruptions pliniennes sont en gras)
Evénement Composition du magna Date
Formation des îles Kameni Dacite De 197 av. JC à 1950
4ème effondrement et formation d’une caldeira
Eruption minoenne Rhyodacite et andésite - 3 600 ans
3ème effondrement et formation d’une caldeira
Eruption de Cape Riva Rhyodacite et andésite - 21 000 ans
Mise en place des laves de Therasia Rhyodacite et andésite
Eruption des andésites d’Oia Andésite
Eruption de Scories Andésite - 40 000 ans
Mise en place des laves de Skaros Basalte et andésite
2ème effondrement et formation d’une caldeira
Eruption de Scories Andésite Entre – 60 et – 40 000 ans
Eruption de Vourvoulos Andésite et dacite
Apparition des cônes de Megalo Vouno et
Kokkino Vouno Andésite Entre – 50 et -70 000 ans
Anneau de tuff d’Aspronisi tuff ring
Eruption de ponce Dacite et andésite - 60 000 ans
Eruption de Cape Thera Andésite
Mise en place des laves de Simandiri Andésite - 172 000 ans (+/-33 000
ans)
1er effondrement et formation d’une caldeira
Eruption de ponce
(Lower Pumice 2 éruptions)
Rhyodacite et andésite - 180 000 ans
Eruption de ponce
(Lower Pumice 1 éruption)
Rhyodacite et andésite 203+-24 ka
3ème éruption de Cape Therma Andésite
Extrusion des rhyodacites de Cape
Alonaki et au Nord Est de Thera Rhyodacite
2ème éruption de Cape Therma Rhyodacite
1ère éruption de Cape Therma Andésite
Andésites de Cape Alai Andésite
Apparition des cônes de cendres de
Balos, Kokkinopetra et Mavrorachidi Basalte et andésite
- 344 000 ans (+/- 25 000
ans)
3ème éruption de Peristeria Basalte et andésite Entre - 308 et – 480 000
ans
2ème éruption de Peristeria (coulées de
lave et dôme) Andésite - 496 000 ans
1èreéruption de Peristeria Andésite - 528 000 ans
Eruptions sous marines à Akrotiri Rhyodacite Entre – 2 000 000 et –
600 000 ans
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Les volcans et cônes de cendres d’Akrotiri (2000-500 ka)
Les roches volcaniques les plus anciennes se trouvent dans la péninsule d’Akrotiri et les îles de Christiania. Ce sont
des laves dacitiques mises en place sous forme de dômes, de coulées et de dépôts pyroclastiques. Elles sont
fortement altérées par l’activité hydrothermale. A l’heure actuelle, ces zones sont toujours visibles : elles forment
les collines de Lumaravi and Archangelos. A partir de fossiles marins retrouvés dans ces tuffs, Seidenkrantz et
Friedrich (1992) ont déterminé un âge de 2 000 000 d’années pour ces éruptions.
A cette période, la péninsule d’Akrotiri était vraisemblablement une île à part entière et n’était pas connectée à la
partie non volcanique.
Les volcans de Peristeria et Thera (530-180 ka)
Entre 530 et 430 000 ans, un grand stratovolcan, appelé Persiteria, s’est formé dans ce qui est maintenant la partie
Nord de la caldeira. Actuellement, des vestiges de ce volcan sont visibles à Megalo Vouno et Mikro Profitis Ilias.
Certains cônes de cendres présents dans la péninsule d’Akrotiri (Red Beach, Mavropetra et Mavrocachidi) sont
probablement des cônes adventifs de ce système.
Dans le même temps, un autre volcan bouclier, appelé Thera, s’est mis en place au centre de l’actuelle caldeira.
Certaines de ces coulées de lave sont visibles à Cape Alai et Cape Alonaki, près de Fira. Ce volcan a unifié les
différents centres volcaniques plus anciens et le massif calcaire en une seule île.
Figure 5: Cône de Red Beach
Premier cycle éruptif (360-180 ka)
Certains auteurs ont reconnu deux cycles éruptifs regroupant les grandes éruptions explosives grâce à une
modification de la chimie des produits émis (de mafique vers siliceux).
Le premier cycle débute avec la première éruption de Cape Therma qui a engendré un épais dépôt de scories. Il se
poursuit avec la deuxième et troisième éruption de Cape Therma et se termine avec les importantes éruptions de
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ponce Pumice 1 and 2 (BU1 and BU2) entre - 180 et -200 000 ans. Tous ces évènements ont probablement eu lieu à
partir de bouches du volcan Thera.
Ce premier cycle se termine par le premier effondrement du volcan, créant la caldeira BU. Des restes de cette
caldeira sont visibles sur la falaise de l’actuelle caldeira en dessous de Fira où une discontinuité sépare les dépôts
de BU2 et les couches sus-jacentes.
Deuxième cycle éruptif (180 ka - 1600 BC) et les laves de la partie septentrionale
Figure 6: Cape Skaros au premier plan
Le second cycle comprend au moins 7 éruptions
importantes. Durant cette même période, plusieurs
importantes coulées de laves ont été mises en place dans
la partie Nord de l’île.
Au moins trois formations de caldeira se sont aussi
produites, détruisant la plus grande partie du volcan
bouclier existant. La première a eu lieu après une
importante éruption de ponce. Il a créé la caldeira de
Skaros qui fût ensuite comblée par les coulées de lave
d’un grand stratovolcan. On trouve encore des traces de
ces coulées à Cape Skaros. Le mur de la caldeira de
Skaros est visible au Nord de Fira.
Cet amoncellement de coulées a ensuite été détruit par
un effondrement qui s’est produit lors des éruptions de
Cape Riva. Finalement, le dernier effondrement s’est
produit lors de l’éruption minoenne et a donné sa forme
générale actuelle à l’île.
Les îles Kameni (197 av. J-C - actuellement)
Les îles Kameni, de nature dacitique, se sont formées après l’éruption minoenne. Leur formation et évolution ont
été documentées par des observations humaines.
C’est l’écrivain Strabo qui le premier a mentionné une activité éruptive dans la caldeira. Ensuite, au moins 8 phases
éruptives se sont succédées.
En 197 av. J-C, se forme une île appelée Hiera à l’intérieur de la caldeira. Puis l’activité reprend en 47, avec
l’apparition d’une nouvelle île qui, avec Hiera forme la base de l’actuelle Palea Kameni. Ces deux premières
éruptions ont sans doute été de type surtseyen.
En 726, une éruption sub-plinienne se produit. Après l’éruption de ponce, une petite coulée se met en place, créant
le lobe de lave noir présent à Agios Nikolaos (la petite baie où se trouve maintenant l’église et les sources chaudes
de Palea Kameni).
En 1457 et 1458, plusieurs rapports font état d’un effondrement partiel de Palea Kameni et/ou de l’apparition d’une
nouvelle île entre Palea Kameni et Thera.
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Figure 7: les îÎes Kameni
Entre 1570 et 1573, une activité surtseyenne crée l’île de Mikri Kameni.
Le 27 septembre 1650, le volcan sous-marin Kolombos entre en éruption. Celle-ci a été précédée par deux années
d’intense activité tectonique. L’éruption débute par une lente et calme extrusion de lave qui est suivie par une
violente explosion qui produit une importante quantité de cendres et de ponces. Le 29 septembre, un tsunami cause
de sérieux dégâts sur les côtes de Santorin ainsi que sur toutes les îles à 150km à la ronde. Les grandes quantités de
SO2 émises tuent une cinquantaine de personnes et environ 1000 têtes de bétail. Un cône pyroclastique émerge de
quelques mètres mais est rapidement érodé. Le sommet de ce dernier se trouve maintenant à 20m de profondeur.
Figure 8: Morphologie des Îles Kameni au début du
XVIIIème siècle (Institute for the Study and
Monitoring of the Santorini Volcano (ISMOSAV))
Entre le 23 mai 1707 et septembre 1711, l’île de
Nea Kameni apparaît. Cette période de forte
activité avait été précédée de plusieurs séismes. Au
départ, deux îles distinctes sont sorties de l’eau.
Elles se sont réunies le 12 juin 1711.
Aucune éruption n’a été reportée entre 1711 et
1866. Les îles de Mikri et Nea Kameni forment
deux baies (les baies de Georgios et Vulkano).
Seules sont signalées des fumerolles dans la baie
Vulkano. On construit un port et des maisons de
vacances sur Nea Kameni.
En janvier 1866, les murs de certaines maisons de Mikri et Nea Kameni ont été endommagés. Dans le même temps,
l’eau de mer s’est mise à bouillir à proximité des îlots et l’activité fumerollienne a augmenté. Le 4 février 1866
débute une nouvelle éruption. Elle se traduit par une activité effusive et une activité explosive. Au cours de cette
éruption, plusieurs évents ont été actifs à tour de rôle. Les faits les plus marquants de cette éruption sont :
Les îles de Mikri Kameni et Nea Kameni ont été réunies
Le 10 mai 1866, une nouvelle île apparaît. Elle fut nommée Maionisi. Elle disparût peu de temps après.
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L’éruption prend fin le 15 octobre 1870.
Les éruptions au XXème siècle
L’éruption de 1925
La première éruption du XXème
siècle débute en 1925. Elle est précédée le 28 juillet de cette même année par une
série de petits séismes qui mettent les habitants en alerte. Dès lors, des géologues grecs, allemands et néerlandais
sont dépêchés sur place.
Figure 9: Les Îles Kameni après l'éruption de 1925 et position du dôme Daphne (Institute for the Study and
Monitoring of the Santorini Volcano (ISMOSAV))
L’éruption débute le 11 août dans la zone de Kokkina Nera (là où se trouvent les sources chaudes actuellement).
Cette activité a engendré l’augmentation de la température de l’eau de mer à Kokkina Nera, la disparition d’une
partie de la côte orientale de Nea Kameni et la formation du dôme Daphne. Plusieurs explosions
phréatomagmatique ont envoyé des cendres à plus de 3 km d’altitude. Quelques jours après le début de l’éruption,
l’activité se déplaça de 200m vers le Sud-Ouest pour former plusieurs nouveaux cratères.
Figure 10: Le dôme Daphne
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En janvier 1926, l’activité marque une pause de 4 mois. L’activité reprend en mai de manière très brève. De mai
1926 et jusqu’en janvier 1928, l’activité s’arrête à nouveau. Cette pause est suivie de 5 explosions dont la dernière
créa le dôme Nautilus. Toutefois, ce dôme n’est maintenant plus visible car il a été recouvert par une coulée lors de
l’éruption suivante.
Les éruptions de 1939-1941
Figure 11: L'éruption de 1939 (Institute for the
Study and Monitoring of the Santorini Volcano
(ISMOSAV))
Une série de phases explosives et de mouvements de terrain
caractérisent cette période.
Au début du mois de mai 1939, l’eau de la baie d’Agios
Georgios sur l’île de Palea Kameni (là où se trouve la petite
église) s’est réchauffée. Le 20 août, une explosion sous-
marine a eu lieu, créant un cratère dans lequel apparaît un
petit dôme baptisé Triton.
Un mois plus tard, l’activité s’est déplacée d’une centaine de
mètres vers le Nord-Est et crée des coulées de lave et un dôme
appelé Ktenas. Ces coulées arrivent en mer (dans la baie
d’Agios Georgios) et recouvrent le dôme Triton. Entre
novembre 1939 et juillet 1940, l’activité continue de se
déplacer vers le Nord-Est, créant le dôme et les coulées
Fouquet.
En juillet 1940, deux nouveaux centres éruptifs apparaissent. Ils génèrent des dômes et des coulées de lave qui
recouvrent les pentes occidentales de Nea Kameni et arrivent à la mer. Peu d’explosions ont été enregistrées durant
cette période. Fin août 1940, deux importantes explosions se produisent au sommet de l’île, créant deux nouveaux
cratères ayant chacun 50m de diamètre. Aucun magma ne s’est épanché de ces cratères. En novembre de la même
année, une nouvelle coulée de lave visqueuse se met en place à partir d’un évent situé à 100m à l’Est de ces
cratères. Cette coulée, appelée Niki, recouvre les pentes Est de l’île et s’est arrêtée juste avant la mer. L’éruption
prend fin en juillet 1941.
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Figure 12: Les Îles Kameni après l'éruption de 1939 (Institute for the Study and Monitoring of the Santorini Volcano
(ISMOSAV))
L’éruption de 1950
Il s’agit de l’éruption volcanique la plus récente en Grèce. Elle fût précédée de séismes à partir d’août 1949. En
particulier, un violent tremblement de terre qui détruisit une partie de l’île se produisit en 1950. Le foyer de ce
séisme a été localisé à une profondeur de 160 km et il pourrait correspondre à un processus de génération de
magma au dessus de la plaque subductée.
Figure 13: Les Îles Kameni après l'éruption de 1950 (Institute for the Study and Monitoring of the Santorini Volcano
(ISMOSAV))
Le 10 janvier 1950, une forte explosion crée un nouveau cratère d’où le magma commence à sortir. Cette activité a
été marquée par plusieurs fortes explosions qui ont propulsé des fragments de roches à plus de 1000m d’altitude.
Les explosions phréatiques et l’épanchement de lave se poursuivent jusqu’au 2 février, créant le dôme Liatsikas.
En outre, le 28 novembre 1978, à environ 500m du Cape Ayios Ioannis Thalassinos (entre Oia et Therasia), une
importante quantité de gaz a soudainement été libérée et a causé une forte agitation de la surface de la mer.
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Partie II : L’éruption minoenne
L’éruption minoenne s’est déclenchée vers 1645 av. J-C, à la fin de l’âge de Bronze. Ce fût l’une des plus
importantes éruptions pliniennes des temps modernes. Trente à quarante kilomètres cubes de magma dacitique ont
été éjectés (Simkin and others, 1981). L’éruption a été suivie par l’effondrement de la chambre magmatique qui
engendra la création de la caldeira actuelle. La colonne plinienne a atteint une altitude de presque 40km (Pyle,
1990). Ses cendres ont été dispersées dans toute la Méditerranée orientale et ont dû avoir un impact sur le climat de
l’ensemble de la planète. Sur l’île de Santorin, les dépôts relatifs à cette éruption ont, par endroits, une épaisseur
supérieure à 75 m. Ils sont constitués de ponces blanches et de cendres.
Ainsi, l’éruption s’est produite sur une île occupée par une civilisation hautement développée. Depuis 1969, les
fouilles proches d’Akrotiri ont amené un éclairage important sur la civilisation de Santorin à l’âge de Bronze.
Morphologie de l’île de Stronghyle avant l’éruption minoenne
Les îles formant l’archipel de Santorin sont les restes d’une île bien plus grande qui s’appelait Stronghyle (« La
Ronde ») en raison de sa forme.
La grande éruption minoenne a été précédée par une longue période d’inactivité volcanique qui a duré au moins
15 000 ans. Durant cette période, Stronghyle atteignait une altitude de près de 600m en son centre. A cet endroit, se
trouvait vraisemblablement un cratère formant une vaste dépression plate couverte de végétation.
Comme Stronghyle était le résultat de la réunion d’une dizaine de centres éruptifs, elle ne présentait pas une forme
de cône idéal.
Des études de terrain ont pu reconstituer au moins partiellement la morphologie de cette île. Une baie existait au
Sud-Ouest de l’île au niveau actuel d’Apronisi. Cette baie avait environ 2km de large et devait servir de port aux
Minoens. Un second port, plus petit et mieux protégé existait à l’Ouest de la ville d’Akrotiri.
Stronghyle était moins étendue que l’actuel archipel. La falaise de Monólithos n’était alors qu’un îlot.
Séismes précurseurs
La plupart des preuves mettant en évidence l’existence de séismes ayant précédé l’éruption sont situées dans
l’ancienne ville d’Akrotiri. Ainsi, les archéologues pensent qu’il y a eu au moins 2 séismes majeurs.
Le premier séisme a eu de sérieux effets sur la ville et a engendré un grand programme de reconstruction. Le
second évènement majeur est, en fait, une suite de séismes moins importants qui ont engendré de petits
changements dans la ville. Les habitants ont vraisemblablement abandonné la ville après cet évènement.
Au vu de l’importance de ces tremblements de terre, certains auteurs pensent qu’ils ont pour origine des
mouvements tectoniques et non l’activité volcanique. Toutefois, dans le début des années 1970, les chercheurs ont
avancé l’hypothèse que ces mouvements tectoniques et le déclenchement de l’éruption étaient liés.
L’éruption
Les premières chutes de tephra (unité BO0)
Certains auteurs décrivent, dans le Sud de Thera, jusqu’à 4 niveaux de fines cendres de couleur jaune, orange-brun
et/ou gris clair. Dans ces strates, les cendres sont accompagnées de fragments lithiques et de ponces de la taille des
lapilli. L’épaisseur de ces couches varie de 1 à 4 cm.
Les volcanologues interprètent ces niveaux comme des retombées de cendres émises par un évent proche de
l’actuelle Nea Kameni. Ils ont été engendrés par une activité phréatique et phréatomagmatique qui a précédé de
quelques mois l’éruption principale. Cette activité a pu servir d’avertissement à la population.
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Première phase majeure de l’éruption: Eruption plinienne et retombées de ponce (unité BO1)
Figure 14: Dispersion des cendres de l’éruption minoenne (d’après Friedrich 1994)
Les cendres de l’éruption minoenne ont été retrouvées dans tout l’Est de la Méditerranée. L’axe de dispersion
montre la direction des vents dominants au moment de l’éruption. (d’après Friedrich 1994).
La première phase de l’éruption se caractérise par une colonne plinienne de 36km de haut à partir de laquelle des
ponces retombent. Ces retombées ont engendré des dépôts dont l’épaisseur varie entre 50cm et près de 6m. Ils
recouvrent la totalité de la surface de l’île telle qu’elle existait avant le début de l’éruption. Toutefois, en raison des
vents dominants, l’épaisseur de ces dépôts est plus importante dans le Sud de l’île. L’épaisseur la plus importante
ainsi que les clastes de ponce les plus gros se trouvent dans les carrières situées au Sud de Fira. Ainsi, on peut
définir la position du cratère ayant émis ces produits : sa position était très probablement à l’Ouest de Fira entre
Cape Katofira et l’actuelle île de Nea Kameni.
Les cendres ont été disperses dans toute la Méditerranée orientale, les particules les plus fines ayant été transportées
à de grandes altitudes. On a retrouvé certaines cendres de Santorin sur d’autres îles grecques et jusqu’en Turquie
(Sigurdsson et al., 1990).
Sur Santorin, les dépôts consistent principalement en des ponces massives avec un faible granoclassement.
Toutefois, dans certaines sections, un granoclassement inverse apparaît, prouvant une augmentation de la violence
de l’éruption dans le temps (Sparks and Wilson, 1990). Plus de 90% des dépôts sont constitués de ponces
rhyodacitiques grossières blanc-rosé, de ponces pauvres en cristaux et de quelques scories grises de nature
andésitique. Moins de 10% sont constitués de fines cendres et de fragments lithiques.
On ne trouve aucun signe d’interaction entre le magma et l’eau. Donc seuls les gaz d’origine magmatique ont été le
moteur de cette phase (Sparks and Wilson, 1990). On peut en déduire que l’évent de cette phase était aérien.
Toutefois, dans la partie haute des dépôts, une couche de très fine cendres apparaît et est interprétée comme un
dépôt lié à une activité phréatomagmatique qui marque la fin de cette phase.
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Deuxième phase majeure: Dépôts de nuées ardentes (unité BO2)
Figure 15: Vue sur la plaine côtière à l’Est de Thera. Cette partie de l’île a été créée
par les dépôts de coulées pyroclastiques issues de l’éruption minoenne
Les dépôts de cette phase sont
constitués de nombreuses
couches blanches de lapilli de
ponce et de cendres avec de
nombreux blocs lithiques de
dimensions métriques. Environ
90% du volume de ces couches
est constitué de fines cendres et
de ponce. Toutefois, de fortes
variations locales peuvent être
observées.
Un contact érosif avec les
dépôts de l’unité BO1, des
stratifications croisées, des
dunes, des anti-dunes, et des
figures d’impact sous les
bombes sont caractéristiques de
cette phase.
Les dépôts de cette phase ont été générés par des coulées pyroclastiques produites par des explosions
phréatomagmatiques. En raison de l’érosion, l’évent de la phase 1 s’est fracturé, permettant à l’eau de mer de
rentrer dans le cratère. Cela produisit de violentes explosions qui pulvérisèrent le magma et éjectèrent des blocs
lithiques selon des trajectoires balistiques.
La structure litée des couches prouvent que les matériaux ont été transportés de manière horizontale à des vitesses
comprises entre 15 et 50 m/s. Les dépôts sont contrôlés par la topographie.
Au début de cette seconde phase, on trouve deux strates de ponces qui ont pour origine des retombées. Elles
montrent qu’il y a eu une période de fluctuation entre les styles éruptifs au début de la phase 2.
Selon les auteurs, l’épaisseur des dépôts de la phase 2 varie considérablement (de 7 à 12 m). Ces différences
peuvent s’expliquer par la transition progressive qui existe entre les dépôts de cette phase et ceux de la phase 3.
Le cratère à l’origine des dépôts de cette seconde phase a une localisation semblable à celui de la phase 1.
Troisième phase majeure: coulées de cendres (unité BO3)
La base de ces dépôts est caractérisée par une couche chaotique que l’on retrouve le long de la falaise. Elle est
constituée de cendres, de ponces et de blocs dont les dimensions peuvent dépasser 10m de diamètre. Cette couche a
40m d’épaisseur le long de la caldeira, 55m dans le Sud de l’île. Cette épaisseur diminue rapidement lorsque l’on
s’éloigne. Elle est absente sur le Mont Profitis Ilias.
Dans la matrice de fines cendres vésiculées, on peut parfois observer des conduits de dégazage. Cela implique
l’existence de 3 composants : des pyroclastes, de l’eau liquide et de la vapeur d’eau (Sparks and Wilson 1990).
Seuls quelques blocs montrent des trajectoires balistiques. La majorité d’entre eux a été transportée par des coulées.
Ces coulées devaient avoir une forte énergie car elles ont pu remonter des pentes de 30° à Micro Profitis et Megalo
Vouno. La température de mise en place de ces coulées devait être de l’ordre de 400°C.
21
L’origine des dépôts de cette phase est controversée :
Des coulées de bouée provenant du démantèlement d’un anneau de tuff qu’auraient généré les coulées
pyroclastiques
Des coulées pyroclastiques. La forte concentration en blocs lithiques est alors interprétée comme le début
de l’effondrement de la caldeira
Un mélange de retombées balistiques (dans le secteur Sud-Ouest de la caldeira), de coulées de boue (sur les
flancs externes de Thera et à Thirassia) et des glissements de terrain (sur les flancs du mont Profitis Ilias).
Quatrième phase majeure de l’éruption unité (BO4)
Les dépôts de la phase 4 diffèrent de ceux la phase précédente par un subtil changement de couleur (du blanc au
crème). Leur gain est aussi plus fin avec des blocs plus petits et des débris de ponces. Toutefois, la proportion de
blocs reste importante (entre 35 et 50%) (Bond and Sparks, 1976). Ces dépôts sont peu épais sur le pourtour de la
caldeira (0,7 à 2 m) mais ils peuvent atteindre 40m d’épaisseur dans la plaine côtière.
Leur origine est controversée. Il pourrait s’agir :
de matériaux de la phase 3 qui ont été remobilisés par des inondations consécutives à l’effondrement de la
caldeira, la pluie, des tsunamis ou encore le vent.
Des dépôts d’ignimbrites
Impacts de l’éruption minoenne
L’éruption minoenne a été un événement explosif qui a eu des conséquences importantes pour les populations de
tout l’Est de la Méditerranée. Les effets principaux ont été des chutes de cendres, des nuées ardentes, des tsunamis
et un refroidissement du climat durant les années qui ont suivi l’éruption.
Chutes de cendres
L’éruption a produit plus de 20km3 de ponces et de cendres qui ont été dispersées par les vents dominants sur une
large partie de la Méditerranée. Une étude de leurs couches a permis de montrer que la plupart de celles-ci ont été
emportées vers l’Est, direction dans laquelle on a pu retrouver une couche de plusieurs centimètres jusqu’à 200km
de Santorin. Durant l’éruption, c’est approximativement, une superficie de 300 000 km2 qui a été plongée dans la
nuit en raison de l’épaisseur du nuage de cendres.
Nuées ardentes
L’étude des dépôts de nuées ardentes a montré que ces dernières s’étaient prolongées en mer. En faisant une
analogie avec les éruptions récentes du Krakatau (Indonésie, 1883) et de Soufriere Hills (Montserrat, éruption en
cours), on peut imaginer qu’une partie de ces nuées a voyagé au-dessus du niveau de la mer sur plusieurs dizaines
de kilomètres et a eu des conséquences pour tout navire croisant dans cette zone.
Tsunami
Les nuées ardentes et l’effondrement du toit de la chambre magmatique ont engendré des tsunamis qui ont atteint
toutes les îles environnantes, y compris la Crête.
Effets climatiques
L’éruption minoenne a libéré au moins 1.8 x 109
kg de dioxyde de soufre dans l’atmosphère. Au contact de l’eau
atmosphérique (nuages), ce dioxyde s’est transformé en acide sulfurique qui a bloqué le rayonnement solaire,
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refroidissant ainsi la surface terrestre. Cette formation d’acide a généralement lieu entre 6 et 12 mois après
l’éruption.
Des simulations ont montré que l’éruption de Santorin a engendré une baisse de 0,35°C sur l’ensemble de la Terre.
L’éruption de Santorin et les destructions en Crète
Il n’y a pas de preuve formelle que l’éruption de Santorin ait causé des dommages catastrophiques en Crète. Ainsi,
les destructions survenues en Crète en 1450 av. J-C sont très probablement dues à des tremblements de terre
d’origine tectonique.
Certains auteurs ont montré une relation entre l’éruption de Santorin et des destructions sur les côtes de Crète à
Knossos, Mochlos, Pseira, Zakros. Mais ces destructions ne suggèrent pas une grande catastrophe : on n’y trouve
aucun signe d’une interruption catastrophique de la civilisation minoenne. Ainsi, le tsunami engendré par
l’effondrement de Santorin n’a pas dû dépasser 15m sur les côtes de crétoises et si des cendres ont recouvert les
cultures, il n’y a aucun signe de famine.
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24
Partie III : Pétrologie et géochimie des laves de Santorin La tectonique et l’évolution magmatique de Santorin montrent que les laves sont cogénétiques et dérivées d’une
source composite. Elles montrent des caractéristiques typiques d’un arc intra-océanique bien que l’arc Egéen soit
intracontinental.
Pétrologie
Les laves de Santorin sont de nature basaltique à dacitique, rhyodacitiques et rhyolitique. De manière générale,
elles sont porphyriques, présentant des phénocristaux dans une matrice à grain fin. Les phénocristaux sont des
plagioclases, de l’olivine, des clinopyroxènes et de la magnétite. Les orthopyroxènes deviennent prépondérants
dans les roches plus acides, remplaçant alors l’olivine. L’apatite et l’ilménite sont communément rencontrées en
tant que microlites.
Les premiers phénocristaux à cristalliser sont les plagioclases et l’olivine suivis par les clinopyroxènes et la
magnétite. Ils présentent souvent des textures de déséquilibre telles que zoning ou figures de résorption. Ces
textures particulières rendent parfois difficile la distinction entre phénocristaux et xénolites. Toutefois, la présence
de xénolites est limitée aux anciens basaltes de la péninsule d’Akrotiri et aux premières laves émises après
l’effondrement de la caldeira.
L’olivine présente dans les basaltes et les basaltes andésitiques montre un zonage classique entre Fo85 et Fo53.
Toutefois, les olivines trouvées dans les andésites basaltiques de Skaros peuvent atteindre Fo91. Une telle valeur
n’est pas compatible avec la composition chimique de ces roches. Ainsi, ces olivines sont interprétées comme des
xénocristaux provenant d’un mélange de magmas.
D’autres preuves de mixing sont données par les variations cycliques de composition observées dans certains
cycles éruptifs et par les brusques changements dans la chimie des phénocristaux.
Les basaltes de Santorin ont débuté leur cristallisation à 1150-1200°C, les andésites basaltiques à 1050-1150°C, les
andésites à 950-1050°C sous des pressions lithostatiques de l’ordre de 1 à 2 kbars. Les dacites et les rhyolites ont
cristallisé sous des pressions lithostatiques comparables mais à des températures inférieures.
Géochimie
L’analyse des éléments majeurs et des éléments trace montre que toutes les roches sont issues de magmas qui ont
évolué dans une même chambre magmatique périodiquement alimentée en magma parent. Ainsi, les processus de
mélange de magmas ont joué un rôle dans des chambres magmatiques situées à faible profondeur (profondeurs 3-8
km).
L’analyse des éléments mineurs et des éléments trace montre que la cristallisation fractionnée a été l’autre grand
processus de différenciation des magmas durant leur ascension et/ou dans la chambre magmatique.
Les basaltes riches en aluminium de Santorin ont sans doute pour origine un magma mantellique qui a évolué par
cristallisation fractionnée lors de son ascension dans la lithosphère. Toutefois, certaines données géochimiques
impliquent une source complexe pour ces magmas : il s’agirait plus précisément d’une source mantellique
contaminée par la fusion partielle d’une croûte océanique altérée et subductée.
Considérant la position intracontinentale de Santorin, il est difficile de savoir quelle est la part de contamination des
laves émises par la croûte et les sédiments subductés. Toutefois, certains auteurs ont émis l’hypothèse qu’étant
donné que Santorin occupe le centre de l'arc où la croûte est la plus mince, l'asthénosphère sous-jacente pourrait
être directement impliquée dans la genèse du magma. Cependant, il n’y a pas d’explication au caractère intra-
océanique de Santorin.
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26
Partie IV : Le volcan Kolombo
Au Nord-Est de Santorin, les fonds marins sont composés de petits rifts qui ont été le siège d’un volcanisme récent.
On y trouve dix-neuf cônes volcaniques. Le plus important de tous est le volcan Kolombo avec son cratère de 1,5
km de diamètre.
Kolombo fut découvert en 1650, lorsque l’une de ses éruptions fut suffisamment violente pour être visible depuis la
côte de Santorin. Cette éruption engendra des coulées pyroclastiques qui tuèrent 70 personnes. Elle construisit un
petit cône émergé constitué de ponce blanche. Toutefois, celui-ci fut rapidement détruit par les vagues.
En 2006, une expédition scientifique partit explorer ces volcans. Ainsi l’on sait maintenant que certains cônes se
sont édifiés sur le plancher marin actuel alors que d’autres sont partiellement enterrés, ce qui prouve une longue
période d’activité volcanique. En outre, tous les cônes et dômes se situant au Nord-Est de Kolombo sont recouverts
de sédiments et montrent peu de signes d’une activité volcanique récente. Des analyses géochimiques de roches
prélevées lors de cette expédition ont toutefois mis en évidence une activité hydrothermale de basse température.
En ce qui concerne le volcan Kolombo proprement dit, si le fond de son cratère se trouve environ 500 mètres sous
la surface de la Mer Egée, le point le plus élevée du cône n’est qu’à 10m sous cette surface. Le fond du cratère est
entièrement tapissé de bactéries rouge orangé qui indique la présence d’évents hydrothermaux. De ce point de vue,
la partie la plus active se situe dans la moitié septentrionale du cratère où plusieurs centaines d’évents émettent des
fluides et des gaz pouvant atteindre 224°C. Des dépôts métallifères ont permis la construction de cheminées
atteignant parfois 4m de hauteur. Les minéraux prépondérants dans ces dépôts sont la pyrite, la sphalérite, la
galène, et la barite. On y retrouve aussi des quantités significatives de cuivre et d’argent.
Ces dépôts polymétalliques sulfite/sulfate typiques des environnements de subduction sont apparentés aux dépôts
minéraux de type Koruko, exploités sur terre en diverses régions, (Japon). Les dépôts du Kolombo constituent un
exemple rare de formation actuelle de dépôt de type Koruko et son étude est importante pour la compréhension de
la formation des dépôts de minerais actuellement exploités.
Figure 16: Event hydrothermal dans le cratère du volcan Kolombo (Ocean Explorer - NOAA)
27
28
Partie V : Chambres magmatiques
Parallèlement à la surveillance volcanique, la micro-sismicité a permis de mettre en évidence plusieurs chambres
magmatiques superficielles (environ 5km de profondeur) présentes sous le volcan Kolombo et sous les îles Kameni.
Certains auteurs se basent sur des données géochimiques et pétrologiques pour affirmer que la chambre
magmatique de Santorin est de taille limitée. Elle serait alimentée de manière périodique par un apport de magma
basaltique.
La coexistence de plusieurs petites chambres magmatiques est confirmée tout au long de l’histoire de Santorin par
l’activité pré-caldérique durant laquelle des éruptions synchrones ont été enregistrées en provenance de chambres
magmatiques différentes.
En conclusion, les volcanologues pensent qu’il est plus vraisemblable d’envisager l’existence de plusieurs petites
chambres magmatiques regroupées le long des fractures tectoniques que l’existence d’une grande chambre
magmatique occupant toute la superficie de la zone active.
Figure 17: Coupe schématique de Santorin montrant l'emplacement de la chambre magmatique
(Institute for the Study and Monitoring of the Santorini Volcano (ISMOSAV))
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Partie V : Activité hydrothermale
Les sources chaudes présentes sur l’île principale de l’archipel rappelle que du magma reste stocké sous ce volcan
toujours actif. Il existe 3 sources importantes sur Thera :
Plaka (34oC),
Athermi Christu (56oC) et
Vlihada (32oC).
Sur les jeunes îles de Nea et Palea Kameni, des fumerolles peuvent atteindre 95°C et des sources thermales se
trouvent le long des côtes des 2 îles. Ces sources provoquent un échauffement de l’eau de mer qui prend une
couleur particulière à leur contact en raison de l’émission de métaux à partir de ces sources. En effet, les eaux
chaudes dissolvent du fer lors de leur remontée. Ce fer précipite sous forme d’hydroxyde lorsque les fluides
émergent en mer.
Figure 18: Dépôts fumerolliens sur l’île de Nea Kameni
Figure 19: Aiguilles de soufre sur l’île de Nea Kameni
Toutefois, les dépôts riches en fer se retrouvent sur tout le fond de la caldeira où ils peuvent atteindre 3m
d’épaisseur.
Chimie des sources hydrothermales de Palea Kameni
Les sources thermales de Santorin peuvent être considérées comme étant :
un mélange d’eau de mer chauffée avec des eaux souterraines ou,
un mélange d’eau souterraine chauffée et d’eau de mer, ou
un mélange d’eau de mer et d’eau souterraine chauffées
Dans tous les cas, ces eaux thermales sont en relation avec un système aquifère peu profond.
Les fumerolles de Nea Kameni sont constituées essentiellement d’air atmosphérique et de CO2. D’autres
constituants (CH4, H2, CO) sont présents en proportions variables.
Les gaz de Palea Kameni sont, quant à eux, essentiellement, constitués de CO2 (99,9% vol.). Les teneurs en N2, O2.
CH4 et CO sont présents en très faibles proportions (< 10 ppm vol).
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Figure 20: Site des sources hydrothermales de Palea Kameni
A la fin des années 1980, un forage a été opéré dans la zone des sources chaudes de Palea Kameni. Ce forage s’est
fait à 40m au Nord-Nord-Est des sources les plus actives et a atteint 201,5m de profondeur.
Les roches rencontrées sont des dacites très perméables des types décrits précédemment. Elles montrent,
principalement dans l'intervalle 7-55 m de profondeur, des altérations hydrothermales.
Figure 21: Données chimiques des sources chaudes de Santorin (d’après Institute for the Study and Monitoring of the
Santorini Volcano (ISMOSAV))
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Les profils de températures montrent que la majorité des courants hydrothermaux sont latéraux. Toutefois, le forage
aurait pu perturber les flux hydrothermaux. Plus on s’enfonce dans le forage et plus les eaux sont riches en dioxyde
de carbone, alcalins, silice, fer, cuivre et zinc. Ainsi, les échantillons d’eau prélevés dans le haut du forage
représentent sans doute un mélange d’eau de mer et de fluides hydrothermaux.
Variations chimiques spatiales et temporelles des fluides hydrothermaux
Des processus de lessivage et de remobilisation des éléments chimiques sont responsables de la formation de
solutions hydrothermales dans les arcs volcaniques. L’arrivée « en surface » de solutions riches en métaux crée des
dépôts riches en sulfures métalliques, aluminosilicates riches en fer, en oxydes de fer et de manganèse.
De nombreuses études de ces systèmes ont été faites à Santorin où l’on distingue trois environnements :
Une zone interne qui correspond à la partie côtière de la baie de Palea Kameni où la profondeur de l’eau ne
dépasse pas 5m. les températures mesurées dans cette zone peuvent atteindre 30°C.
Une zone externe qui correspond, dans la baie de Palea Kameni où eaux dont la profondeur est comprise
entre 5 et 30m. Ici la circulation de l’eau de mer et l’action des vagues sont plus importantes que dans la
zone interne
Le chenal entre les îles de Palea et Nea Kameni où la profondeur de l’eau est supérieure à 30m.
Dans les deux premières zones, les sédiments trouvés sur le plancher de la mer sont des boues fines brunes à
oranges riches en fer alors que ceux trouvés dans le chenal sont des sables volcaniques mélangés à des restes
organiques.
Afin de mesurer les variations chimiques dans le temps et dans l’espace de la composition des fluides
hydrothermaux, les eaux provenant de 6 évents de ces différents environnements ont été prélevées et analysées.
Les analyses chimiques d’échantillons provenant des zones internes et externes montrent des enrichissements
significatifs en fer, manganèse, arsenic, aluminium, silice, baryum, potassium et calcium ainsi qu’une diminution
des concentrations en sodium et uranium par rapport à l’eau de mer. Toutefois, ces concentrations ne sont pas
constantes dans l’espace :
La concentration en fer diminue rapidement à la limite entre la zone interne et la zone externe approchant
alors des concentrations proches de celles trouvées dans l’eau de mer. Plus de la moitié du fer se trouve
sous forme de minéraux tels que la goethite, la sidérite ou la pyrite.
Le manganèse voit sa concentration diminuer beaucoup plus lentement dans l’espace.
La concentration en sodium est liée au pH
Les concentrations en zinc et vanadium sont les plus élevées dans la zone externe
L’arsenic se trouve plus concentré lors que l’on s’éloigne des évents
Ces données supposent un transport continu des métaux des baies de Palea et Nea Kameni vers le reste de la
caldeira. Ainsi les enrichissements en fer et manganèse observés à l’intérieur de la caldeira et autour de l’archipel
peuvent, au moins en partie, être liés à ces sources chaudes.
Des processus microbiologique participent à la formation de ces minéralisations.
Dans les prélèvements effectués à Palea Kameni, la concentration en fer est jusqu’à 3000 fois supérieure à celle
observée dans l’eau de mer. Toutefois, à Nea Kameni, le fer est encore plus concentré. Ces valeurs sont néanmoins
comparables à celles d’autres champs hydrothermaux d’arcs volcaniques. Néanmoins, les concentrations en fer
varient fortement d’une zone à l’autre mais aussi à l’intérieur d’une même zone. Ainsi, dans la zone intérieure, ce
sont les évents proches de la côte Nord de la baie qui sont les plus enrichis en fer.
Les concentrations en fer montrent des variations diurnes (les concentrations sont plus importantes l’après-midi que
le matin) et ont de manière générale tendance à augmenter avec le temps.
Le manganèse est lui aussi fortement enrichi par rapport à l’eau de mer et comme pour le fer, ces concentrations
sont plus fortes à Nea Kameni qu’à Palea Kameni. Toutefois, de manière générale, les concentrations observées ici
sont plus faibles que celles communément rencontrées dans un contexte d’arc volcanique. Pour cet élément, les
concentrations varient aussi entre les évents et les concentrations les plus fortes pour Palea Kameni sont aussi
rencontrées le long de la côte Nord de la baie. Les concentrations varient de manière diurne avec des maxima
observés en milieu de journée.
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Le zinc est fortement enrichi dans les eaux hydrothermales de Palea Kameni par rapport à l’eau de mer. Les plus
fortes concentrations ont aussi été trouvées le long de la côte septentrionale de la baie. Toutefois, il faut noter que
l’évent ayant les plus fortes concentrations en fer et manganèse est caractérisé par de faibles valeurs pour le zinc.
Les concentrations en zinc montrent des variations diurnes mais aucune corrélation entre ces variations et celles
observées pour le fer et le manganèse n’ont pu être faites.
Le cadnium suit le fer dans ses variations tant géographiques que temporelles dans la baie de Palea Kameni.
Toutefois, les concentrations en cadnium sont plus importantes à Nea Kameni qu’à Palea Kameni.
La formation de telles solutions hydrothermales implique le lessivage des roches par de l’eau de mer dans un
environnement acide et réducteur. Ainsi, l’eau de mer pénètre dans les roches chaudes par des fractures et est
chauffée à leur contact. Elle s’enrichit en H2S (provenant de la réduction de SO4). Cet hydrogène sulfuré est ensuite
transformé en acide sulfurique qui attaque les roches et génère les solutions hydrothermales enrichies en métaux.
Ce processus implique donc que les conditions rencontrées le long de la côte Nord de la baie de Palea Kameni
soient plus favorables au lessivage qu’ailleurs. De telles conditions pourraient s’expliquer par un nombre plus
important de fractures.
Une autre explication possible des fortes concentrations en métaux du côté Nord de la baie de Palea Kameni est que
les solutions hydrothermales se mélangent moins à l’eau de mer à cet endroit. Toutefois, ce degré de mélange est
soumis aux conditions météorologiques. Ainsi, un vent provenant du Nord favorisera de fortes concentrations car la
côte Nord est alors protégée. En outre, la profondeur de la mer au Nord de la baie est moins importante que dans sa
partie méridionale, ce qui peut minimiser aussi les mélanges.
Les variations temporelles des compositions chimiques montrent que :
Le fer, le manganèse et le cadnium ont des comportements similaires.
Le zinc a un comportement à part
Il existe une tendance générale à de plus faibles concentrations dans l’après-midi ; cette tendance est plus
marquée pour le zinc et le cadnium.
Les variations diurnes sont stables dans le temps : les mêmes variations sont observées d’une année sur
l’autre.
En observant les données météorologiques (température, force et orientation du vent) et océanographiques (niveau
marin) des périodes de mesure, on remarque que :
La pression atmosphérique pourrait jouer un rôle sur l’évolution temporelle des concentrations. En effet,
les plus fortes concentrations ont été observées lorsque la pression atmosphérique était la plus élevée.
Inversement, les concentrations les plus faibles ont été enregistrées lors des pressions atmosphériques les
plus basses.
Le niveau marin à l’intérieur de la baie montre lui aussi des variations cycliques comparables aux
variations des concentrations. Ainsi, lorsque le niveau marin est à son maximum, les mouvements de la
mer sont à leur minimum, réduisant ainsi le mélange entre solutions hydrothermales et eau de mer.
En conclusion on peut dire que :
Les solutions hydrothermales de Palea Kameni sont marquées par un enrichissement en fer,
manganèse, zinc et cadnium par rapport à l’eau de mer.
Les concentrations observées en fer, manganèse, zinc et cadnium sont comparables à celles des autres
arcs volcaniques
Les évents de la côte Nord émettent des fluides plus concentrés en fer, manganèse, zinc et cadnium.
Ces concentrations plus importantes sont probablement dues à un moindre mélange à cet endroit
qu’ailleurs dans la baie.
Les concentrations montrent des variations diurnes avec une baisse générale des concentrations dans
l’après-midi correspondant à une baisse de la pression atmosphérique et une baisse du niveau main
Sur le long terme, les concentrations moyennes en fer, manganèse et cadnium sont tendance à
augmenter avec le temps
Les sédiments hydrothermaux
Comme nous venons de le voir, les sources thermales des baies des îles Kameni déposent de grandes quantités de
fer, de silice ainsi que d’autres éléments traces.
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Ces sédiments sont formés de morceaux de lave, de ponces, de silice, de sidérite, d’un gel formé par des
hydroxydes de fer et de sulfates de fer. Ils peuvent être modélisés comme étant un mélange de ponce et de
contributions provenant des solutions hydrothermales.
En outre, les flux de matière montrent que la majeure partie des métaux ne reste pas dans les baies. Ceci est
particulièrement vrai pour le silicium, le baryum et le manganèse qui sont dispersés dans la caldeira et la mer Egée.
Les sources les plus actives induisent des changements de couleur de l'eau de mer du bleu profond de la caldeira à
une teinte vert pâle. La démarcation entre l'eau de mer et les eaux de source est généralement facile à repérer. Dans
la partie la plus profonde de certaines baies des eaux, cette couleur peut même tourner à brun jaunâtre.
L’origine de la baie de Nea Kameni remonte à 1866, quand deux branches plus ou moins parallèles de la coulées
Geogios se sont mises en place. La hauteur dans cette baie a depuis fortement varié et les différentes mesures
montrent une sédimentation rapide.
L’étude des évents hydrothermaux dans le Sud de la baie ont montré un débit de 400 litres d’eau par minute. Ainsi,
si l’on prend en compte la composition chimique de ces eaux, ce sont environ 8 tonnes de silice, 4 tonnes de fer,
400kg de manganèse et 16kg de baryum qui sont déposés par an, ce qui représente approximativement 4 à 5cm de
sédiments qui se déposent dans le fond de la baie (d’une surface de 500m²).
Ainsi, il a été estimé que, durant les 150 dernières années, 350 tonnes de fer et 19 tonnes de manganèse ont été
émis à partir des évents hydrothermaux. En conséquence, ces sources hydrothermales sont à l’origine d’un dépôt de
minerai métallifère qui pourrait avoir une importance économique.
Donc, au vu de la profondeur initiale de la baie, une partie de ces sédiments ne reste pas dans la baie sous l’effet
des vagues.
Recherche géothermique
Des recherches géophysiques, géologiques et thermométriques ont identifié une zone à fort potentiel géothermique
dans le Sud de l’île de Thera (secteur d’Akotiri-Megalochori).
Ces recherches se sont faites grâce à des forages jusqu’à 200m de profondeur. Ces derniers ont permis de dessiner
les isothermes entre 50 et 250m de profondeur. Le gradient géothermique trouvé est de 16°C/10m. La température
du réservoir qui pourrait être utilisé est comprise entre 140 et 180°C. Toutefois, cette ressource n’est, pour le
moment, pas exploitée.
35
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Partie VI: Surveillance de Santorin
Surveillance de la micro-sismicité
Il est bien connu que l’activité volcanique est étroitement liée à une activité sismique. Un réseau de sismographe a
été installé sur Santorin au milieu des années 1980 afin d’étudier les microséismes. Ce réseau formait globalement
un cercle centré sur les îles Kameni car les scientifiques pensaient que le plus grand nombre de séismes se
produisaient dans cette zone. Cependant, une part non négligeable des enregistrements avaient une source située au
Nord-Est de l’île de Thera. Ces séismes se sont produits à une profondeur d’environ 5km mais ils deviennent plus
superficiels autour du volcan Kolombos. Ils ont permis de mettre en évidence deux chambres magmatiques, l’une
dans la région des îles Kameni et l’autre sous le volcan Kolombos.
Les séismes enregistrés sont caractéristiques d’un édifice volcanique au repos.
Surveillance du champ géomagnétique
L’ascension du magma au sein l’écorce provoque d’infimes variations du champ magnétique terrestre. Ces
variations ont pour origine :
Des phénomènes thermiques (par transfert de chaleur dû à un contact direct entre magma et encaissant, ou
à l’activité fumerollienne et l’apparition de nouvelles fumerolles en surface). Alors la démagnétisation est
due à la différence de température, et/ou,
L’augmentation de la pression engendrée par l’ascension du magma
Afin d’étudier ces variations, 9 stations de mesure ont été installées à Santorin à la fin des années 80.
Entre 1987 et 1988, les mesures effectuées ont permis de mettre en évidence une démagnétisation du Nord de l’île,
liée à une possible augmentation du flux de chaleur. Cette augmentation du flux de chaleur pourrait être corrélée
avec l’existence du Mont Kolombos, le volcan sous-marin situé au Nord-Est de Santorin.
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38
Partie VII: Le risque volcanique à Santorin
Seuls trois volcans de l’arc Egéen sont considérés comme actifs (Kameno Vouno sur l’île de Methana, Nisyros et
Santorin). Toutefois, seul Santorin est considéré comme présentant des risques pour les habitants.
A Santorin, l’activité récente (post-minoenne) est située dans une zone large de 600m pour 4,5km de longueur avec
une direction N65°. Ceci est interprété comme une zone d’extension selon une direction Nord-Nord-Ouest / Sud-
Sud-Est créant des espaces dans lesquels des dykes peuvent se former.
La fréquence des éruptions récentes, leur durée ainsi que les caractéristiques et le volume des laves émises laissent
supposer qu’il existe un équilibre relatif entre la pression qu’exerce le magma sur les murs de la chambre
magmatique et la pression lithostatique. Ainsi, les perturbations de cet équilibre permettent au magma de monter
dans la croûte. Toutefois, ces perturbations sont temporaires et ne modifient pas de manière radicale les contraintes
existantes. Donc, l’équilibre est retrouvé après une courte période d’activité volcanique.
Peu de temps avant le début de l’éruption, une subsidence des côtes de Kameni est systématiquement observée.
Cette dernière se produit à proximité de la future activité volcanique. Ce phénomène serait dû aux contraintes
extensives qui existent dans cette zone. Celles-ci réduisent la pression lithostatique et permettent au magma de
s’insinuer dans les dykes ouverts.
Toutes les éruptions débutent par une extrusion calme (sans explosion) d’un magma visqueux. Donc les couches
supérieures du magma émis sont pauvres en volatiles. Ces volatiles se libèrent très progressivement durant la
montée du magma vers la surface. La forte viscosité du magma peut être attribuée à la fois à sa pauvreté en
volatiles et à sa baisse de température durant l’ascension.
L’activité explosive apparaît après la première phase d’ascension du magma pauvre en volatiles. Toutefois, aucune
interaction eau-magma n’a été observée dans les éruptions post-minoennes. Les seuls rôles joués par les eaux (de
mer ou météoriques) sont :
La création d’un panache blanc issu de l’évaporation de l’eau
Des explosions phréatiques. Ces explosions ont lieu en début d’éruption et créent un cratère dans lequel
apparaît ensuite le nouveau magma.
Ainsi, les différences dans l’intensivité explosive des différentes éruptions de Nea Kameni ne sont pas à chercher
dans une interaction eau-magma plus ou moins importante, ni dans des variations de composition chimique du
magma mais dans le débit du magma lors des éruptions. Par exemple, l’éruption de 1925 a été la plus violente de
toutes les éruptions post-minoennes. C’est aussi pour cette éruption que le débit de lave a été le plus important
(450 000 m3/jour). Ces différences de débit pourraient être expliquées par des forces extensives s’exerçant sur la
portion de croûte sur laquelle reposent les îles Kameni.
L’éruption de 726 présente toutefois quelques particularités : elle s’est déclenchée après une période de repos de
680 ans. En outre, le magma émis était plus acide (68,42%poids SiO2) que les autres produits intra-caldérique.
Ceci explique les phénomènes plus explosifs qui se sont produits lors de cette éruption.
Les produits volcaniques sont divisés en trois groupes :
1. le premier groupe contient les dômes et coulées de lave dacitique ainsi que les produits pyroclastiques qui
d’ordinaire recouvrent les laves dacitiques.
2. le second groupe contient toutes les formations pyroclastiques acides issues d’épisodes explosifs
magmatiques ou phréatomagmatiques.
3. le dernier contient les produits basiques. Ici, deux sous groupes peuvent être distingués :
a. les coulées andésitiques et cônes associés
b. les produits pyroclastiques basiques. Ces produits ont les mêmes caractéristiques destructives que
les produits du second groupe
Les observations ci-dessus permettent de formuler une hypothèse sur l’état actuel de l’activité volcanique de
Santorin et sa probable future évolution. Ainsi, le système est actuellement dans une phase produisant des laves
dacitiques visqueuses. A la fin de cette phase, l’activité volcanique marquera une pause qui sera suivie par une
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éruption paroxysmale qui déposera des pyroclastes acides (rhyodacitiques à rhyolitiques). Toutefois, il n’y a
actuellement aucune donnée fiable permettant d’estimer la durée de la période de repos.
Dans le cas d’une future éruption catastrophique, la localisation la plus probable de l’évent serait la zone
caldeirique. En conséquence, les murs de la caldeira joueraient un grand rôle dans la distribution des produits
pyroclastiques ainsi que dans la répartition des nuées ardentes. Toutefois, les dépôts issus de cette éruption
couvriraient toute l’île de Santorin. Cependant, la probabilité qu’une telle éruption se produise à court terme est
jugée très faible.
Dans le cas d’une activité effusive intracaldeirique, les risques sont nuls, cette zone étant inhabitée. Toutefois, les
éruptions en elles-mêmes ne sont pas les seuls risques à prendre en compte : les tsunamis engendrés par un séisme
ou une instabilité de flancs pourraient faire de gros dégâts sur les côtes entre Vlyhada et Perissa d’une part, et entre
Kamari et Monolithos d’autre part en raison de la forme des côtes à ces endroits. En outre, les gaz volcaniques
peuvent présenter un danger sur l’ensemble de l’archipel en fonction de la direction des vents dominants lors de
leur émission.
Les zones de risques liées aux gaz, aux retombées de cendres et aux pluies acides couvrent la totalité de l’île de
Thera. La configuration de ces zones est en partie contrôlée par la direction des vents prévalant au moment de
l’éruption. Prenant ce point en considération, les mêmes zones pour une future éruption de Kolombos ont été
définies avec un vent dominant de Nord-Est. Les dangers liés aux gaz sont bien entendu plus importants que ceux
liés aux autres phénomènes. Les gaz de l’éruption de 1650 ont ainsi causé la mort de 50 personnes et de plus de
1000 animaux sur Thera. De ce point de vue, les éruptions intracaldeirique suivantes ont été moins dangereuses,
causant uniquement des problèmes respiratoires et ophtalmologiques aux habitants de Santorin.
Les prévisions possibles Les possibilités de prévoir un évènement soudain tel que l’ouverture d »une faille tectonique qui pourrait engendrer
une éruption catastrophique sont proches de zéro. En effet, un évènement tectonique soudain ne laisse pas
suffisamment de temps pour évaluer des changements dans les différents paramètres surveillés (température et
composition des eaux thermales, microséismes, gravimétrie, …).
Par contre, les chances de prévoir une reprise de l’activité volcanique due à un mouvement de magma sont plus
importantes. Ces mouvements provoqueraient en effet des modifications des paramètres mesurés.
Conclusion Le modèle le plus vraisemblable pour le stockage du magma sous l’île de Santorin semble être celui basé sur la
présence d’une série de petit corps magmatique dans la croûte supérieure. Ces réservoirs sont alignés selon une
direction Est-Nord-Est – Ouest-Sud-Ouest compatible avec les contraintes tectoniques régionales.
L'ascension calme et lente du magma dacitique durant les premiers stades de l'éruption est due à la fuite de
substances volatiles du magma et de sa diminution de température.
L’activité explosive ne commence à apparaître qu’après la première phase d'ascension, lorsque la couche
supérieure du magma pauvre en volatiles est venue à la surface. Les différences dans l'explosivité sont dues à des
variations dans la vitesse d’ascension du magma. Ces variations sont provoquées par des contraintes de traction
plus ou moins élevé.
Le rôle des eaux de mer et météoriques dans l'activité éruptive se limite à provoquer l'activité explosive en créant
des explosions phréatiques.
Le modèle schématique de l'activité pré-minoenne du complexe volcanique de Santorin, dont trois différents cycles
récurrents de l'activité, ne permettent pas la prévision de l'évolution la plus probable de l'activité volcanique
contemporaine en raison des différences entre le comportement de la pré-minoenne et post-minoenne activité.
Compte tenu de tous les scénarios possibles d'évolution volcanique, il est conclu que:
La cessation de l'activité volcanique est improbable. Il est plus probable de s'attendre à des éruptions ayant
les mêmes caractéristiques que ceux de l'activité post-minoenne.
La probabilité de la survenue d'une éruption catastrophique de l'avenir immédiat est très faible.
La probabilité d'une activité volcanique alimentée par des magmas basique est élevée.
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41
Santorini Volcano 20th Century Eruptions
http://www.santonet.gr/santorinivolcano/volcaniceruptions.htm (dernière visite le 4 mai 2010)
Institute for the Study and Monitoring of the Santorini Volcano (ISMOSAV)
http://ismosav.santorini.net (dernière visite le 27 mai 2010)
Thera Expedition :
http://www.uri.edu/endeavor/thera/index.html (dernière visite le 09 juillet 2010)
Ocean Explorer – NOAA
http://oceanexplorer.noaa.gov/explorations/06blacksea/background/plan/media/slideshow/html_slideshow
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Annexe 1 : carte géologique de l’archipel de Santorin
43
Annexe 2 : Carte volcanologique de Palea et Nea Kameni
44
Annexe 3: Schéma structural de Santorin (d’après Heiken and McCoy 1984)
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Remerciements
Je tiens à remercier particulièrement Jacques-Marie Bardintzeff pour la rédaction de la préface et ses
commentaires et encouragements lors de la rédaction de cet ouvrage.
Toutes les photos ont été faites lors d’un voyage à Santorin réalisé en avril 2010 avec toute ma famille.
Qu’il soit tous remercier pour la patience et le courage dont ils ont fait preuve lors de mes longues
observations volcanologiques et de nos randonnées.
Eric Reiter
Table des figures
Sauf mention contraire dans les légendes, toutes les illustrations et photos sont de Eric Reiter
Figure 1: Cartes de Santorin ........................................................................................................................ 8
Figure 2: Schéma structural de l’arc volcanique Egéen ............................................................................... 9 Figure 3: Le socle pré-volcanique vu depuis les ruines antiques de Thera ................................................ 10
Figure 4: Les couches de dépôts volcaniques permettent de reconstituer l'histoire de Santorin ................ 10 Figure 5: Cône de Red Beach ..................................................................................................................... 12 Figure 6: Cape Skaros au premier plan ....................................................................................................... 13
Figure 7: les îÎes Kameni ............................................................................................................................ 14 Figure 8: Morphologie des Îles Kameni au début du XVIIIème siècle ..................................................... 14
Figure 9: Les Îles Kameni après l'éruption de 1925 et position du dôme Daphne .................................... 15 Figure 10: Le dôme Daphne ....................................................................................................................... 15
Figure 11: L'éruption de 1939 ..................................................................................................................... 16 Figure 12: Les Îles Kameni après l'éruption de 1939 ................................................................................. 17
Figure 13: Les Îles Kameni après l'éruption de 1950 ................................................................................. 17 Figure 14: Dispersion des cendres de l’éruption minoenne ........................................................................ 19 Figure 15: Vue sur la plaine côtière à l’Est de Thera. Cette partie de l’île a été créée par les dépôts de
coulées pyroclastiques issues de l’éruption minoenne................................................................................ 20 Figure 16: Event hydrothermal dans le cratère du volcan Kolombo .......................................................... 26
Figure 17: Coupe schématique de Santorin montrant l'emplacement de la chambre magmatique ............ 28 Figure 18: Dépôts fumerolliens sur l’île de Nea Kameni ........................................................................... 30 Figure 19: Aiguilles de soufre sur l’île de Nea Kameni ............................................................................. 30
Figure 20: Site des sources hydrothermales de Palea Kameni ................................................................... 31
Figure 21: Données chimiques des sources chaudes de Santorin ............................................................... 31
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Éric Reiter a décidé de revisiter cette éruption de référence. Il nous parle des signaux précurseurs, détaille les phases éruptives, présente la géochimie du magma et envisage la prévision des risques futurs. Suivons-le dans sa palpitante enquête géologique, pleine de rebondissements !
Jacques-Marie Bardintzeff