EVOLUTION GEOLOGIQUE DE L’ILE DE TAHITI-NUI (POLYNESIE FRANCAISE): DE LA CONSTRUCTION VOLCANIQUE A L'EROSION TARDIVE
Mené au sein des laboratoires de Géochronologie et d’Hydrologie et de Géochimie isotopique dans la cadre de la thèse d'Anthony Hildenbrand, ce travail repose sur la réalisation d’une carte géologique au 1/100 000 de l’île volcanique principale de Tahiti-Nui (Polynésie Française). Il porte plus particulièrement sur l’évolution récente du complexe éruptif, tant dans sa phase de construction volcanique, qu’au cours de son érosion. L’étude se situe à l’interface entre plusieurs disciplines des sciences de la Terre (volcanologie, géochimie, géomorphologie quantitative, hydrologie). Elle comprend :
1) Une analyse géologique et géomorphologique à terre et en mer, qui, alliée à de nouvelles datations K/Ar sur mésostase volcanique et à de nouvelles analyses géochimiques sur roche totale, permet de reconstruire la dynamique d’édification du complexe éruptif ainsi que l’évolution géochimique des magmas au cours du temps.
2) Un travail sur l’érosion globale de la structure volcanique. Les caractères morphologiques actuels de 25 vallées sont comparés à l’aide des données numériques de terrain. Puis une reconstruction de la morphologie ante-erosion des édifices est réalisée, conduisant à une estimation des volumes érodés. La prise en compte des nombreuses données géochronologiques permet alors de calculer des taux d’érosion globaux et discuter le rôle des discontinuités géologiques sur le développement et la dynamique du démantèlement.
3) Un travail de géochimie sur des eaux actuelles de la partie Nord (eaux de rivières, eaux de sources et eaux de pluies). L'étude des isotopes stables (18O, 2H) de la molécule d’eau apporte des contraintes fortes sur les zones d’infiltration et de circulations préférentielles dans la structure volcanique, en lien avec les discontinuités géologiques majeures.
GEOLOGIE DE L'ILE DE TAHITI-NUI
Tahiti est située à l'extrémité sud-est de l'alignement volcanique de la Société (Polynésie française), en accord avec le déplacement vers le NW de la Plaque Pacifique au-dessus d'un point chaud durant les derniers millions d'années. La zone active du point chaud de la Société est localisée à environ 50 km au SE de l’île. Elle se marque par des crises volcano-sismiques récentes liées à la croissance de monts sous-marins.
Avec une surface totale de 1042 km2, Tahiti représente à elle seule le quart des terres émergées de la Polynésie Française. L’île doit sa physionomie particulière à la juxtaposition de deux systèmes éruptifs distincts, définissant l’île principale de Tahiti-Nui au NW et la presqu’île de Taiarapu, encore dénommée « Tahiti-Iti » au SE. Ces deux ensembles sont reliés par l’isthme de Taravao, qui pourrait résulter de l’activité d’un volcan autonome (Léotot, 1988 ; Léotot et al., 1990). L’île haute de Tahiti-Nui, de forme approximativement circulaire, culmine à 2241 m (massif de l’Orohena).
Les principaux sommets sont répartis selon des crêtes E-W avec, au Nord l’ensemble Marau- Aorai - Pito-Iti - Orohena, et au Sud, l’alignement Mahutaa - Mouateau - Tetufera - Urufa. Entre ces murailles topographiques, une zone déprimée d’orientation N100 draine l’essentiel des produits érodés à travers les vallées de Punaruu, Papeihia, et le bassin central de la Maroto, qui s’ouvre vers le Nord par la vallée de la Papenoo.
L’ensemble de l’île est cerné par une barrière récifale corallienne, bien développée sur les côtes Sud et Ouest mais restreinte et discontinue sur les côtes Nord et Est.
Principales unites géologiques de Tahiti-Nui
L'évolution aérienne de Tahiti-Nui débute par la construction d'un volcan-bouclier primitif, dont les pentes externes sont préservées dans les secteurs NW, NE, SW et SE. Il se compose d’un empilement régulier de coulées aa peu épaisses. Dans la partie supérieure de l’empilement, la plupart des venues, d’épaisseur infra-métrique, se prolongent jusqu’à la mer, marquant le caractère peu visqueux des laves, dont la composition est principalement basaltique.
Dès les premiers stades d’édification, les magmas ont été émis le long d’une rift-zone principale E-W à N110, marquée par l'existence de centaines de dykes observables dans les parties internes des vallées de la Punaruu, de la haute Papenoo, et de la Papeihia. La pression des magmas injectés le long de la rift-zone a induit une importante dilatation de l'édifice, conduisant à la déstabilisation de ses flancs Nord et Sud par grands glissements de terrain. Les dépôts d'avalanche de débris associés aux glissements Nord (Hildenbrand, 2002 ; Hildenbrand et al., sous presse) et Sud (Clouard et al., 2001) constituent des unités chaotiques affleurant sur les pentes sous-marines de Tahiti-Nui.
L’activité post-glissement s’est tout d'abord concentré dans la dépression Nord, construisant un second volcan-bouclier. L’emboîtement des deux volcans se traduit par un contraste morphologique entre la surface douce des pentes externes du volcan primitif (planèzes) et les pentes plus prononcées du remplissage (12-15°). Au niveau de la mer, cette limite se marque par une rupture dans la géométrie de la barrière récifale, qui montre deux points d’inflection dans le prolongement des exutoires des rivières Tipaerui et Onoheha.
La base du second volcan est constituée par un ensemble de coulées épaisses, vacuolaires, parfois complètement auto-bréchifiées, attestant un dégazage intense consécutif au glissement.
Cette unité de base est recouverte par un ensemble de coulées pahoehoe, le plus souvent porphyriques, connues localement sous le nom de "lava-tube". On les retrouve principalement à la périphérie de la structure volcanique, mais certaines d'entre elles sont observées dans les parties internes des vallées majeures, où elles affleurent fréquemment en inversion de relief. Les épanchements émis par le second volcan-bouclier ont donc rapidement débordé de la dépression Nord, recouvrant les pentes préservées du volcan-bouclier primitif, et remplissant localement des vallées déjà creusées. Des coulées similaires sont observées sur toute la largeur du flanc Sud de Tahiti-Nui. Elles y constituent une surface morphologique emboitée traduisant un comblement massif de la dépression Sud par les épanchements tardifs.
La fin de l’activité du second volcan-bouclier est marquée par l’existence d’une épaisse formation volcanique de type ignimbrite constituant la partie supérieure du mont Orohena.
Les produits pyroclastiques associés, inatteignables dans la paroi, ont été échantillonnés au pied du massif, dans le fond de la haute vallée de la Vaitamanu. Ces roches sont vésiculaires et différenciées. De nombreuses billes de magma plus basique sont dispersées dans la mésostase évoluée de l’ignimbrite, trahissant un mélange incomplet entre deux magmas d’indice de différenciation très contrastés.
Suite à la phase de construction majeure de Tahiti-Nui, une activité post-érosionelle a donné lieu à l’épanchement tardif d’épaisses coulées basanitiques. Ces coulées, à débit en orgues, affleurent en contrebas des épontes principales des grandes vallées de la Tuauru et de la Papenoo. Elles se distinguent de l’empilement régulier des parois adjacentes par leur épaisseur décamétrique, qui leur confère un aspect imposant. Le réseau hydrographique moderne s’est développé de part et d’autre, les réincisant partiellement.
L’évolution récente du complexe éruptif de Tahiti-Nui est profondément marquée par une érosion intense sous l’effet du climat tropical très humide. Cette dégradation a produit des dépôts bréchiques d’origine torrentielle, partiellement fossilisés dans la plupart des grandes vallées de l’île.
Trois principaux types sont reconnus: (1) des formations bréchiques épaisses formant des plateaux dans les parties internes des vallées majeures, notamment le plateau de Tamanu (vallée de Punaruu, photos a et b) et le plateau Viriviriterai (vallée de Papeihia). Ces formations sont interstratifiées avec des coulées volcaniques et sont intrudées de nombreux dykes de la rift-zone principale, indiquant que l’érosion de Tahiti-Nui s’est en partie produite durant la phase de construction volcanique. (2) des formations bréchiques d’extension géographique plus limitée, formant des crêtes acérées (photos c à f). Ces depôts recouvrent la plupart des unités volcaniques, notamment les coulées terminales du second-volcan. Elles résultent donc d’une erosion tardive, mais suffisamment ancienne pour avoir été déchaussées par la dissection ultérieure. (3) des dépôts torrentiels modernes en cours de cimentation (photos g et h) jalonnent le fond actuel des principales vallées.
L’activité du volcan-bouclier primitif est datée entre 1,37 ± 0,02 Ma et 0,87 ± 0,02 Ma. Les âges les plus vieux sont obtenus sur les laves échantillonnées dans les parties internes des vallées de Punaruu et Papeihia, à une distance de la côte proche de 5 km. Les âges les plus jeunes sont mesurés sur des coulées prélevées au niveau de la côte, du fait du pendage externe de l’empilement volcanique. Des âges cohérents sont obtenus sur les échantillons prélevés en position intermédiaire.
Les coulées de base du second volcan, échantillonnées dans le fond des vallées de la partie Nord (Fautaua, Vaitamanu), livrent un âge moyen de 0,85 ± 0,01 Ma. Le glissement Nord est donc parfaitement contraint dans le temps, entre 0,87 ± 0,02 Ma et 0,85 ± 0,01 Ma, évacuant toute possibilité d’interruption entre les deux phases de construction volcanique majeure.
Les âges obtenus sur les coulées supérieures du second volcan montrent que la dépression Nord a été comblée en moins de 100 kyr. Les coulées débordant de la crète arrière de la dépression ont nappé les pentes du volcan primitif et rempli des vallées existantes entre 0.75 Ma et 0.55 Ma. La dépression Sud a finalement été massivement remplie entre 0,65 Ma et 0.55 Ma.
L’épisode ignimbritique différencié est daté à 502±7 ka, à la fois sur mésostase et sur feldspaths alcalins. Une activité basaltique résiduelle a néanmoins perduré pendant environ 50 kyr après cet épisode explosif majeur. Elle s’est notamment concentrée le long des parois latérales de la dépression Nord, qui ont agi comme des drains préférentiels alimentant une activité strombolienne parasitique jusqu’à il y a environ 450 ka.
Les coulées post-erosionelles tardives sont datées à environ 200 ka, indiquant une phase de quiescence volcanique apparente de 250 kyr.
Bien que l’île soit allongée selon la direction de la rift-zone principale (E-W), les secteurs de planèzes NW, NE, SW et SE indiquent une forme raisonnablement conique pour le volcan bouclier primitif. L’extrapolation vers l’intérieur des pentes structurales des secteurs de planèzes conduit à la reconstruction d’un centre éruptif coïncidant avec le centre actuel de Tahiti-Nui, et dont l’altitude est estimée à 3250 m. Un volume aérien d’environ 1000 km3 est ainsi calculé informatiquement.
Pour le second volcan, une reconstruction similaire est réalisée, basée sur l’extrapolation des pentes externes des remplissages Nord et Sud d’une part, et sur la prise en compte du recouvrement du secteur NE d’autre part. Le centre éruptif ainsi obtenu est localisé 2 km plus au Nord, et son altitude est estimée à environ 2900 m.
La géométrie de la dépression liée au glissement Nord est reconstruite en prenant en compte sa trace à terre, ainsi que l’imagerie de la partie sous-marine du flanc Nord de Tahiti-Nui. Elle est décrite par un profil listrique, sub-vertical au niveau de la rift-zone principale et devenant relativement plat au niveau de la côte Nord. Deux profils extrêmes sont considérés, permettant d’estimer le volume glissé entre 400 km3 et 450 km3.
Le volume aérien total du second volcan est estimé à 450 km3 (hormis le volume des coulées de vallées, somme toute négligeable). Les 2/3 de ce volume représentent la base du volcan, qui a rempli l’essentiel de la dépression Nord en moins de 100 kyr, jusqu’à des altitudes proches de 1500 m. Un volume supplémentaire d’environ 150 km3 est calculé pour la partie sous-marine. Soit un total d’environ 500 km3 construit en moins de 100 kyr. Le volume émis durant l’activité terminale du second volcan (0,75Ma-0,45 Ma) est estimé à environ 150 km3.
L’estimation des taux éruptifs moyens pour les principales phases d’édification de Tahiti-Nui apporte des informations majeures (Hildenbrand et al., 2004):
(1) La phase de construction aérienne initiale s’est effectué à un taux moyen d’au moins un ordre de grandeur inférieur aux taux éruptifs classiquement estimés pour les îles d’Hawaii sur la période historique. Ceci peut en partie s’expliquer par la large fenêtre temporelle ici envisagée, ayant pour effet possible de moyenner phases éruptives et périodes de repos. L’absence d’interruption volcanique apparente (paléosols, discontinuités érosives) suggère néanmoins que le taux obtenu (2km3/kyr) est significatif. La dynamique d’édification aérienne précoce de Tahiti-Nui est donc moins robuste qu’à Hawaii.
(2) La réponse éruptive du système volcanique de Tahiti-Nui au grand glissement Nord s’est traduite par une accélération soudaine de la productivité magmatique, probablement en lien avec la décompression associée à la décharge quasi instantanée de plusieurs centaines de km3 de matériaux. Ce processus explique vraisemblablement pourquoi la construction post-glissement s’est immédiatement concentrée au Nord, c’est-à-dire a contrario de la migration volcanique attendue (la plaque migre vers le NW).
(3) L’activité ultérieure (0,75 Ma – 0,45 Ma) a nettement décliné (0,5 km3/kyr) sur Tahiti-Nui, probablement en lien avec (1) l’effet du poids du second bouclier contrariant l’ascension des magmas vers la surface, et (2) un transfert de l’alimentation magmatique majeure vers le SE (Tahiti-Iti, et zone active du point-chaud).
Les laves du volcan-bouclier primitif ont une composition homogène. Il s’agit de basaltes alcalins faiblement sous-saturés en silice. Les coulées du second-volcan se marquent en revanche par (1) leur caractère alcalin fortement sous-saturé en silice (série basanitique), et (2) une plus grande variabilité de compositions associée à l’avènement de produits différénciés (Hildenbrand et al., 2004).
L’ignimbrite, notamment, est une tephro-phonolite. Elle présente des similitudes de composition avec des roches grenues exhumées par l’érosion dans le centre de l’île. L’éruption violemment explosive semble donc avoir été déclenchée par l’injection de magma basique dans un réservoir superficiel en cours de différenciation, il y a environ 500 ka (Hildenbrand et Gillot, CR Geosciences, accepté). L’apport de magma basique chaud a engendré l’ex-solution soudaine de fluides dissous dans le liquide différencié et dans des minéraux hydroxylés, ce qui se marque par l’abondance d’amphiboles déstabilisées dans la mésostase évoluée de l’ignimbrite.
L’évolution temporelle de la teneur en silice dans les laves de Tahiti-Nui montre une tendance nette à la sous-saturation. Les termes différenciés sont émis à partir de 750 ka, c’est à dire suite à la phase de construction rapide du second volcan. L’individualisation d’un réservoir superficiel semble donc favorisée par (1) l’existence de la discontinuité mécanique du glissement séparant les deux systèmes volcaniques emboîtés, et (2) la charge du second volcan contrariant l’ascension des magmas en surface, et favorisant leur stockage intermittent.
Le rapport (La/Sm) dans les laves basiques de Tahiti-Nui (DI < 35) montre d’abord une augmentation lors de la phase de construction du volcan-bouclier primitif. Cette évolution n’est pas directement interprétable en termes de changement de composition de la source, puisque les rapports isotopiques du Strontium et du Néodyme demeurent sensiblement constants, indiquant une composante enrichie, probablement de type EMII. L’évolution constatée plaide plutôt en faveur d’une diminution du taux de fusion partielle du manteau, en accord avec l’augmentation de la sous-saturation en silice. Les laves émises juste après le glissement Nord, en revanche, se caractérisent par une chute brutale du rapport (La/Sm), associée à un saut des rapports isotopiques vers des valeurs plus “radiogéniques”. Cette soudaine variation est interprétée comme la conséquence immédiate de la décompression engendrée par le glissement N, qui aurait induit une brève augmentation du degré de fusion partielle associée à une réorganisation de la zone de production des magmas. Les laves émises durant l’évolution tardive du second volcan (0,75 Ma-0,45 Ma) sont de moins en moins radiogéniques, indiquant une diminution progressive de l’influence du panache mantellique. La phase post-érosionelle fortement sous-saturée résulte d’un faible taux de fusion partielle du manteau supérieur.
EROSION DE LA STRUCTURE VOLCANIQUE DE TAHITI-NUI
(A.Hildenbrand, P.Y. Gillot, C. Marlin)
L’île de Tahiti est soumise à un regime d’alizés dominant d’Est en Ouest. Les masses d’air tropical chaud et humide viennent butter sur les reliefs volcaniques, donnant lieu à des pluies extrêmement abondantes. A l’échelle annuelle, la côte Est de Tahiti-Nui est en moyenne deux à trois fois plus arrosée que la côte Ouest. Malgré de probables changements de température et d’humidité durant le dernier Million d’années, des contrastes pluviométriques similaires à l’actuel semblent raisonnables au premier ordre pour l’ensemble de l’histoire érosive, du fait de la persistance de la force de Coriolis. La distribution et la taille des principales vallées ne sont pas directement corrélées à la pluviosité différentielle.
Les bassins versants développés à la faveur du bouclier primitif présentent une disposition globalement radiaire, à l’exception des vallées bordant les épontes des glissements Nord et Sud (vallées de Tipaerui, de Tahaute, et de Papeiti/Temarua).
Les vallées entaillant les flancs du second volcan, en revanche, ont quasiment toutes un allongement N150 à N-S, correspondant aux directions d’épanchement preferentiel des laves ayant rempli les dépressions Nord et Sud.
La forme des vallées est appréhendée par l’utilisation de critères morphologiques couramment utilisés en géomorphologie des bassins sédimentaires (Llamas, 1993). Le facteur de forme est défini comme le rapport entre la surface d’une vallée et le carré de sa longueur maximale (Llamas, 1993). Le coefficient de compacité, quant à lui, exprime l’écart d’un bassin versant par rapport à un cercle de même superficie.
Les zones correspondant aux remplissages nord et sud présentent des caractères morphologiques tout à fait similaires. Les vallées se caractérisent par un facteur de forme relativement faible, de valeur généralement inférieure à 0,15. Les coefficients de compacité associés sont à l’inverse assez élevés. Ces bassins sont donc à la fois les plus allongés et les plus compacts.
Contrairement, les vallées entaillant le bouclier-primitif ont des facteurs de forme plus élevés traduisant un allongement moins bien défini à surface égale. Les valeurs sont assez variées d’une vallée à l’autre, indiquant une plus grande hétérogénéité morphologique. Les coefficients de compacité sont relativement faibles et proches les uns des autres. Il n’existe pas de variation significative entre le secteur est au vent et le secteur ouest sous le vent.
La « profondeur » des vallées est ici définie comme le rapport entre le carré de leur altitude maximale et leur surface.
Les vallées des secteurs Nord et Sud se distinguent par des profondeurs élevées, en lien avec l’extension géographique du second volcan-bouclier, dont les reliquats constituent les points culminants de Tahiti-Nui. Les bassins de la Papenoo et de la Taharuu, néanmoins, se singularisent nettement par leur faible profondeur, du fait de leur grande surface. Ces bassins particuliers, qui entaillent à la fois le bouclier primitif et le second volcan, présentent un important développement vers l’intérieur de la structure, jusqu’à la rift-zone principale.
Les vallées développées sur les pentes externes du volcan bouclier primitif ont des profondeurs variables, mais généralement faibles, notamment côté Est, traduisant un degré de maturité plus avancé, en lien avec l’exposition aux pluies dominantes.
Plus généralement, pour chacune des unités volcano-structurales, les vallées développées au niveau des rift-zone (identifiées par des circles noirs) présentent des valeurs particulièrement basses, traduisant une surface plus importante à dénivelé comparable. Ce constat suggère un effet structural des dykes sur l’ouverture des bassins.
Dynamique érosive sur le dernier Million d’années
Pour chaque basin versant, la surface volcanique originale reconstruite est comparée à la topographie actuelle (MNT), conduisant à l’estimation informatique du volume total erodé. L’âge des coulées les plus jeunes incisées fournit une durée maximale de creusement, permettant d’établir des taux d’érosion minimum pour la partie récente de l’histoire érosive.
Les taux les plus bas (< 10-2 .km3/kyr) concernent des vallées distribuées tout autour de l’île, indépendament des contrastes climatiques. Ces bassins incisent principalement les empilements volcaniques dépourvus de discontinuités géologiques majeures.
Les vallées du remplissage Sud présentent des taux remarquablement proches (environ 2.10-2 .km3/kyr), probablement en lien avec la constance du pendage des coulées vers le Sud. Le taux relativement élevé pour la vallée de Tuauru, située en position médiane du remplissage Nord, indique également une érosion efficace, vraisemblablement guidée par la ligne de plus grande pente.
Les secteurs à concentrations de dykes et les vallées développées près du contact entre les deux systèmes volcaniques emboîtés se caractérisent par des taux d’érosion généralement supérieurs à 2. 10-2 km3/kyr. Les valeurs les plus élevées sont obtenues pour les vallées de la Papenoo, de la Punaruu, de la Taharuu, et de la Papeihia, développées au niveau de la rift-zone principale. Le creusement s’est donc concentré le long de cette discontinuité structurale majeure, où les dykes définissent un prédécoupage de la structure volcanique. L’ouverture rapide de ces bassins a été probablement contrôlée par des déstabilisations récurrentes sous formes d’éboulements et de petits glissements de terrain déclenchés le long des surfaces de dykes.
Comment expliquer le taux d’érosion extrêmement élevé obtenu pour la vallée de la Papenoo?
L’alternance de brèches torrentielles anciennes et de coulées volcaniques dans les parties internes des vallées de Punaruu et Papeihia (plateaux Tamanu et Viriviriterai) indique (1) un développement précoce de la dissection le long de la rift-zone, et (2) une communication de ces vallées avec le centre de l’île. Les produits d’érosion du second volcan ont donc été tout d’abord drainés vers l’Est et vers l’Ouest, respectivement.
Le taux d’érosion obtenu pour la Papenoo sur les derniers 500 kyr est néanmoins trois fois supérieur à celui obtenu pour les autres vallées majeures, notamment la vallée de la Papeihia, en malgré l’exposition de cette dernière aux pluies dominantes. La dissection principale de la structure volcanique a donc été soudainement concentrée vers le Nord. Cette réorganisation majeure résulte probablement (1) du comblement préalable des vallées de Punaruu et Papeihia empêchant les circulations d’eau vers l’Est et vers l’Ouest, et (2) de l’influence structurale de la discontinuité du glissement Nord, le long de laquelle la dissection verticale est devenue prédominante. La partie basse de la rivière Papenoo s’est développée en conséquence selon un axe N-S et a progressé vers l’intérieur par érosion régressive.
Il y 200 ka, la partie basse de la vallée a été comblée par des coulées post-érosionnelles.
Ces coulées, agissant comme un verrou morphologique, ont canalisé le cheminement des eaux au contact avec l’encaissant, induisant un surcreusement de la partie amont par érosion régressive, comme observé dans le cas d’autres îles océaniques comme, par exemple, La Palma aux Canaries. Dans le cas de Tahiti-nui, les dykes de la partie centrale de la rift-zone ont probablement contrôlé l’ouverture du cirque de la Maroto, ce qui se marque par l’élongation du cirque lui-même et la direction E-W des ruisseaux le drainant actuellement. Le centre éruptif du second volcan a été complètement érodé, conduisant à l’exhumation partielle de roches grenues du reservoir magmatique superficiel.
