MONTAGNES ÉRUPTIVES

PAR

A. STUBEL Traduit de l'allemand par W. PRINZ et C. VAN DE WIELE

BRUXELLES H AYEZ, LMPRIMEUR DES ACADÉMIES ROYALES DE BELGIQUE

112, rue de Louvain, 112

NOTE DU SECRETARIAT

Notre regretté confrère W. Prinz, professeur à TUniversité de Bruxelles, avait depuis plusieurs années obtenu d^Alphonse Stiibel Tautorisation de traduire son ouvrage : Sur la diversité génétique des montagnes éruptives. L'éminent vulcanologue avait de plus facilité la publication de ce mémoire par notre Société, en nous offrant, en içoS, la belle planche qui Taccompagne et les nombreux cuivres des figures documentaires du texte.

Diverses circonstances ont néanmoins, retardé la mise en œuvre des matériaux qui nous étaient si généreusement fournis; la traduction de W. Prinz a été trouvée inachevée dans ses dossiers. Nous pensons rendre à Stiibel et Prinz l'hommage scientifique qui leur eût été le plus agréable, et honorer leur mémoire par l'achèvement de cette traduction. M. le D' Van de Wiele a bien voulu se charger de ce soin.

SUR LA

DIVERSITÉ GÉNÉTIQUE

DES

MONTAGNES ERUPTIVES

PAR

A. STUBEL

Traduit de Tallemand par W. PRINZ et C. VAN DE WIELE

L'hypothèse des cratères de soulèvement dans le sens de Lëopold von Buch est depuis longtemps abandonnée. Par contre on s'est demande plus récemment si Tactivilé des centres éruptifs, qui construit les montagnes volcaniques, suivait une marche toujours uniforme.

A cet effet, la vulcanologie doit avant tout chercher à résoudre cette question : l'activité de nos volcans, telle qu'elle se présente à la recherche scientifique, est-elle permanente; c'est-à-dire s'esl-elle manifestée toujours à des endroits déterminés de la surface terrestre, et persistera-t-elle en ces lieux pour un temps incalculable, ou bien cette activité n'a-t-elle commencé qu'à une époque relativement récente, et devra-t-elle s'acheminer vers une fin qu'elle atteindra tôt ou tard, et, de toute façon, en un temps qu'on puisse estimer?

La réponse à cette question évidemment fondamentale, nous parait s'indiquer plus ou moins nettement dans les différentes régions volcaniques de la Terre, lorsqu'on étudie les données que ces créations éruptives nous fournissent. Car sur au moins cent de nos volcans (volcans éteints), peut-être même sur cinq cents d'entre eux — selon la définition accordée au mot a volcan » — il n'y en a qu*un seulement qui soit encore « actif ». Ce fait indiscutable nous permet de conclure avec certitude, que nos volcans actuels subiront le sort qui a frappé la grande

majorité de ceux qui se sont déjà « ëreints » par épuisement de leurs centres éruptifs.

Gomme l'activité volcanique se montre intermittente, et que cette intermittence offre des pauses d'une durée très longue pouvant embrasser des milliers d'années, on aurait évidemment à se demander -si l'on est en droit de parler de volcans éteints. Or l'existence de ces derniers est établie clairement par le groupement des édifices volcaniques, tels que nous les observons dans maintes grandes régions éruptives. Dans d'innombrables cas les forces volcaniques ont préféré ouvrir à leurs laves un tout nouveau canal inexistant jusque-là, au lieu de passer par un conduit à cratère déjà utilisé antérieurement. Ainsi, un volcan naquit à côté d'un autre. En même temps se montre en évidence le rôle accessoire de ces montagnes, percées d'un semblable puits à cratère, et paraissant appelées à servir pour toujours de bouche éruptive, alors que nous voyons que ce n'est pas le cas.

Une deuxième question importante se rattache à ce qui précède : toutes les montagnes volcaniques furent-elles constituées grâce aux matériaux amenés à l'extérieur par des éruptions consécutives, séparées par des pauses plus ou moins longues, ou bien y a-t-il aussi de ces montagnes qui ont été construites par une seule éruption très puissante, sans avoir passé ensuite à un mode d'activité comparable à celui de nos volcans actuels ?

Dans la réponse à ces deux questions, il y a des arguments extrêmement importants qui nous permettront d'apprécier exactement le mode d'action des forces volcaniques et le siège de leur activité.

Si tous les volcans actuels, sans exception, s'étaient formés par des éruptions intermittentes se continuant pendant un temps incalculable, et si, dans la limite des prévisions humaines, ils étaient appelés à conserver ce mode d'activité dans les temps futurs, nous serions à bon droit fondés à conclure aussi à la continuation régulière de cette activité dans l'intérieur du globe, là où elle a sa source. Nos études vulcanologiques devraient dès lors se borner à enregistrer les éruptions suivant la date et la durée, en tenant compte aussi de la quantité et de la nature des produits rejetés lors de chaque paroxysme en concomitance avec les divers phénomènes accessoires. £t en fait, c'est à cette énumération qu'on s'est surtout borné jusque maintenant.

Les choses se présenteraient tout autrement s'il était possible de démontrer qu'il y a des montagnes volcaniques qui sont nées en une fois, et dont les centres éruptifs s'éteignirent ensuite pour toujours, ou tout au moins n'eurent plus qu'une, peut-être deux ou trois petites éruptions ultérieures, sans donner naissance à un volcan actif permanent. Si la démonstration est possible, il devient fort probable que nous avons affaire, non à un grand foyer inépuisable^ mais au contraire à un grand nombre de petites masses rapidement épuisées. La preuve de la seconde hypothèse se laisse déduire en partie des points de vue généraux et directement, en outre, de la forme et de la constitution tectonique des édifices volcaniques.

Une fois la conception et l'existence des volcans monogênes établies, il ne s'agit

plus que de fixer leur nombre par rapport à celui des montagnes, qui semblent uniquement formées par accumulations successives.

Toutes les créations volcaniques de la surface terrestre actuelle, aussi bien les multiples volcans éteints que le petit nombre de ceux dont l'édification n'est pas encore achevée, reposent, comme on sait, à de rares exceptions près, sur des couches sédimentaires récentes, et dans les cas contraires, que leur base soit constituée par des couches sédimentaires anciennes ou même par des roches cristallines, on peut toujours fournir la preuve qu'elles doivent être d'âge relativement récent. Le dépôt des sédiments sur lesquels les volcans sont établis parait s'être effectué sans avoir été troublé par l'intervention des forces éruptives.

Comme cette détermination d'âge relatif a été confirmée presque pour toules les parties du globe, il faut donc supposer que dans tous ces points l'activité volcanique a pris naissance subitement, ce qui implique l'intervention d'un développement de force considérable.

Mais si ce début de l'activité éruptive a été si subit, nous sommes poussés à nous demander quelles dimensions peut bien avoir eues la montagne qui s^est établie à l'endroit traversé par le magma fondu, car nous savons que chaque éruption expulse une certaine quantité de matière ignée.

La quantité de magma éruptif doit certainement être en rapport déterminé avec la résistance que les forces volcaniques ont à vaincre pour se frayer le premier chemin. Dès lors on est amené à conclure qu'à chaque première éruption la matière incandescente ayant à perforer tout un système de bancs rocheux, la quantité de magma mise au jour sera suffisante pour constituer une montagne d'une hauteur considérable et occupant une vaste surface; cette quantité doit même représenter le plus souvent une partie très considérable de la masse qu'un foyer volcanique de dimensions restreintes est susceptible d'expulser.

Par ce qui précède ^ on est logiquement fondé à admettre qu'il doit j avoir des montagnes qui sont dues à une seule mais très puissante éruption.

Si maintenant toutes les montagnes volcaniques de la terre ont un âge relativement récent, et que partout les couches à traverser opposent des résistances considérables, il en résulte que chaque montagne volcanique, telle que nous la voyons aujourd'hui, possède au moins un noyau monogène, et que si des éruptions ultérieures ont recouvert ce noyau d'un manteau polygène, cette ajoute plus récente n'a cependant vis-à-vis du premier édifice qu'une importance génétique subordonnée.

Il arrivera par conséquent souvent que le manteau polygène nous trompera sur la nature monogène interne de la montagne, et c'est à cette illusion seule qu'il faut attribuer l'insuffisante distinction faite jusqu'ici entre ces deux modes de formation, mais qui sont à tenir nettement séparés. Il est compréhensible que le vulgaire se soit laissé tromper par cette apparence; le spécialiste, de son côté, est

pour le moins excusable d'avoir cru à sa rëalitë, car son regard n'est peut-être pas sans tmuble, lorsqu'il lui est enfin donne d'abandonner l'étude des collections universitaires pour aborder celle de la nature, et d'appliquer sur place, aux bancs rocheux des édifices volcaniques, les recherches poursuivies jusque-là sur les petits échantillons des musées. Il s'en approche sans doute avec l'idée préconçue que des roches différentes au point de vue chimique, minéralogique et structural, ne peuvent émaner d'une même profondeur d'un fojer, ou tout au moins ne sauraient appartenir à une seule et même période d'activité d'un unique centre éruptif, et que le nombre des espèces rocheuses chimiquement et minéralogiquement différenciées dont la montagne est construite, doit correspondre à celui des éruptions qui l'édifièrent.

Toutefois cette supposition n'a pour le moment aucun point d'appui positif; il est au contraire très probable que le magma issu d'un foyer unique, peut-être très ramifié, n'a pas partout exactement la même composition, ainsi que cela s'observe dans les scories vitreuses incomplètement brassées. Si nous avons affaire à une éruption considérable et de longue durée, ainsi que Texige le mode de formation monogène des montagnes volcaniques, à une éruption dans laquelle peutêtre la moitié du contenu du foyer est rejetée en une fois à la surface, il est bien plus probable qu'on constatera une dissemblance chimique et minéralogique plus marquée entre les différentes parties que dans les déversements rocheux^ relativement minimes de l'époque actuelle, qui depuis des milliers d'années proviennent exclusivement d'une zone déterminée du foyer en voie d'extinction.

En décrivant les édifices volcaniques, on s'est surtout préoccupé de tenir compte des différences entre les espèces de roches pour expliquer leur disposition topographique, et mettre celle-ci en rapport avec des schémas préconçus. Au lieu de conclure de la morphologie des constructions éruptives, qui trompe rarement, à leur mode de formation, on a suivi une direction scientifiquement inacceptable, en prenant pour démontré ce que la recherche géologique n'avait pas encore établi, et en partant de là pour expliquer l'activité volcanique jusque dans les âges les pUs reculés. Aujourd'hui nous ne pouvons plus nous dissimuler que l'on ait versé dans cette erreur. C'est en nous plaçant à ce point de vue pétrographique que nous apprécions nettement toute l'importance que présente, au point de vue génétiqiie, la distinction entre édifices monogènes et polygènes. Ce n'est ni de l'analyse chimique, ni du microscope, que nous devons attendre des éclaircissements comparables à ceux que nous promet la topographie des montagnes volcaniques. IL est dès lors inulile d'établir plus longuement que le noyau monogène des volcans est dans certains cas très grand, et dans d'autres plus petit.

On pourrait se demander ici s'il n y aurait pas lieu d'admettre dans l'intérieur de l'édifice central monogène, une sorte de cratère de soulèvement dans le sens de L. von Buch, c'est -à-dire un cratère de soulèvement dont le rempart serait constitué par des couches sédimentaires redressées ])endant la sortie violente du magma.

Cette supposition irait à l'encontre de tout ce que nous savons. Partout où de

puissantes masses de lave se sont fait jour, sur terrain volcanique ou non, elles sont arrivées à la surface sans soulèvement ni refroussement des couches préexistantes. Les exemples instructifs à cet égard ne nous manquent pas. Citons la vaste coulée de lave du Ledscbah dans la Syrie septentrionale, couvrant une surface de 600 à 800 kilomètres carrés; puis l'imposant fleuve de matières fondues de £s-Zakije, qui, jaillissant des couches crétacées au pied du grand Hermon, a franchi une distance de plus de 3o kilomètres ; ensuite les grands épanchements laviques sortant des pentes sans cratères de l'Antisana et du Guamani. Tous se sont frayé passage sans donner lieu à une intumescence quelconque du sol.

Mais s'il est admissible que tous les volcans sont intérieurement de nature monogène, comme nous l'avons vu, et s'ils sont aussi pour la plupart éteints, il s'ensuit que les foyers appartenant à ces derniers tout au moins doivent être épuisables.

Nous n'avons de distinction à faire qu'au point de vue de la manière dont l'épuisement a eu lieu, ou dans certains cas a encore lieu : les uns s'éteindront après la construction de Tédifice monogène par un petit nombre de grandes éruptions ; les autres, par un grand nombre de petites éruptions. La multiplicité des éruptions nous apprend toujours que les résistances, dans le conduit souterrain, sont facilement vaincues. Mais lorsque les résistances sont faibles, il ne peut se former que des cônes abrupts, car alors les quantités émises sont minimes, et, si elles sont fluides, ne fourniront pas un long trajet; si elles sont solides, la majeure partie retombera dans le voisinage de l'orifice de sortie et favorisera à plus forte raison l'édification d'un cône aigu stratifié. Ce n'est qu'en présence de grandes résistances que se formeront des constructions volcaniques de grande étendue et de forme irrégulière.

Outre les raisons tirées de considérations générales, nous pouvons aussi trouver, dans l'apparence morphologique et la constitution tectonique des édifices éruptifs, toute une série de preuves directes pour justifier la naissance monogène des montagnes volcaniques.

FiG. I.

Celui qui passe en revue les diverses régions riches en volcans, se convaincra bientôt qu'un grand nombre parmi eux présentent des formes difiérant essentiellement de celle d'un simple cône, et c'est là la preuve la plus palpable de leur nature monogène.*

Beaucoup de grandes montagnes volcaniques, même lorsqu'elles possèdent une forme plus ou moins conique, ne paraissent pas avoir été accumulées à la suite d'un grand nombre de petites éruptions. Il faut ranger ici, d'une part, les montagnes

lO —

en cône très' surbaisse (fig. i), et d'autre part celles dont les pentes sont moins inclinées en haut que vers la përiphërie (fig. 2 et 3).

Fig. 2. Fig. q.

Aux montagnes citées dans les exemples précédents et ne permettant pas davantage la supposition d'une accumulation graduelle provenant d'un centre éruptif, il faut en outre ajouter les massifs allongés, tels que celui des montagnes de Hauran avec 60 kilomètres de longueur, sur une largeur de moitié moindre, ainsi que le grand nombre de montagnes k caldera dont la cavité cratériforme a un très grand diamètre par rapport à la hauteur de l'enceinte.

En étudiant la forme extérieure des constructions volcaniques, il ne faut naturellement pas perdre de vue les modifications que les agents atmosphériques leur ont fait subir depuis d'innombrables milliers d'années, et même des millions d'années, qui ont déterminé l'érosion superficielle, la formation de vallées ainsi que des dépôts localisés de matériaux sédimentaires et éoliens. De cette manière, des vallées de 5oo mètres et même peut-être de 1,000 mètres de profondeur ont pu être creusées dans les grands massifs volcaniques, mais ce ne sont pas seulement ces preuves de la puissance des actions érosives qu'il y a lieu de considérer : il j a en outre toutes les modifications que Tensemble de la surface de l'édifice a subies sans que l'aspect extérieur du massif ait été changé. Pourtant malgré toutes ces transformations morphologiques, même là où elles ont été le plus profondes, les constructions volcaniques de la plupart des pa^rs ont conservé les traits essentiels de leur forme primitive, de sorte que nous pouvons encore déterminer avec une grande certitude par les formes qu'elles possèdent aujourd'hui les limites de ces altérations. Jamais les montagnes coniques aiguës ne sont devenues des dômes surbaissés, et vice versa ; un enfoncement cratériforme ne s'est jamais transformé en une caldera par suite de l'érosion ; là où du magma incandescent pâteux et de l'agglomérat peu cohérent n'avaient pas été pressés en une masse pointue, les agents atmosphériques n'auraient pu façonner ces pyramides rocheuses qui nous paraissent si bizarres aujourd'hui; ces profondes vallées, dont la masse montagneuse est actuellement sillonnée, avaient déjà leur emplacement déterminé par les irrégularités de la construction éruptive primordiale.

Parmi les créations volcaniques, la montagne à caldera occupe actuellement la première place. Son importance génétique, surtout quand elle est associée à un cône éruptif plus récent, a été reconnue par les géologues anciens et modernes; néanmoins il est arrivé souvent que relativement à leur origine, on se soit trouvé devant un problème à la solution duquel on a dû renoncer. Rien ne saurait mieux montrer l'absence de plan dans les recherches vulcanologiques que la façon dont

on a traité la question de la caldera depuis le moment où elle fut soulevée jusqu'à nos jours.

Il ne semblera pas superflu de consacrer quelques mots à la conception à la fois topographique et génétique, exprimée par la désignation depuis longtemps admise de « montagne à caldera ». Topographiquement parlant, la montagne à caldera se présente comme une montagne plus ou moins conique, généralement très grande, dont toutefois la dépression cratériforme présente un diamètre si considérable relativement à la hauteur et à la circonférence de la masse totale, qu'il n'est pas possible d'expliquer l'accumulation progressive de cette dernière autour d'un cratère si considérable, et relié à un conduit de dimensions correspondantes, surtout si l'on tient compte des conditions tectoniques du rempart annulaire lui-même.

Extérieurement la caldera se distingue des enfoncements cratériformes ordinaires par ses pentes à pic sur le côté intérieur de la chaudière, en sorte que la disposition des bancs superposés constituant la masse montagneuse se trouve mise à nu.

On ne saurait tracer une limite précise entre la montagne à cratère ordinaire et une montagne à caldera; toutes les formes de passage existent. Il y a de grandes montagnes à cratère qui, malgré la grandeur de cette cavité, ne sont pas des calderas, et de petites montagnes à caldera qui, malgré leurs dimensions réduites, doivent cependant être considérées comme telles, précisément parce que le concept caldera n'est pas topographique, mais bien exclusivement génétique.

FiG. 4. — Mode de formation de la caldera tel qu'on se le représente ordinairement.

A. Ancien strato-volcan.

a. Partie qu'on suppose enlevée plus tard par explosion.

b, c, d. Coulée de lave.

Par suite de la tendance' bien compréhensible de prêter exactement ce même mode de formation par accumulation progressive à tous les volcans, ainsi que cela se passe sous nos yeux pour le Vésuve et le Stromboli par exemple, on a été amené à considérer aussi les montagnes à caldera comme étant des édifices polygènes. Pour expliquer le dépôt de ces accumulations par des matériaux issus le long de leur axe, beaucoup de géologues supposent qu'elles furent primitivement des cônes aigus, et que la formation de leur vaste gouffre actuel dépend d'un effondrement ultérieur ou d'une « explosion » de toute la masse interne de la montagne.

qui entourait autrefois un conduit ëruptif étroit. La Somma aurait donc été une montagne présentant au moins le double de sa hauteur actuelle, comme l'indique la figure 4. Mais si Ton demande quand a eu lieu cet effondrement ou cette ce explosion » ; quelle est la cause qui a produit Tun ou Tautre de ces efiers, et où en sont restés les débris, la réponse fait défaut. Il en est de même pour la question bien plus importante encore : comment il se fait que ces événements ont. toujours eu exactement la même conséquence dans d'innombrables cas, à savoir, la formation d'une Caldera?

Que les calderas soient des cratères d'effondrement, cela est incontestable, mais il est certain qu'il n'y a jamais eu au-dessus de ces vastes cavités, de cône dont les pentes rapides recouvraient celles du rempart actuel.

L'existence antérieure d'un cône élevé, rejeté par la suite, précisément à l'endroit où se trouve maintenant une caldera, est contredite par les calderas latérales et les calderas doubles. En effet, le gouffre est loin d'être toujours situé au centre du massif précisément là où il était le plus élevé : il est au contraire souvent sur le côté de celui-ci, de sorte que le sommet primitif est encore conservé actuellement malgré la formation de la caldera, ainsi que l'indiqué la figure 5, et sans que pour cela il appartienne à la circonvallation même de la cavité, ni qu'on puisse le considérer comme une montagne éruptive particulière. Un exemple remarquable à l'appui de ce qui précède, est donné par la situation de la caldera de Madère, le Corral Grande ; on en trouve d'autres non moins probants dans les Açores. Il arrive enfin que le retrait des masses éruptives, auquel la formation de la caldera se lie, se fait en plusieurs points d'un massif étendu, ce qui produit des doubles calderas (fig. 6) de formes et de dimensions différentes, notamment avec des vallées dans le rempart. L'île de la Réunion est à citer comme une double caldera dont les dimensions sont des plus vastes.

Fig. 5. — Caldera latérale.

+ Sommet de la montagne.

Fig. 6. — Double caldera.

Nous croyons avoir donné une explication plus naturelle et plus satisfaisante de la formation des calderas que celle admise jusqu'ici ; plus naturelle, parce qu'elle se fonde sur la genèse de la montagne elle-même, et plus satisfaisante parce que dans certaines conditions ce mode de formation devait fatalement se produire.

Ainsi que nous l'avons vu, toute création volcanique qui débute en un point où il n'y a pas eu d'éruption antérieurement, survient brusquement, et le magma est expulsé à flots comme le liquide jaillissant d'un puits artésien. Il s'ensuit que vraisemblablement dans bien des cas, après la sortie de la majeure partie de la

materia peccansj la force propulsive diminue subitement, et la poussée du magma cesse aussi rapidement qu'elle avait commencé; alors Tintérieur des masses soulevées (fig. 7), pour autant qu'elles ne soient pas encore figées, retombe entraînant

Fig. 7. — Montagne volcanique avant la formation de la caldera.

Dans ce stade, la montagne monogène ne paraît pas encore avoir de conduit éruptif et de cratère limités. Ceux ci ne se formeront qu'au moment où, durant le processus de refroidissement de l'amas, la sortie des gaz et des vapeurs se sera localisée plus longuement en un point déterminé, soit au sommet ou sur le flanc de la montagne. Un semblable conduit cratérien ne peut avoir qu'une faible profondeur. Un conduit réellement profond ne sera ouvert que lorsque le foyer entrera, tôt ou tard, dans sa deuxième période éruptive et se trouvera dans la nécessité de frayer à ses produits éruptifs une nouvelle sortie au travers de l'obstacle qu'il s'est créé lui-même par l'accumulation de la montagne pendant sa première période éruptive.

Lors des puissantes explosions qui accompagnaient le refoulement intermittent de la masse lavique du Georgios I (Santorin, 1866), son bombement terminal s'ouvrait, laissant voir l'incandescence interne, chaque fois pour quelques instants seulement, puis se refermait toujours après l'explosion, 4e manière qu'il ne restait qu'une croûte de blocs fumant faiblement. Mais il n'y eut pas de gouffre cratérien.

Fig. 8. — Montagne après formation de la caldera.

Les parties sombres sont solidifiées; les parties plus claires sont encore à l'état incandescent pâteux.

les matériaux déjà solidifiés dans la conduite d'amenée que les masses fondues avaient forée et progressivement élargie, et qui était restée vide après l'éruption. Dans l'édifice de la montagne, qui a peut-être nécessité des mois et des années d'activité continue pour se former (fig. 7), s'est maintenant creusée la caldera (fig. 8) ; sa formation est la conséquence nécessaire de ce processus éruptif. Mais puisqu'un très grand nombre d'édifices volcaniques se rangent dans l'une ou l'autre des innombrables formes de montagnes à caldera, nous en concluons que la marche du processus éruptif qu'on vient de décrire est le mode normal, et que,

clans tous les ras, le retrait en profondeur des masses éruptives a été subit; et c'est encore ce que nous observons généralement aujourd'hui dans les volcans actifs.

D après notre conception génétique de la caldera, celle-ci peut se définir comme un cratère d'effondrement qui naît — indépendamment de tout orifice de déversement antérieur ou actuel — uniquement par le retrait brusque des masses de lave dans le conduit éruptif d'une montagne volcanique monogène avant la complète solidification de celle-ci, marquant ainsi Tacte final de la formation monogène.

FlG, 9, -- L'une des crêtes de montagnes, disposée*^ radialement autour d*une vaste calderEp

qui constitue l élément principal de la partie volcanique de Tile de Madère.

Elle forme la paroi orientale de la vallée de la Ribeira de Sâo Vicente.

Le dessin monlre la suj>erposilïon par bancs de* masse* éruptives (en partie des ïaves, des tufs, des agglomérat^i, ainsi que les talus d'éboulis au pîedde la paroi, I>oïigueur delà partie représentée : 6 à 7 kilomètres. Hauteur: environ 1700 mètres. Point de vue : le chemin vers Paul da Serra, à environ 400 mètres d'altitude, (Extrait de la coilectiun d'esquisses et de cartes de&tinèes à élucider lu constitution géologique de llle de Madère, du Grassi^Museum de Leip/ig. Dessin de l'auteur; quart de l'origina!.)

Il ne s^ensuit pas que les montagoes volcaniques monogèoes doivent êlre exclusivement formées d^accumulations de megma en fusion; il parait an contraire très compréhensible que de grandes quantités de matériaux élastiques puissent j être associées, le magma devant certainement pousser devant lui des masse?* colossales de scories incandescentes pâteuses et de décombres vitrifiés, avant de trouver un chemin libre vers la surface. Ces agglomérats scoriacés, laminés et pétris avec le magma, traversés par des filons écrasés, croqués, arrachés et étirés, comme on les voit affleurer par exemple dans Tintérieur du cirque d^ la Somma^ constituent très souvent la masse principale d'une montagne raonogène à caldera.

L'éruption du Rrakatoa, en i883^ qui fournit énormément de matériaux (on évalua leur volume à 18 kilomètres cubes), n'était qu'une sorte de création monogène de dimensions très considérables, même si nous admettons que Tëvaluation voliiraétrique ait été exagérée de plus du double. Toutefois cette éruption se distingue de celles des âges antérieurs par le fait que son orifice monogène ne repose pas directement sur un sol sédimentaire, mais qu'il s^agissait ici du réveil d'un fojer ancien, qui avait déjà été actif autrefois- Combien plus puissantes ne furent pas les éruptions, lorsqu'elles eurent à percer l'ensemble des systèmes de couches compris entre le Dévonien et le Crétacé et même le Tertiaire !

FiG. 10. — Disposition par bancs des masses de lave dans les parois du Barranco del Intîerno à Ténérifife. (D'après M. le professeur Hans Meyer.)

FiG. II. — Partie du rempart entourant la caldera du Pico Viejo à Ténérifife, montrant clairement la disposition par bancs et la faible inclinaison de ceux-ci vers Texténeur.

Le diamètre de la caldera est d'environ I5cx> mètres, la hauteur de la muraille circulaire de plus de icx) mètres en moyenne. « Le tout », dit le professeur Hans Meyer, « est en quelque sorte un cirque de canadas en petit ». Il serait difficile de démontrer que la caldera de Pico Viejo a pour origine un grand nombre d'éruptions très espacées dans le temps, émises par un centre spécial. Or ce qui est admissible pour le cirque des cafladas en petit, doit l'être pleinement pour le grand cirque des cafiadas proprement dit.

L'ëvënement du Krakatoa nous rappelle plus particulièrement la création monogène par la cessation brusque de Tactivitë volcanique, aussi soudaine que Tavait étë son dëbut.

On est frappe, lorsqu'on examine de grandes montagnes volcaniques constituées principalement de bancs de lave superposes, par le fait que ces bancs, quoique de faible puissance, d'un ou de quelques mètres, s'ëtendent sur des milles de distance avec une inclinaison très faible, de quelques degrés seulement (fig. 9). En outre ces bancs sont le plus souvent si intimement joints entre eux, qu'on n'observe ^entre leurs surfaces de contact presque pas de lits scoriacés ou terreux (fig. 10 et 11).

Fig 12. — Exemple d'une disposition distincte par bancs, dans le rempart de la caldera

de Tirajano, de Ttle Gran Canada.

Vue de la Cumbre sur les parois à pic ayant jusque 450 mètres de hauteur. Point de vue : l'une des crêtes près du Paso de la Plata, à 1290 mètres d'altitude. Cette disposition en bancs ne peut guère avoir été produite par des épanchements laviques, qui seraient sortis par intervalles coupés de longues pauses, d'un cratère terminal, pour s'écrouler successivement les uns sur les autres.

Un exemple non moins remîarquable d'une structure par bancs est donné par la figure 16 : on y voit les couches réunies dans une coulée de faible épaisseur.

Ces structures étranges s'expliquent complètement lorsqu'on se représente que dans les formations monogènes le magma en fusion s'épanche non pas en coulées, mais que ses flots puissants forment des nappes recouvrant des kilomètres carrés, de telle manière que les vagues supérieures^ dégorgées par saccades, se précipitent sur celles qui descendent plus bas, pendant que ces dernières se meuvent encore, de sorte que les vagues se dépassent les unes les autres. Ce n'est qu'en admettant un semblable processus que nous pouvons comprendre comment sur des parois de vallées

FiG, i3. FiG. 14.,

Vues de bancs et de filons de lave dans l'intérieur de la caldera de Palma.

La vue figure 13 montre particulièrement bien la disposition des filons de lave, leur faible épaisseur, de quelques centimètres seulement, leur minime étendue, leur interstratification en amas isolés dans la masse fondamentale, leur étirement, leur ploiement tantôt vertical, tantôt horizontal, leur disposition en bancs; caractères qui tous semblent aller à rencontre de la supposition qu'ils seraient amenés par une injection magmatique. Nous y voyons au contraire la preuve de la naissance simultanée de l'ensemble des couches rocheuses et des formations fîloniennes qu'elles renferment; puis aussi celle que la masse fondamentale traversée par les filons n'était pas encore entièrement solidifiée; et enfin que la masse filonienne elle-même ne vient pas de bien loin.

abruptes d'une hauleur de 3oo à 5cx> mètres nous puissions voir à nu des assises qui semblent coulées d'un jet. Madère, TénériHe, les Açores et beaucoup de volcans de l'Amérique du Sud en offrent des exemples.

FiG. i5.

Exemple typique de la disposition, par bancs, de couches peu inclinées telles qu'on les voit sur les parois des vallées rayonnantes des tles volcaniques.

Vue de front d'une paroi d'une vallée de la côte nord de Ténérifle près du port de Garachico. On distingue sur cette image des laves plus récentes appartenant à une coulée de l'éruption de 1760; qui s'est épanchée dans la vallée.

De cette manière se formèrent aussi des strato-volcans, qui comptent parmi les plus remaix{uables de leur espèce : remaix[uables en ce que leurs bancs s'étendent souvent sur des kilomèri*es, bien qu'ils n'aient qu'une faible puissance et une inclinaison à peine perceptible. La structure du strato-volcan poljgène, dessinée d'une manière toute schématique, se préi^enterait comme l'indique la figure 17, tandis que celle du strato-volcan monogène est représentée par la figure 18.

Chaque montagne volcanique monogène est constituée par la partie de la masse (lu magma qu*un iojrer localisé est obligé d'expulser du commencement à la fin de 8rt première pe^riode d'activité. La nature même du pix)cessus exige que l'évacuation

des matériaux soit surtout intense au début de l'activité et diminue vers la fin, et cette marche de l'ensemble du phénomène se traduira tantôt plus, tantôt moins, par une diminution du diamètre de la montagne vers le haut, aussi bien pour les bancs que pour les matériaux (par exemple prédominance d agglomérats )•

FiG. if\

Profil d'une coulée de lave non loin de Brazenhead à Madère.

Il nous donne un exemple instructif de la façon dont une masse de lave fluide coulant sur un support incliné, se décompose en coulées minces, superposées et séparées par de faibles couches de scories; après solidification l'ensemble prend l'aspect d'un système de bancs rocheux parallèles. Non seulement ces bancs montrent des renflements locau x,mais ils laissent encore reconnaître la réunion intime de plusieurs d'entre elles en assises plus épaisses. Cette disposition, visible ici en petit, paraît de nature à expliquer plus convenablement les bancs se montrant à une échelle bien plus considérable dans les îles de l'Atlantique, que la supposition qui fait correspondre le nombre des couches au nombre des épanchements cratériens séparés les uns des autres par de longues pauses.

G. Hartung, auquel on doit ce croquis, remarque à ce sujet : « de la lave scoriacée, rouge, <i, sortent de minces bancs de lave bulbeuse, alternant avec des scories, è, qui s'inclinent d'abord sous^des angles de 200 à 3o<>; mais, plus bas, en ^^ et d, ils passent à des couches plus puissantes, moins inclinées, et à une masse rocheuse épaisse. Le support de ces masses de laves consiste en couches durcies de lapilli et de tuf ». (G. Hartung, Madeira, page 296.)

FiG. 17. — Sructure du strato-volcan polygène.

FiG. 18. — Structure du strato-volcan monogène.

La disposition en bancs qu'on vient de décrire est, à notre avis, une des preuves les plus frappantes de l'origine monogène de certains grands massifs montagneux. Dans son remarquable ouvrage sur les Açores^^^Hartung l'a sans cesse rappelée, sans toutefois en donner une explication suffisante, influencé qu'il était par les

idëes de Ljell, suivant lesquelles tous les phénomènes géologiques, donc aussi ceux du volcanisme, se seraient déroulés aux époques antérieures de la même manière que de nos jours.

Mais outre cette disposition en bancs, qui est produite par la superposition d'épanchements d'aboi-d projetés dans l'atmosphère, et couverts à leur tour par les couches de matériaux rejetés ensuite, il j en a aussi une autre qui peut apparaître dans l'épaisseur d'une même nappe, lorsqu'elle est très puissante, et qu'on peut raisonnablement considérer comme une action de retrait, assimilable jusqu'à un certain point au retrait qui a pour résultat la formation de colonnes. La figure 19

FiG. 19. — Laves délia Pentimastalla au Campe d'Annibale dans les monts Albains.

Puissante coulée de lave divisée en couches de faible épaisseur, comme le montre la gorge profonde. L'indication de cette localité et la photographie qui la représente sont dues à l'obligeance de M. le professeur G. de Angelis, à Rome.

montre cette espèce de bancs dans une masse épanchée d'au moins 5o mètres dMpaisseur, dans le Gampo d'Annibale (Monts Albains), telle qu elle est visible dans une gorge d'érosion à parois presque verticales. Dans ses études vulcanologiques relatives à l'éruption de Santorin en 1866, Julius Schmidt a montré, par un exemple très instructif, que même dans l'intérieur d'une masse de lave pâteuse encore en mouvement il peut se produire une « stratification » nette.

Quoique dans beaucoup de formations monogènes l'accumulation se soit produite par une voie analogue à celle que nous observons encore maintenant, mais à une échelle beaucoup plus considérable et sans longs intervalles de repos, il faut encore considérer un deuxième facteur dans la genèse des montagnes volcaniques, c'est le gonflement suivi de retrait

' A^L .jHb ^jA^i^^^^^^^H^^^H

HHolflBK^BiRMI^^S^SBrfCsitMlH

r'-^'' - tf^CT^^^^^^J^-^î^i-r^^''

=^T«T 4i i*7--&-^>aÈ^^i?i^:

^^^ÎF^ir ;r Pif ^«♦^ ,'4

fc ^r^Lj^pt^^^y Ti?^ jII^BbB^B^P^BPKp?^ imi^* ^aj » 'fcfc" ^>^

tS^SiP^Tjf^

mmÂÊÊ^f^^'&

FiG. 20. — Croûte formée de blocs du cône endogène de gonflement « Georgios I •, qui se forma lors de Téruption de i866 sur Nea Kaimeni (Santorio).

L'image montre la constitution de la carapace figée alors que la masse pâteuse interne de la montagne était encore en mouvement à la fois dans le sens vertical et horizontal. Côté Ouest de la nouvelle formation en avril i866. — D'après une photographie de M. M.-D. Constantinos, d'Athènes.

Il peut se produire, lors de l'expulsion d'une coulée continue de magma déjà pâteuse, que la masse se gonfle en une montagne sans que sa croûte puissante rapidement formée puisse être percée, et qu'un déversement ait lieu; la formation de couches par superposition se trouve donc exclue, comme nous venons de le dire. Mais il faut pour cela que l'accroissement de résistance de l'enveloppe se fasse assez rapidement pour que l'amas de roche soit tenu en fusion pendant son dégorgement (fig. 2o).

C'est de cette façon que le cône d'éruption de loo miètres de hauteur de Sanlorin fut formé en i866 (fig. 21 et 22), ainsi qu'une autre montagne de même grandeur

dans TAtrio del Cavallo du Vésave en 1895-1897 ifig. 23, 24 et 25;. Mais tandis qu'à Santorin le cône de gonflemenf citait le siège de décharges plus ou moins espacées qui couvraient sa suiface de débris, celui du Vésuve s^est formé sans aucune manifestation eiplosive.

Or s'il peut se produire de cette manière, sous nos jeux, des montagnes de 100 mètres de hauteur, pourquoi ne pourrait-il pas s'en former de 5oo à 1,000 mètres dans le courant d'une seule éruption, pour autant bien entendu que le magma soit assez abondant et qu'il possède une consistance suflSsante?

FiG. 21. — Le cône de gonflement endogène « Georgios I » sur Nea Kaimeni

en voie de développement.

Vue de Test de la pente de l'île Mikra Kaimeni. État de la nouvelle formation à la mi-février 1866. A lavantplan on voit les maisons et les chapelles fortement détériorées de la petite station balnéaire de Vulcano.

Otte photographie et la suivante furent prises par M. F. Fouqué, de Paris, qui voulut bien en donner des épreuves à l'auteur.

Mais si cela est admis, nous sommes en présence d'accumulations qui pourraient nécessiter bien des milliers d'années avant d'arriver au complet refroidissement, et tant que ce refroidissement n'a pas eu lieu, nous sommes fondés à les considérer également comme des foyers périphériques, qui à leur tour produisent des éruptions plus faibles avec production de cônes de scories ou de coures de lave.

FiG. 22. — Le cône de gonflement endogène « Georgios I » après l'éruption qui l'a formé.

Vue prise en mai 1867. Des matériaux pulvérulents ont totalement nivelé les irrégularités de la croûte formée par des blocs, de telle manière que maintenant la montagne haute d'environ 100 mètres paraît uniquement formée par déversement. Le point de vue est comme pour l'image précédente, sur Mikra Kaimeni, sauf qu'il est moins élevé.

FiG. 23. — Le cône du Vésuve et sa base WNW. avant l'éruption de 1895,

vu de l'Observatoire.

Image montrant l'emplacement de la formation volcanique nouvelle représentée par les figures 24 et 25, qui fut édifiée durant la période éruptive comprise entre cette année et 1897. — D'après une photographie de^ Sommer, à Naples.

FiG. 24. — Le cône du Vésuve et à Tavant-plan la montagne produite par le gonflement endogène lavique de 1895, vus de l'Observatoire.

Photographie prise fin mars i8g6, mais d'un point un peu plus élevé que celui des images 23 et 25. Sur les trois vues le funiculaire conduisant au sommet du Vésuve est^bien reconnaissable. — D'après une épreuve d'Alinari.

FiG. 2^. — Aspect final du cône endogène de gonflement après que le débit des laves eut cessé.

Le Vésuve est dans le fond.

Vue prise, en 1897, de l'Observatoire, presque du même point que la figure 23. Tandis que la surface du cône endogène « Georgios I » ne consiste qu'en un amas de blocs 'Rg. 20), le présent cône de gonflement montre en môme temps un lacis de petites coulées de lave. — D'après une épreuve de Brogi.

Et maintenant, lorsque nous voyons un édifice volcanique dont les pentes, comme celles de l'Etna, sont couvertes de centaines de cônes dont chacun est le produit d'une seule éruption, il nous parait certainement bien plus simple d'admettre qu'ils avaient leurs foyers dans l'intérieur de la masse de la montagne qui les supporte, que de rattacher chacun d'eux à l'action du foyer central, surtout lorsqu'il existe en même temps un cratère central plus ou moins actif, par lequel le magma pourra s'échapper avec plus de facilité. Mais si nous admettions pour l'ancienne montagne principale la même formation successive jugée plausible pour ses cônes adventifs plus récents, nous ne pourrions recourir à cette explication.

Pour bien des montagnes dont le volume se chiffre par kilomètres cubes, les deux modes éruptifs, le gonflement et l'accumulation stratifiée se combineront, et cela de manière que l'ér,uption débutera par le gonflement et se terminera par le rejet et la stratification de matériaux meubles. C'est ainsi tout au moins que les choses se passèrent à Santorin en 1866, et cela se produira sans doute encore souvent. Pour cette raison on trouve très fréquemment les plus hautes parties des volcans constituées par des agglomérats. D'autres fois l'un des deux modes prévaudra du commencement à la fin.

Il ne s'agit pas dès lors d'établir s'il existe des volcans monogènes, — la question étant depuis longtemps résolue par TaRirmative, notamment pour les petits volcans tels que Monte-Nuovo, Methana, Pondona, Golongal, Monte-Croce (Rocca Monfina), Nea Eaimeni, etc., — mais bien de savoir si toutes nos grandes montagnes volcaniques sont nées de cette manière, et si l'activité que quelques-unes montrent encore n'a contribué que dans une très faible mesure à accroître la masse de leur substruction monogène.

Nous répondons affirmativement, et nous allons même plus loin. Nous prétendons que la plupart des cônes de débris situés dans les calderas et appartenant à la deuxième période éruptive du foyer ont un noyau monogène, dont le volume est bien plus grand que l'ensemble des matériaux qui y a été ajouté dans le cours des siècles.

On nesaui^ait d'ailleurs assez répéter que le volcan n'est que l'accessoire, et qu'il s'agit pour la vulcanologie en premier lieu de rechercher si un foyer a eu une, ou deux, ou plusieurs périodes d'activité avant de s'éteindre, ou s'il est passé à l'état d'un soi-disant volcan actif.

L'activité éruptive a pour résultat final l'émission d'un magma fluide, et le volcan ainsi formé est monogène si le foyer est peu important ; mais si celui-ci ne peut se vider complètement, l'activité reste persistante, du moins pour la durée de la période de l'histoire humaine.

Si nous étudions les trois principaux volcans européens en état d'activité, TEtna, le Vésuve et le Stromboli, nous sommes amenés à les considérer comme des volcans monogènes. Nous pouvons aussi admettre qu'ils sont du même âge, bien que la base du Stromboli soit cachée par les eaux de la mer, alors que les deux premiers s'élèvent au-dessus découches sédimentaires.

L'ëruption a^ant eu à vaincre le poids de ces dernières, sest faite avec une grande violence, de sorte que les montagnes ainsi formées présentent des dimensions considérables. Toutes les trois sont des montagnes à caldera.

UËlna est formé par des roches dures provenant du magma refroidi ; la montagne où s'est formée la caldera représente un cône aplati, dont la couche extérieure provient de la succession des dernières coulées de lave sorties, en partie du nouveau cratère d'éruption, en partie aussi d'ouvertures périphériques situées tant à Tintérieur qu'à l'extérieur de la caldera. Le nouveau centre d'éruption qui représente la deuxième période d'activité du foyer souterrain de TEtna, se trouve sur le bord de la caldera, tandis que des centaines d'ouvertures accessoires sont disposées sur la penle extérieure de la montagne-caldera qui constitue l'Etna.

La Somma du Vésuve est surtout constituée par des agglomérats de scories traversées par des bancs et des filons de lave. Le cône de la caldera est relativement aigu et revêtu d'un manteau de tuf stratifié à pente faible. Les coulées de lave n'ont pas atteint la pente extérieure de la Somma. Le cône d'accumulation récent représentant la deuxième période d'activité se trouve au centre de la caldera. Les ouvertures éruptives de la périphérie, si nombreuses sur l'Etna, ne sont représentées ici que par une seule, qui est située sur la Somma.

La structure du Stromboli se rapproche surtout de celle du Vésuve.

Pour ce qui regarde la constitution de la Somma du Vésuve, on pourrait douter de sa constitution monogène, si on se réfère à la figure 26 que l'on trouve souvent reproduite dans les traités. On y voit les lits rocheux se continuant depuis la périphérie jusque dans l'Atrio del Gavallo. Mais ce n'est pas ainsi que les choses se présentent. Au fond des ravins creusés dans la pente externe de la Somma, on trouve des pierres ponces et des agglomérats tout à fait distincts de ceux que l'on rencontre dans l'Atrio del Gavallo. De plus les agglomérats qui constituent la paroi du cirque représenté par la Somma sont si compacts, que l'on peut admettre que leur éruption s'est faite à l'état de fusion, et c'est du reste ce qui explique le mieux la présence des laves à l'état de filons ou de lits intercalés. Il parait donc préférable de représenter la structure de la Somma par la figure 27.

L'hypothèse d'une Somma, ruine représentant le reste d un ancien cône plus ou moins aigu, et formé par l'accumulation des produits d'une série d'éruptions, n'a pas de base scientifique sérieuse. Quelle serait la cause de cette destruction, et pourquoi cette accumulation de matériaux n'a-t-elle pas laissé la moindre trace? Cet effondrement de la Somma Caldera a été considéré comme un exemple de la manière dont se sont formées la plupart des Caldera volcaniques du globe, mais dans aucun cas cette solution ne peut être acceptée.

On ne parvient à retrouver sur la pente externe de la Somma aucune des coulées de lave sorties du cratère du sommet du cône, comme le représente la figure 4 en hcd, et qui auraient contribué à l'édification du cirque actuel. On devrait donc rencontrer dans le cas présent, les coulées de lave indiquées par bc dans la figure 28, mais cela n'est pas le cas ; on ne voit dans les ravins de la penle que des bancs de lave recouverts par le manteau de tuf.

FiG. 26.

FiG. 27.

Agglomérats. sst Débris de la caldera d'effondrement. S 'Tufs stratifiés.

B3 Masses rejetées lors de la deuxième période éruptive. .

FiG, 28. — Des coulées de lave telles que ft c ne se voient pas sur la Somma.

(Comparez à la fig. 4.)

FiG. 29. — Le Rumiiîahui avec sa caldera vu de l'Ouest.

Altitude 4757 mètres (environ 1800 mètres au-dessus de la plaine de l'avant-plan). Exemple d'une caldera de sommet avec débouché en forme de vallée étroite s'étendant vers la gauche. Dans le fond le Cotopaxi et le Sincholagua. Haut plateau de l'Ecuador. — D'après un dessin de l'auteur.

— zti

FiG. ?o. — La grande caldera d'Altar ouverte vers l'Ouest.

Altitude de la pointe sud, 5400 mètres (environ 1700 mètres au-dessus du fond de la vallée de Tavant-plan et environ iioo mètres au-dessus du glacier couvrant le fond de la caldera). Haut plateau de l'Ecuador. ~ D'après un tableau de R. Troya, conservé avec le précédent au Musée Grassi, de Leipzig.

FiG.{3i. — Le Pichupichu sur le haut plateau d'Arequipa.

Exemple d'une des plus grandes caldera connues. Elle est en forme de croissant et son diamètre doit atteindre 6 à 8 kilomètres; la hauteur du rempart circulaire est d'environ 2000 à 25oo mètres au-dessus de son substratum non volcanique (altitude de la ville d'Arequipa = 2263 mètres). Haut plateau du Pérou.

Étudions le volcan Ruminahui, qui présente une caldera nettement marquée fig. 29), et rhyporhèse paraîtra encore moins probable; de même pour TAltar (6g 36) dont le cône atteint plus de 8,000 mètres de hauteur. Enfin elle devient absurde lorsqu'on l'applique au Pichupichu (fig. 3i), près d'Arequipa, dont la Caldera présente un diamètre de 6 à 8 kilomètres et un mur de 2,000 à 2,5oo mètres de hauteur, de sorte que le cône, avant de s'effondrer, aurait dépassé 10,000 mètres.

D'un autre côté, la théorie de l'explosion ne parait pas plus satisfaisante, car la partie en place de la caldera se trouverait souvent présenter un volume beaucoup moindre que celui qui a été projeté par l'explosion, et nous savons en outre que la partie extérieure de la caldera n'a pas toujours la même constitution pétrographique que la partie centrale. Pour nous, la formation de la caldera coïncide toujours avec la (ormafion du volcan, et ne provient pas d'une catastrophe subséquente. La cause en est toujours la même, et ne peut se reconnaître que si l'on admet le mode raonogène, qui suppose que la montagne s'est formée complètement au début de l'éruption. Nos études vulcanologiques nous font regarder comme très probable la théorie que tous les volcans sont dus à une éruption monogène, et que l'activité volcanique, telle qu'elle se présente à nous dans la période actuelle, suit une évolution déterminée par les circonstances locales, et surtout par la nature du canal par lequel elle peut se frayer une voie vers l'extérieur.

Fig. 32. — L'île de Fogo (Cap-Vert), vue de TEst.

La double montagne éruptive — caldera avec cône plus récent — avec l'aspect particulier sous lequel on la rencontre souvent parmi les créations du volcanisme tellurique. — D'après une esquisse prise en 1863 par l'auteur. Les coulées de lave au pied du cône ont été ajoutées d'après la carte de Ch. Sainte-Claire- Deville (1846), cette partie de l'île n'ayant ^as été visitée par l'auteur, et la distance à laquelle le dessin fut exécuté étant trop considérable pour permettre de reconnaître les détails.

Les raontagnes-caldera à cône central sont sous ce rapport les plus démonstratives, parce qu'un examen attentif fait constater immédiatement l'énorme espace de temps qui s'est écoulé entre la formation de la caldera et celle du cône. D'un autre côté, la différence de proportions entre les deux parties du volcan ne dépasse jamais une certaine valeur, ce qui ne serait pas possible si chacune d'elles ne représentait l'évolution complète d'une période d'éruption. Même si la durée éruptive du jeune cône d'éruption s'est espacée sur des milliers d'années, celui-ci

reste beaucoup plus restreint que Tëdifice volcanique de la première éruption, parce que le foyer de la profondeur ne peut plus émettre qu'une quantité plus faible de matière éruptive (fig. 32).

Nous retrouvons sur la surface de la Lune les montagnes-caldera, mais ici leur nombre et leur étendue dépassent tout ce que nous savons des volcans terrestres, qui pour se taire jour ont dû traverser à la fois les couches sédimentaires et les terrains métamorphiques.

La Lune nous laisse voir également les relations entre le cône de ^éruption récente et Tédifice ancien baucoup plus vaste. Nous pouvons les résumer dans les observations qui suivent :

1. Pour la Terre aussi bien que pour la Lune, il faut admettre un magma interne en fusion, qui cherche à se frayer un passage vers la surface.

Fig. 33. — Le sol lunaire aux environs du cratère Copernicus.

Malgré leur grand nombre, les plus petits d'entre eux dépassent encore le Vésuve comme dimensions.

F'iG. 34. — Une partie du sol lunaire aux environs du cirque Aristote.