I. assolai et Je le Vache, en Auvergne

observe à l'île d'Ischia et dans beaucoup de volcans éteints d'Auvergne (fig. 91). CnUerci de i*tm. — A côté des cratères de débris, il en est d'autres dont les parois sont surtout formées par des laves et qui, pour cette raison, constituent des édifices beaucoup plus stables, surtout lorsque les éruptions ne sont

Fig. M. — Cratère

le Réunion], d'après M. Vélein.

nombre sont les cratères

P33 accompagnées de projections trop violentes. De de I île deia Réunion ou Ile Bourbon.

La figure 92 représente, d'après M. Vélain, le cratère actif du Piton de ta Four-

(l> E- Reclus, Rente dtt Deux Monde; LT11I, p. 125.

AZS DYNAMIQUE INTERNE.

naise. En 1874 son diamètre supérieur était d'environ 400 mètres, sa profondeur de 150 ou 160 mètres. Les parois laissaient voir une succession de coulées de lave à peu près horizontales et de couches de scories, traversées en tous sens par des dykes ou filons de lave, quelquefois demeurés en saillie. Entre les parois et le fond s'étendait un talus annulaire composé de cendres et de pierres. Les laves du fond, crevassées dans tous les sens, formaient un plan horizontal et, sur le bord nord-est du cratère s'étendait en surplomb un revêtement de lave noire vitreuse retombant en longues stalactites Agées. Cette lave s'était déversée par le bord du cratère, après l'avoir complètement rempli, lors de l'éruption qui avait eu lieu quelques mois auparavant. Le cratère doit son élévation à une longue série de coulées qui se sont ainsi régulièrement superposées les unes aux autres.

Cratères d'effondrement. — - Tous les cratères dont il vient d'être question sont incontestablement formés de matériaux, laves ou débris, rejetés par la cheminée, dont l'orifice se maintient ouvert grâce à la puissance des projections. Mais il en est dont la constitution est tout à fait différente. Au premier rang se place celui de Kilauea, dont les parois sont creusées à pic dans une succession de couches horizontales de lave sans intercalations de débris ; l'épaisseur de ces couches varie depuis quelques centimètres jusqu'à dix métrés et on n'a jamais observé, dans le voisinage de ce cratère, de traces de projections violentes. En tenant compte de la position occupée par la chaudière de Kilauea, à 5000 mètres au-dessous du cratère de Mauna Loa, sur le flanc d'une montagne entièrement formée de lave; en se rappelant aussi qu'en 1868 une partie notable du fond s'y est affaissée de plus de 30 mètres, il paraîtra vraisemblable que la cavité cratériforme de Kilauea doit son origine à un effondrement. La roche sous-jacente, parcourue par de nombreuses cavités, souvent refondue par le passage de coulées fraîches, a cédé en ce point et une dépression y a pris naissance. Du reste, tout autour de Kilauea, il y a plusieurs points où on observe des effondrements analogues, ayant entraîné la formation de cavités de 30 à (>0 mètres de profondeur, avec parois verticales. Le cratère terminal du Mauna Loa, le Moku-a-Weo-Weo, parait lui-même devoir être attribué à une action du même genre.

Des effondrements sont encore susceptibles de se produire lorsque, comme A Sanlorin, des intumescences de lave pâteuse se font jour à une certaine hauteur, poussées par l'expansion des gaz ou par la pression des matières liquides du dessous. Au moment où cesse cette poussée, l'espèce d'ampoule qui s'était formée peut crever en son milieu, donnant naissance à une cavité cratériforme. Ainsi les cratères (V effondrement doivent être comptés au nombre des productions possibles de l'activité volcanique.

Cratères d'explosion. — Mais il est une catégorie qui parait plus nombreuse que la précédente, à laquelle d'ailleurs elle peut se relier par une combinaison mutuelle, c'est celle des cratères d'explosion.

Nous avons dit qu'un volcan, dans ses périodes d'activité, était une mine en charge continue, projetant en l'air, avec des fragments de lave solidifiés en chemin, les débris arrachés aux parois même de la cheminée. Ces explosions paroxysmales peuvent avoir des intensités très inégales; le plus souvent elles respectent le massif du cratère, bien qu'elles en ébrèchent plus ou moins les bords. Mais quelquefois leur violence est telle que le cratère de débris disparait tout entier, laissant à sa place une cavité en forme de gouffre.

Les exemples de pareilles explosions ne sont pas rares. En Amérique, le Car- |2piairazo, le volcan de Coseguina, le Capac-Urcu ont été ainsi détruits dans l'esfMice de quelques heures. Hais c'est surtout aux Indes néerlandaises que ces phénomènes paraissent s'être manifestés avec le plus d'intensité (1).

Le Pic de Timor, dont le sommet se voyait autrefois comme un phare à 450 kilomètres de distance, sauta en l'air en 1638 et un lac se forma dans te gouffre produit par l'explosion. En 1772, le Pepandajang a vu son cône détruit en une seule nuit, tandis que ses débris anéantissaient quarante villages. L-e volcan Ringgit, situé, comme le précédent, sur l'île de Java, s'est effondré en 15*6, après une éruption qui coûta la vie à 10 000 habitants. 11 n'en reste plus aujourd'hui qu'un gigantesque pilier, entouré de ruines incohérentes. Dans la ro&ne île, l'Idjeng n'a conservé de son enceinte primitive que quelques piliers Sparts; le volcan Wilis a subi le même sort. Il en est d'autres, à Java, aujourd hui éteints, dont les cratères sont en partie démantelés et parcourus par de ,argeset profondes crevasses, comme si l'explosion avait été insuffisante ou s'était ^mée à préparer la masse en vue d'une destruction ultérieure.

Dans la plupart des cas, il n'y a pas eu seulement anéantissement plus ou

^^ins complet du cône de débris ; mais il s'est formé à la place des anciens

cr^tères des gouffres de dimensions parfois considérables. La cavité qui occupe

place du cône de Pepandajang et qui est aujourd'hui une immense solfatare

*** activité, a, dit-on, 24 kilomètres sur 10.

Au lieu de se borner à détruire un cône de débris, l'explosion peut affecter **** massif de laves. C'est ainsi que M. Fouqué (2) a observé, dans la presqu'île <te Uèthana, sur le bord méridional du golfe d'Athènes, au lieu dit Kaméni-Pétra, ^ cratère très régulier, de 150 mètres de diamètre et de 60 mètres de profon- ^r, dont les parois, au lieu d'être formées par une accumulation de matières V^ojetées sont constituées par une roche compacte, fendillée, taillée à pic sur intérieur et renversée au dehors. L'éruption qui a donné naissance à ce cratère **t bien celle qui, survenue quelques années avant l'ère chrétienne, a été décrite * la fois par Ovide et par Strabon. Tandis que le premier parle d'un simple gonflement du sol, sans émission de laves ni projection de cendres, le second signale "^ndants dégagements de gaz chauds et un soulèvement de récifs. M. Fouqué a ^connu, à l'inspection des lieux, qu'une première phase avait dû amener la

J J« lunghabn, Java, seine Gestall, etc. V) Revue de$ Deux Mondes, LXVII, p. 480.

440 DTMMQCE KTEILNE.

sortie, par une crevasse, d'un flot de lare trachytique qui ai s'accuraulant autour de l'orifice, y formait un monticule sans ouverture ; sans doute une explosion est venue plus tard, qui a produit le cratère et les dégagements de gaz décrits par Ovide, dégagements dont il reste encore, dans la presqu'île, un témoin sous la forme d'une source sulfureuse. Cette éruption offrirait donc les plus grandes analogies avec celles de la baie de Santorin, où les projections sont toujours précédées par une intumescence de laves visqueuses.

Crmiérea-iMs. — La puissance explosive des volcans est encore attestée par l'existence de cavités cratériformes, aujourd'hui occupées par des lacs et qu'on appelle généralement cratère*-lacsf bien que la plupart d'entre elles ne soient pas de véritables cratères, dans le sens où ce mot a été employé jusqu'ici.

Ces sortes de cavités abondent dans l'Eifel, où on leur a donné le nom de maare et où. peut-être, leur formation est sensiblement antérieure à l'époque actuelle. On en observe aussi en Auvergne : de ce nombre sont le gouffre ou Gaur de Tazenat, près de Maniât et le pittoresque lac Pavin.

Le lac Pavin est bordé par des escarpements presque verticaux d'une lave basaltique, à travers laquelle il a dû être ouvert par une explosion violente. Quant au Gour de Tazenat, c'est un trou de 800 mètres de diamètre et de 10 à 12 mètres de profondeur (I), dominé, sur les trois quarts de sa circonférence, par un amphithéâtre granitique s'élevant jusqu'à 70 mètres. Le granité, à grai*& fin et parcouru par des filons de porphyre quartzifère, a sa surface parsemé^ d'une grande quantité de menus fragments de scories et de cendres : on n'ape«~ — çoit ni blocs ni coulées de lave. Il y a donc tout lieu de penser qu'une expier sion a ouvert, au milieu du granité, cette cavité cratériforme, destinée à deven*-^ un véritable volcan; mais que l'activité éruptive. épuisée par cet effort ou trouva ailleurs une issue plus facile, s'y est éteinte sans laisser d'autre trace que 1 cendres éparses sur le pourtour.

On peut rapporter à la même catégorie les célèbres lacs d'Albano et de ! dans le Latium, ouverts l'un et l'autre sur le flanc occidental du eùtie du Mon Cavo. Le lac d'Albano a 5500 mètres sur 2200 et les dimensions de celui Nemi sont à peu de chose près les mêmes.

M. Judd (2) pense qu'il convient également d'y rattacher le lac de Braccian*«^*~ qui mesure 10k,5 de diamètre et même celui de Bolsena. qui en a 16 sur 1 là.-^ w ~ Les lacs du Latium sont ouverts dans des formations volcaniques, qui consister ^ en tufs peu solides, dépourvus de lave en filons. Telle est précisément la raison * pour laquelle ces grandes cavités y auraient été si facilement produites par vo* * d'explosion. Sur une montagne telle que l'Etna, où l'enchevêtrement des couch de débris et des laves, comme on peut l'observer au Val del Bove. constitue u^" édifice d'une grande solidité, une éruption, impuissante à briser la niasse ei. morceaux, se résout en la production d'une fente, qui reste bien ouverte

(1) Poulelt-Scrope. Volcans éteint* du centre de la France, trad. Yimonl. Clermool. 1866. p. Itl. (i) Geolngiral Magazine, 1875. p. S53.

à la résistance de ses parois et par où la lave s'échappe sans difficulté, cet échappement latéral produisant en quelque sorte l'effet d'une soupape de sûreté. Au contraire, dans des amas, peu cohérents, de débris et de tufs, les fentes se faisant mal et se rebouchant d'elles-mêmes, la force éruptive finit par se traduire en explosions. Ajoutons que la tension des gaz parait très différente suivant les foyers volcaniques et qu'en général elle atteint son maximum là où les laves font défaut. Ainsi l'on n'observe presque aucun dégagement gazeux violent à Kilauea, où la lave bouillonne en permanence, tandis qu'à Java, l'absence de produits liquides coïncide avec un développement tout à fait exceptionnel de la puissance explosive. Les cônes formés de débris incohérents sont donc ceux que la destruction par les puissances internes menace le plus sûrement.

Maare 4e l'Bifel. — Bien que les formations volcaniques des régions rhénanes ne paraissent pas appartenir à la catégorie des phénomènes actuels, nous croyons néanmoins convenable de joindre, aux détails qui viennent d'être donnés sur les cratères d'explosion, un rapide exposé des caractères qui distinguent les gouffres lacustres ou maare de l'Eifel.

Le groupe le plus remarquable est celui de Daun qui, sur une distance de 2200 mètres, permet d'observer, côte à côte, les trois dépressions de Gemùnd, de Weinfeld et de Schalkenmehren, creusées dans les schistes et les grès du dévonien inférieur, sans que ces derniers aient éprouvé le moindre dérangement. Le maar de Gemûnd, large de 400 et profond de 62 mètres, occupe le fond d'une cavité dont les parois, très inclinées vers l'intérieur, sont formées de schiste et de grès, n'offrant aucune trace d'actions calorifiques. On n'y observe ni laves ni scories; mais en approchant des deux lacs de Weinfeld et de Schalkenmehren, on voit apparaître les éléments en question ; sur le sol, formé d'un tuf volcanique, se montrent, avec des scories et de petites bombes, des fragments de schiste dévonien, couverts d'un enduit vitrifié, tandis qu'à l'intérieur leur structure est intacte (1).

Le maar de Weinfeld a 520 mètres de grand axe, 360 mètres de petit axe et 102 mètres de profondeur. Celui de Schalkenmehren a 550 mètres de diamètre et n'est profond que de 32 mèlres ; tandis que ce dernier lac s'écoule par un ruisseau dans la vallée de l'Alf, les deux autres sont sans écoulement, bien que celui de Gemûnd ne soit séparé de la profonde vallée de la Lieser que par une crête à pentes roides, de 220 mètres de largeur.

Le Pulvermaar ou lac de Gillenfeld est entouré d'une ceinture continue de débris, consistant en fragments de schiste et de grès; l'ensemble forme un bouri"elet de 45 mètres de hauteur, plongeant, vers l'intérieur, de 45 degrés et, vers l'extérieur, de 35 degrés. Quelques roches volcaniques sont disséminées au milieu de ces débris qui, en ce point, masquent entièrement leur substratum de terrains sédimentaires.

(1) Von Dechen, Geognosiischer Fiihrer zu der Vulcanreihe der Vorder-Eifel , 1861, p. 673. — Lyell, Eléments, 1865, p. 673.

IW DÏMUQCE RTEJLNE.

Enfin le maar de Meerfeld montre sur ses parois, tantôt des couches en place de grès et Je schiste, tantôt des anus de débris formés de schiste pulvérisé. L« -tories ; font défaut, mais on y a trouvé des blocs de péridol el d'autres sub- >tances volcaniques. Le diamètre moyen de la caritè est de 900 mètres et si profondeur atteint 200 mètres. Le lac forme une ellipse dont le plus grand diamètre est de 700 mètres.

Vn cratère semblable existe sur la rive gauche du Rhin, près de Bonn; c'est le Roderberg, cavité circulaire de 100 mètres de diamètre el de 50 mètres de profondeur, ouverte dans des grés et schistes anciens, en couches très inclinées qui arrivent, d'un côté, jusqu'au fond du cratère, où elles sont recouvertes par un gravier quarUeux, surmonté par des scories et un sable tufacé. Sur le bord apposé se montrent des cendres el des scories. Ici l'explosion a fait éclater à la fois le terrain ancien et sa couverture d'alluvions, dont quelques galets quarlieux ont saule en l'air et sont retombés au milieu des débris volcaniques.

■cMpurti Liaifilfnnm. — Vn fait assez fréquent est la présence, autour d'un cratère en activité, d'une sorte de rempart circulaire plus ou moins complet, souvent réduit à un demi-cercle et figurant lui-même un cratère beaucoup plus grand que le premier. On dirait d'une enceinte fortifiée, entourant un donjon central. Le Tengger de Java appartient à cette catégorie, dont l'île offre d'ailleurs plus d'un exemple. Les remparts c ra ter i formes y ont 500 mètres el plus de hauteur verticale et un diamètre qui va jusqu'à 7 kilomètres el au delà.

La même disposition esl fréquente aux Açores el se reproduit sur l'île de l'aima, dans les Canaries. Les Espagnols ont donné aux bassins circulaires aiusi formés le nom de CaMeira» ou chaudières. Cette structure est représentée en

Fig. 1T,. - L'Encloi et II Pilon-Borj dam nie de li Réunion 'd'iprfe H. Vélaii

Kiirope par la montagne demi-ci rculaire de la Somma, qui entoure le Vésuve au nord et à l'est (voir fig. 70).

Les remparts cra lé ri formes sont bien développés à l'Ile de la Réunion. oA ils portent le nom d'enclot; celui qui entoure le cralère éteint du piton Bory

ig. 93) a, d'après H. Yélain (1), 6500 mètres de diamètre ; ses parois verticales, ont la hauteur dépasse 100 mètres, laissent voir une superposition régulière de mlées de laves presque horizontales.

Entre la base du rempart et le cône s'observe un petit cratère adventif de tories rouges, ayant 12 ou 15 mètres de hauteur sur 250 ou 300 mètres de cirmférence et auquel sa forme particulière a fait donner le nom de Formica-leo.

H est à remarquer que les gouffres cratériformes ont, en général, un diamètre diablement supérieur à celui de nos grands volcans modernes.* Nombre d'entre îx présentent des bancs de lave compacte, qui paraissent alterner régulièrement ree des couches de débris. Ne croyant pas pouvoir expliquer une telle structure ir le jeu des forces actuellement à l'œuvre, plusieurs savants ont basé, sur la isposition de ces cavités en forme de chaudières, une théorie qui a tenu, dans histoire scientifique du dix-neuvième siècle, une place importante; c'est celle es cratères de soulèvement. Nous allons en exposer brièvement les principes et ous ferons connaître ensuite les arguments à laide desquels elle a été comittue.

Maeftpe de la théorie des cratères de •ouléTemeat. — Pendant fort long-

rnps il n'était venu à l'esprit de personne que les cônes volcaniques pussent oir une autre origine que l'accumulation, autour d'un même point, des raatémx rejetés par la cheminée. C'est seulement depuis les voyages de Léopold de ich aux îles Canaries et de Humboldt aux Andes équatoriales, qu'une autre •ctrine a pris naissance.

F*our ses partisans, les grands cônes volcaniques et surtout les remparts crarï formes tels que la Somma, la Caldeira de Palma et autres montagnes du ôiue genre, résultent non de la chute, autour de l'orifice de sortie, des matéaux rejetés par les explosions d'un volcan, mais d'un soulèvement du sol, opéré ^8 l'action d'une poussée verticale, agissant sur un seul point. De la sorte, le îpnrin s'est d'abord soulevé en forme de dôme, puis rompu en donnant nais- ***ce à un système de fentes étoilées qui convergent au-dessus du centre de °Ussée, où elles se réunissent en un abîme cratériforme ; de là le nom de cra- ^ede soulèvement. Plus tard, au centre de cet abîme, les projections de la che- ^née ont fait naître un autre cône, sensiblement plus petit et uniquement formé le débris : c'est le volcan proprement dit. Ainsi la Somma serait un cratère de enlèvement, au centre duquel les éruptions auraient produit le cône actuel du 'é*Uve. De même le cratère de l'Etna aurait pris naissance au sommet du dôme ^levé en masse.

Afin de bien établir dans quel sens la théorie doit être entendue, il convient ^e reproduire ici quelques extraits des auteurs qui l'ont prise sous leur patrona^e- Parlant du Pic de Teyde, sur l'Ile de Ténériffe, Léopold de Buch, le premier (lyi ait développé cette doctrine, s'exprime ainsi :

<l) Hùnon à nie Saint-Paul, Taris, 1870, p. 141.

« Le cône est le produit du soulèvement d'une masse, sollicitée par des forces intérieures qui tendaient à se faire jour et qui, en se frayant un passage au milieu du cratère de soulèvement, ont fait prendre à la masse supérieure la forme d'une voûte (1). »

À propos du Vésuve et de l'éruption qui coûta la vie à Pline, de Buch écrit :

« Le volcan est sorti à cette époque tout formé du sein de la terre. Il ne s'est point constitué par l'écoulement successif de courants de lave. Au contraire, sa hauteur, depuis 6e moment, n'a cessé de décroître (2). »

Enfin, au sujet de l'Etna, le même auteur ajoute (3) :

« On ne peut se refuser à y voir au premier abord un individu pour ainsi dire parvenu à sa perfection dès l'instant même de sa naissance. Sa forme ne peut guère, en effet, être le résultat d'un accroissement long et irrégulier, déterminé par des éruptions successives. Elle est trop régulière et trop symétrique pour justifier une telle origine. »

De son côté, Humboldt a écrit la page suivante (4) :

« L'action volcanique agit en donnant au sol, par le soulèvement, une forme et une configuration nouvelles ; elle n'agit pas, ainsi qu'on l'a cru longtemps d'une manière trop exclusive, comme force constitutrice, en accumulant des

scories et des couches de lave Le sol se gonfle comme une vessie, ainsi que

l'indique l'inclinaison régulière des couches soulevées du dedans au dehors. Une explosion semblable à celle d'une mine, en faisant sauter la partie moyenne et culminante de ce gonflement, ne produit parfois que ce que M. de Buch si

appelé un cratère de soulèvement Parfois l'explosion fait sortir du milieu Am

cratère une montagne en forme de cône ou de dôme et c'est alors seulement qiB^ le relief du volcan est complet. Le plus souvent le faîte de la montagne fc^t ouvert. »

|J L'opinion qui vient d'être exprimée rencontra, dès le début, l'adhésion "*

Dufrénoy et d'Élie de Beaumont. Le premier a écrit, au sujet de la Somma (5)

« Les laves dont elle se compose se sont épanchées en nappes horizontal *"! sous-marines: Après quoi la montagne s'est soulevée à l'époque de la format*0 des champs Phlégréens. »

Quant à Élie de Beaumont, voici comment il appréciait la formation ** l'Etna (6) :

* Un jour, l'agent intérieur qui fendait si souvent le terrain (que l'auteur ** m avoir été jusqu'à cette époque une plaine composée de couches volcaniques ho^ zonUiIes), ayant sans doute déployé une énergie extraordinaire, l'a rompu

(1) De la nature des phénomènes volcaniques dans les îles Canaries, trad. Boulanger. PtT*^ 1846, p. 202.

(2) Wid.% p. 234.

(3) Ibid., p. 320.

(4) Cosmos, trad. Galuski, I, p. 256.

(5) Mémoire sur les terrains volcaniques des environs de Kaples, p. 3t>0.

(6) Mém. de la Soc. géologique de France, IY, p. 188-105.

soulevé. Dès lors, l'Etna a été une montagne; ce soulèvement s est opéré subitement et d'un seul coup. »

Honte Nu©*©, Xorallo. — La doctrine dos cratères de soulèvement ne se présentait pas dans la science comme une simple spéculation théorique. Elle prétendait s'appuyer sur des faits d'expérience et notamment sur certains cas d'intumescence du sol dont l'homme aurait été le témoin, tant au Monte Nuovo, dans les champs Phlégrèens, près de Naples, qu'au volcan de Xorullo, au Mexique.

Le Monte Nuovo est une montagne de débris rejetés, de 134'» de hauteur sur 2 kilomètres et demi de base avec un cratère de 128", qui s'est formée en 1538, dans l'espace de deux jours et de deux nuits. Le sol environnant est constitué par un tuf sous-marin, semblable à celui du Pausilippe. Au dire d'un témoin oculaire, l'éruption avait été précédée par une certaine intumescence du sol.

Un autre témoin parle d'un léger soulèvement de toute la plaine située entre le lac Aveme, le Monte Barbaro et la mer, dont le rivage recula d'environ 200 pas ; il y eut en môme temps formation de fissures.

Le Xorullo ou Jorullo est un volcan qui prit subitement naissance en 1759, au Mexique, au milieu d'un pays jusqu'alors occupé par les plus riches plantations. Ce volcan est entouré par une plaine dite Malpays, plus haute de 168 mètres au centre que sur ses bords et remplie par des milliers de petits cônes de 2 à 3 mètres, appelés hornitos, dont chacun représente l'ouverture d'une fumerolle, le cône du Xorullo domine le Malpays de 493 mètres (1). Sur la foi de récits recueillis chez les Indiens, Humboldt représentait cette plaine comme s'étant gonflée en forme de vessie et comme originairement constituée par les mêmes Matériaux non volcaniques que le terrain environnant. Mais depuis, ces récits ont dû être rectifiés et il a fallu reconnaître que l'éruption du Xorullo avait eu lieu dans des conditions tout à fait normales. Loin d'être composé d'une marne s&Hrnentaire, comme le croyait Humboldt, le sol du Malpays est le produit de l'altération d'une lave basaltique très visqueuse, qui, en s'épanchant sur un sol d'abord horizontal, a fini par former un dôme elliptique surbaissé, ayant de 5 a 6 degrés de pente. Une foule de cônes de fumerolles, qui s'étaient développés à 83 surface, ont été ensuite recouverts par une cendre noire. Des pluies torrentielles ont aggloméré les cendres en donnant naissance à des concrétions concenhiÇUes, qu'on avait prises d'abord pour des sphéroïdes de basalte. D'ailleurs, fait bien décisif, les maisons qui existaient à la surface du Malpays avant 1 éruption n'ont subi aucune sorte de dérangement et on retrouve leurs murs wtocaux au milieu des épanchements qui les entourent (2).

Enfin le Xorullo n'est lui-même que le plus élevé d'une série de six cônes volcaniques formés, à la manière ordinaire des cônes adVentifs, le long d'une grande fissure traversant le Malpays.

IV) Fudw, op. cit., 10.

(-) Foaqaé, Santorin et se$ éruptions.

On le voit, les arguments par lesquels on a essayé de prouver la formation actuelle de cratères de soulèvement sont bien faibles. Ils le deviennent encore davantage si nous ajoutons qu'en 1846 le manuscrit original de l'un des témoins de la naissance du Honte Nuovo ayant été découvert, on put se convaincre que l'intumescence signalée avait été précédée d'un affaissement de quelques mètres.

Quant aux mouvements de la côte, ce sont des oscillatious qui n'ont rien de commun avec le gonflement étoile qu'exige la théorie. En 1538, tout le littoral, de Pouzzoles au Monte Nuovo, a été soulevé de plus d'un mètre, mais en masse et sans que rien fût changé à la stabilité des temples de Pluton et d'Apollon.

Pour en finir avec le Honte Nuovo, disons que, malgré les récits formels qui établissaient que son cratère avait été construit par une accumulation de matériaux rejetôs, on s'était plu à y voir un tuf sous-marin soulevé. La présence de coquilles marines ne pouvait rien signifier, puisque, à supposer que le cône eût été élevé avec les matériaux du tuf sous-marin qui formait autrefois la contrée, les coquilles devaient s'y rencontrer, avec leur gangue, à l'état de blocs rejetés et non en place. Mais Lyell a fait à cet égard une observation décisive. Sur les talus intérieurs du cralère, affectés d'une contre-pente dirigée vers le fond, il a vu des couches de débris contenant, avec les mêmes coquilles marines, des fragments de poteries et de briques romaines (i).

Laissant donc de côté l'observation directe, qui ne paraît fournir aucune preuve^ en faveur de la formation des cratères de soulèvement, arrivons à Tinterprétatior^ des structures anciennes, qui a mis en conflit les partisans de cette doctrii**? avec le plus grand nombre des géologues, parmi lesquels il convient surtout d.*1 citer Cordier, Lyell, Poulett-Scrope, Virlet-d'Aoust, Constant Prévost, Dan*»* Jungliuhn, etc.

Le Vésuve et la Somma. — Le cône actif du Vésuve est entouré par u11 rempart demi-circulaire, la Somma, dont le sépare un fossé continu de plus "'* 400 mètres de profondeur, qu'on nomme YAtrio del Cavallo. Le diamètre de *€Ï Somma est d'environ 4 kilomètres.

Tandis que le cône actif est composé de cendres et de débris, la Somma of* '^ une succession de lits de scories et de couches de lave aniphigénique, généra Ie' ment épaisses de 2 ou T> mètres et plongeant régulièrement vers l'extérieur sc**^ un angle de 24 à 26 degrés. La surface des nappes de lave est un peu scoriacé*^ * mais elles sont si bien réglées et offrent à l'intérieur une texture si compact**' qu'à l'époque où Ton croyait que des pentes très faibles pouvaient seules conv^-' nir à des coulées régulières, Ou ne pouvait admettre que ces nappes fussent dar* ^ leur position originelle. 11 fallait donc supposer un relèvement conique autoil ** de l'axe de la cheminée. Comme d'ailleurs, surtout vers la base, les escarpement^ de la Somma, du côté de l'Àtrio, laissent apercevoir un très grand nombre de? filons plus ou moins verticaux de lave semblable à celle des nappes, on y voyait le résultat du remplissage, par la matière éruptive, des fentes provoquées par

(1) Lyell, Principes.

CRATÈRES DE 8OTIÈVKMENT.

l'étoilement. Enfin cette manière de voir pouvait sembler d'autant mieux justifiée que, dans la masse de la Somma, on avait trouvé des coquilles marines, d'où Ton inférait qu'elle résultait du soulèvement en masse d'un tuf sous-marin.

Dans cette conception, la Somma eût été un dôme soulevé en bloc par les forces intérieures et sur le sommet duquel une période de repos aurait amené la formation d'un fond plat cratériforme, en attendant que l'éruption de 79 fit naître sur ce fond, en démantelant une partie du sommet, le cratère actuel.

Quant à l'opinion professée d'abord par de Buch, que le relèvement de la Somma datait de l'an 79, elle n'est pas soutenable, car Strabon, cent ans avant l'éruption, décrit cette montagne comme ayant un sommet plat, mais stérile.

Fig. 94. — Le Vésuve actuel.

Le Vtaive du temps do Strabon.

ressemblant à de la cendre et dont les pierres sont noires et poreuses comme si elles avaient été exposées au feu (fig. 94). Lvell s'est livré à un minutieux examen de la Somma. Il a constaté d'abord

que les couches de lave y sont beaucoup moins fréquentes qu'on ne croit et que souvent on a donné ce nom à des tufs compacts, à cause de leur apparence extérieure. Les laves paraissent exclusivement limitées à la partie de la Somma la plus voisine de l'Àtrio (fig. 95) ; encore n'y forment-elles que le cinquième de la

Fig. 95. — Coupe nord-sud du Vésuve, a, la Somma; h, A trio del Cavallo; c, Punta del Palo; d, cratère de 18±Ê; e, Camalduoli; f, Torre del ànnunziata. — 1, tur poncoux; 2, tufs et Leucitophyre de la Somma ; 3, cône de débris modernes. — 1, filons de lave.

ma88e. De plus, il n'est nullement démontré que toutes celles dont la tranche P^ait horizontale sur les parois de l'Atrio soient de vraies coulées. Leur enche- 'toement avec les filons verticaux autorise la supposition que plusieurs d'entre «U« peuvent être des filons presque horizontaux, injectés entre deux couches de SCftrie*80us la pression de la masse qui, autrefois, remplissait le grand cratère ; ^ ce cas leur compacité s'expliquerait sans la moindre difficulté.

kplus quand on examine de près, au lieu de les regarder d'en bas, beaucoup * ces nappes en apparence si régulières, on constate que leur tranche horizon- We se décompose en parties finissant latéralement en coin et s'enchevôtrant les unes dans les autres par leurs extrémités. De la sorte, chaque nappe est for-

448 DYNAMIQUE IN1ERNE.

mée de plusieurs coulées juxtaposées et ainsi disparait l'objection tirée de la grande surface qu'auraient occupée ces épanchements.

Les fentes d'étoilement font défaut sur la pente extérieure de la Somma. Les ravins qui en entament les flancs n'arrivent jamais jusqu'à la crête, et leur tête est le plus souvent formée par un précipice ou une cascade ; enfin aucun de ces ravins n'est occupé par un dyke de lave.

Si les coquilles marines se rencontrent à la Somma, c'est dans les blocs rejetés. Il y a mieux, ces blocs ne sont pas seulement des fragments de tufs sous-marins; on y rencontre souvent des morceaux non altérés de marnes subapennines avec leurs fossiles et certainement ces morceaux n'ont jamais pu faire partie du tuf hypothétique dont le soulèvement aurait donné naissance à la montagne. Mais un fait encore plus décisif a été constaté par MM. Lyell et Guiscardi. C'est la présence, dans les tufs des ravins, de beaucoup d'empreintes végétales appartenant à des fougères et à des arbres dicotylédones, tels que le chêne, preuve manifeste que ces tufs n'ont pas une origine marine.

Reste la question des grandes dimensions de la Somma. Mais outre qu'elles n'ont rien d'excessif, car Lyell a pu voir sur les pentes de cette montagne des blocs jetés par l'éruption de 1822, on est parfaitement autorisé à penser que ce grand cône est le produit d'une période d'activité plus intense que celle au milieu de laquelle nous vivons. Les éruptions de l'île de Java ont d'ailleurs donné le spectacle de projections bien autrement énergiques que celles qui auraient été nécessaires pour construire le cône de la Somma et il suffit de mesurer les cratères du Tengger et du Raun, dont le moindre a 6000 mètres de diamètre, , pour apprécier jusqu'où peut s'étendre la force d'un volcan.

En résumé tout porte à croire que la Somma est un ancien cône de débris, pro

venant d'éruptions d'une grande violence, antérieures à l'époque actuelle et quei^a le sommet de ce cône s'est effondré en l'an 79, par suite de l'explosion, long — temps comprimée, qui a fait naître le Vésuve en son milieu.

L'Etna. — L'Etna, comme le Vésuve, a paru fournir de sérieux arguments eic: faveur de la théorie des cratères de soulèvement. Cette montagne qui, pa' ses dimensions gigantesques, semble défier le travail ordinaire des volcans, offre-^ dans sa structure un trait fort remarquable : c'est une échancrure en forme d'immense ravin ou plutôt d'amphithéâtre aux parois verticales, qui s'ouvre dans le flanc oriental de la gibbosité centrale, au pied du Piano del Lago et dont la profondeur varie entre 300 et 1200 mètres. Cette échancrure est connue sous le nom de Val del Bove (fig. 96). 11 semblait naturel de considérer cette énorme coupure, plus large au sommet qu'à la base, comme une fracture produite lors du soulèvement conique qui avait donné naissance à la gibbosité centrale. De plus, la roideur et la hauteur des parois du Val del Bove, sur lesquelles viennent affleurer les formations qui constituent cette partie de l'Etna, permettent, pour ainsi dire, de pénétrer jusqu'au cœur de sa structure intime. Or on ne peut manquer d'être frappé de la parfaite régularité des couches successives dont la

CRATÈRES DE SOULÈVEMENT. Mit

montagne est composée. Des bancs de lave compacte, de 2 mètres environ depaisseur, y alternent avec les strates de débris, partageant leur inclinaison dirigée vers la base du volcan. Une quantité de filons ou dykes de lave recoupent

Fig. 96. - U V»l ciel

en tous sens les couches superposées. Aussi Élie de Beaumont, abandonnant d'ailleurs les idées exclusives de de Buch, qu'il avait un moment professées et reconnaissant que les talus latéraux de l'Etna étaient produits par l'épanchcment naturel des laves, soutenait-il, en revanche, que la gibbosité centrale ne pouvait devoir sa forme et sa structure qu'à un soulèvement en masse. De là vezuii, selon lui, la discontinuité manifeste qui existe dans le profil, entre cette fT*fc»bosité, d'une part, et, de l'autre, les talus qu'elle surmonte ou le cratère d'éi"** plion qui la couronne. Le Val del Bove résulterait, dans cette conception, " **n effondrement survenu pendant que l'immense ampoule volcanique était été- *è«* dans les airs.

En résumé, pendant une longue période d'activité, des laves et des débris sef^ent sortis par de nombreuses fentes et se seraient étalés, en couches horizontales ou faiblement inclinées, sur la surface qu'occupe aujourd'hui l'Etna; puis, U|t jour, ces couches auraient été redressées autour d'un axe commun de soulè- 1enient, donnant naissance à la gibbosité centrale, pendant que l'écroulement "Une partie de la masse produisait, dans le Val del Bove, un cratère irrégulier. Vais les mêmes motifs qui portent à considérer la Somma comme un ancien rose de débris s'appliquent avec la même force a l'Etna. Il n'y a, sur celte dernière montagne, aucune trace de soulèvement étoile et si l'on répugne à croire qu'une même bouche volcanique ait pu rejeter tous les débris dont se compose la gibbosité, il suffit de se reporter aux observations par lesquelles Lyell a établi la probabilité de l'existence, à une époque antérieure, de deux orifices volcaniques principaux.

En effet, une des particularités du Val del Bove est la variété des plongements qu'on observe dans sa partie méridionale. A la suite d'un minutieux examen des

lieux, Lyell (1) s'est convaincu que ces plongements divergeaient tous autour d'un centre commun, qu'il a nommé Taxe du Trifoglietto et il a émis l'idée qu'en ce point devait déboucher autrefois une cheminée latérale, formant, avec la cheminée actuelle, un double centre d'éruption. Ainsi l'Etna aurait été, à l'origine, un volcan double, comme il en existe plusieurs aux Indes orientales ; mais les éruptions du cratère actuel ayant fini par prédominer, ont enseveli le cône latéral. A la jonction des deux systèmes, les couches de cendres et de laves ont dû devenir horizontales comme cela s'observe à Java d'après Junghuhn, toutes les fois qu'il y a deux centres distincts d'éruption. Ainsi s'expliquerait très bien l'horizontalité constatée des couches à la jonction du Piano del Lago avec l'escarpement terminal du Val del Bove.

On ne peut nier que cette explication ne soit extrêmement plausible et, en voyant la prodigieuse quantité de cratères adventifs dont les flancs de l'Etna sont parsemés, on se figure sans peine que beaucoup d'autres semblables ont pu être ensevelis à mesure que la montagne croissait en hauteur et en volume. Que plus tard une explosion mette à nu l'espace occupé par un de ces cratères ensevelis et les apparences du Val del Bove s'y reproduiront sur une plus petite échelle. Cette énonne cavité peut donc être attribuée à une explosion, survenue sur l'emplacement d'un ancien cratère, autrefois conjugué de celui du sommet.

En résumé, l'Etna est un volcan formé d'une accumulation progressive de débris et de laves; mais on peut dire, avec H. Judd (2), que sa construction offre une solidité exceptionnelle, en raison de l'innombrable quantité de dykes de lave qui se ramifient en tous sens au milieu des couches du grand cône, imprimant à. l'ensemble la résistance d'une maçonnerie cimentée par un excellent mortier. II est vraisemblable qu'à mesure que la montagne croissait en hauteur par lesdéjec — lions successives du cratère, les parties faibles de ses flancs, cédant sous le poid^= de la colonne liquide contenue dans la cheminée, devaient se fendre en divei sens ; mais bientôt l'injection de la lave dans les fissures et l'accumulation d< nouvelles couches de débris, survenant par dessus, réparaient et consolidaient l'édifice. Ainsi le volcan a grandi, continuant à affermir ses flancs par de nombreuses éruptions latérales, dont témoignent suffisamment, avec les courants di lave visibles, les cônes parasites partout répandus sur sa surface. S'il s'est trouvi une explosion assez forte pour y faire naitre le gouffre du Val del Bove, partou "* ailleurs la montagne a résisté aux puissances internes qui auraient amené la des ' truction d'un assemblage moins fortement cimenté.

Le elrque de Santorln. — Il était naturel que le cirque de Santorin, do** le grand axe dépasse 11 kilomètres, fût, à plus juste titre encore que la Somm***" considéré comme un type de cratère de soulèvement. Mais, en étudiant de prê^ sa structure intime, il est impossible d'y rien découvrir qui concorde avec cetl^

(1) Lyell, Principes, trad. française de Ginestou, II, p. 12.

(2) Judd, Contributions to the sludy ofvolcanos. — Geological Magasin*, 1875, p. 355.

hypothèse (1). Le plongement des couches de débris et de laves, bien que dirigé, en moyenne, vers l'extérieur, varie beaucoup d'un point à un autre. Les strates de lave, en apparence horizontales et régulières, dans leurs affleurements sur les parois verticales de la baie, forment, en réalité, des coins enchevêtrés. La masse métamorphique du mont Saint-Élie se montre complètement indépendante des terrains volcaniques qui l'entourent et le redressement des strates y est absolument le même que dans l'ensemble des terrains anciens des côtes voisines, sur lesquels l'action volcanique ne s'est pas fait sentir. Mais il y a plus ; nous avons dit que toutes les pentes de Théra et de Thérasia étaient couvertes d'un tuf ponceux très épais qui repose directement sur les couches de débris et de laves. En exploitant ce tuf à Thérasia, on a découvert à sa base la maçonnerie d'une maison de date très ancienne, dans la construction de laquelle le tuf, aujourd'hui si recherché comme pouzzolane, n'est intervenu en rien et M. Fouqué s'est assuré que les murs en sont restés absolument verticaux. Or cette maison, fondée sur le corps môme du massif volcanique de Santorin et détruite par l'événement qui a déterminé la chute du tuf ponceux, atteste, par la verticalité de ses lignes, qu'il n'est survenu, depuis sa construction, aucun dérangement du sol. Donc il y a eu une explosion assez puissante pour étaler une nappe de tuf sur toute l'étendue de l'Archipel de Santorin, sans que l'assiette du cône en fût aucunement dérangée et cela suffit pour que les couches de débris qui constituent ce cône soient légitimement considérées comme dues aux projections d'un ancien volcan, dont la cheminée occupait sans doute l'emplacement où sont aujourd'hui les Kaménis (voir fig. 81).

L'inclinaison actuelle des couches de lave de Santorin ne résulte pas d'un :x%dressement ultérieur. M. Virlet d'Aoust a fait la remarque que la partie supérieure de ces nappes offre en général des cavités vésiculaires allongées dans un sens déterminé, qui est celui de l'écoulement de la lave. Or les directions des -vésicules, à Santorin, divergent du centre de la baie, ce qui prouve bien cjue les coulées ont eu lieu sur une surface conique et non en couches horizontales.

Quant au phénomène qui a fait naître, à la place de la cheminée, un vaste

cirque profond de près de 800 mètres (car la sonde a mesuré dans la baie une

profondeur de 390 mètres et la crête des falaises de Théra atteint par endroits

3W mètres d'altitude), M. Fouqué pense qu'il y faut voir la combinaison d'un

eflbndrement et d'une explosion. L'effondrement n'a rien que de très admissible

81 'on songe à la nature visqueuse des laves trachytiques qui constituent les

^ûênis, et qui se soulèvent lentement, à demi liquides, comme une véritable

^time, lorsqu'elles subissent l'action de la poussée intérieure ; que cette poussée

Vlenne à faire défaut et les intumescences, crevant comme des ampoules, pourront

8engloutir dans les cavités produites par la retraite de la lave. Les deux vallées

*QU&-inarmes qui passent, l'une entre Théra et la pointe nord de Thérasia, la

M Fouqué, Santorin et ses éruptions, Paris, 1878.

seconde entre cette ile et Aspronisi, attestent d'ailleurs que le grand cône avait été échancré par deux profondes crevasses : c'est sans doute après avoir reçu cette double blessure qu'il a cédé sous l'effort des gaz et des vapeurs.

L'époque à laquelle cette catastrophe a eu lieu est assez difficile à préciser. On doit penser qu'elle est antérieure à 2000 ans av. J-.C. : car en l'an 1500 de l'ère ancienne les Phéniciens envahirent l'Archipel de Santorin et y élevèrent des constructions sur le tuf ponceux (1). D'ailleurs les objets découverts dans la maison de Thérasia attestent une civilisation où l'usage du fer et du bronze était encore inconnu, ce qui semble autoriser à en reporter l'époque à la même date que les débuts de la civilisation égyptienne.

La Caldeira de Palaaa. — La Galdeira de Palma (fig. 97), dont Léopold de Buch a invoqué la structure à l'appui de sa théorie, est un amphithéâtre de 5500

O J SKa

Fig. 97. — Coupe de 111e de Palma, arec la Caldeira au centre (d'après Lyellj.

à 7500 mètres de diamètre, entouré de trois côtés par des escarpements abrupts* ayant de 450 à 750 mètres de hauteur verticale (2). A partir de la base de ce^ escarpements, un talus roide, revêtu d'une superbe forêt de pins, s'étend jusqtf*^ 600 mètres plus bas, où ses pentes convergentes se rejoignent en formant ^^ fond de l'entonnoir.

A l'extérieur, les flancs de la Caldeira s'inclinent en tous sens vers le deho avec une pente roide au voisinage de la crête, mais s'adoucissant à mesd qu'on s'approche de la plaine. Leur surface est sillonnée de ravins diverger* *~ * ou barrancos dont aucun n'arrive jusqu'à la crête du cirque et qui sont le prodt* m~ évident de l'action des pluies sur des matières peu cohérentes.

La partie de la Galdeira qui forme un rempart abrupt est constituée par couches alternatives de débris, de scories, de lapilli et de laves, plongeant pa tout vers l'extérieur sous un angle de 10° à 28° . Les bancs de lave, qui ne ment pas le quart de la masse, ne se prolongent jamais horizontalement sur plt^55^ de 800 mètres. Jamais, dans les lits de débris, on n'observe un seul caillo» roulé. La partie inférieure consiste en couches très bouleversées, parcourues pj* une infinité de filons, d'un tuf sensiblement plus ancien. Sauf en sa partie mèi*^ dionale où la Caldeira s'ouvre en un ravin descendant à la mer, on n'observ^^ sur sa crête aucune fissure, comme en exigerait la théorie des étoilements.

On comprend difficilement comment les couches de débris, quelques-unes^-

(1) Fouqué, Revue de* Deux Mondei, 15 oct. 1869.

(2) Lyell, Eléments, 6- édit., p. 021.

puissantes de plus de cent mètres, qui composent le rempart de la Caldeira, auraient pu s'accumuler sans donner naissance à une montagne. Que la masse du cône ait été augmentée par les innombrables filons de lave injectés dans ses fissures, cela est incontestable ; mais le gonflement graduel que cette augmentation aurait produit n'a évidemment rien de commun avec le mode de formation préconisé par les défenseurs des cratères de soulèvement. Il semble, au contraire, tout naturel de voir dans le gouffre de Palma le produit d'une explosion qui a détruit la partie centrale d'un cône volcanique.

L'île de Java. — M. Junghuhn, à qui la grandeur des phénomènes volcaniques dans l'île de Java permettait de soumettre la théorie de la formation des volcans à un contrôle en quelque sorte décisif, a résumé ses observations de la manière suivante :

1° Les fentes qui sillonnent les flancs des cônes volcaniques ne parviennent jamais jusqu'au sommet. Elles naissent fort au-dessous du cratère et atteignent leur plus grande largeur précisément aux points où la chute des eaux qui les parcourent en temps de pluies a dû agir avec le plus d'efficacité.

2° Si les laves sont inclinées jusqu'à 30 et même 36 degrés, les systèmes de fentes qui les découpent sont demeurés verticaux et n'ont, par suite, éprouvé aucun dérangement, comme cela aurait dû être si plus tard le relèvement du cône avait continué.

3° La formation tertiaire, très développée dans l'île de Java, dont elle forme les quatre cinquièmes, est quelquefois relevée en murs escarpés au voisinage des volcans ; mais c'est un relèvement d'ensemble et non suivant un cône et, de plus, ce relèvement n'a jamais été observé sur le flanc même des volcans.

Ce dernier fait est capital et il est pleinement d'accord avec ce qu'on observe, soit en Auvergne, où le calcaire lacustre qui supporte les grandes masses volcaniques du Cantal n'a pas été dérangé de son horizontalité, soit dans l'Eifel où la stratification des assises dévoniennes traversées par les épanchements éruptifs ne manifeste jamais le moindre symptôme de relèvement conique. Ce mode de dérangement ne peut donc être invoqué par les partisans de la théorie des cratères de soulèvement que quand il s'agit de tufs et de coulées, c'est-à-dire de roches d'origine manifestement volcanique et qui ont pu tout aussi bien recevoir leur inclinaison actuelle des conditions primitives de leur dépôt.

Conclusion». — C'est en vain que pour sauver au moins quelque chose de la

théorie de Léopold de Buch, ses défenseurs viendraient alléguer, comme on l'a

ftit parfois, qu'une montagne volcanique dans les fissures de laquelle la lave est

continuellement injectée, doit nécessairement éprouver une augmentation de

tolume qui se traduit au dehors par une certaine intumescence.

D'une part, il serait peut-être permis de répondre que toute production de fentes correspond, en général, à un effondrement, causé par les cavités que Jepanchement des laves au dehors ne peut manquer de déterminer sous les volcans; de telle sorte qu'en venant s'injecter dans les fentes produites, la lave

pourrait ne faire que combler des vides. Mais en admettant même qu'il puisse y avoir, par le fait des laves, un certain accroissement de la niasse du cône, un tel accroissement, produit d'éruptions successives, n'a quoi que ce soit de commun avec le relèvement en masse dont nous avons, au début de cette étude» indiqué la formule. 11 s'agit, comme dit fort justement Poulett-Scrope, c de savoir si le volcan a surgi tout entier du sein de la terre, d'un seul coup, gonflé comme une vessie par un seul effort (1). » Telles sont, en effet, les expressions mêmes dont se sont servis de Buch, Humboldt et leurs successeurs. Or, à cette question les observations recueillies dans toutes les parties du globe permettent de faire une réponse résolument négative.

Dômes d'intumescence. — Maintenant existe-t-il des points où l'intumescence progressive d'un grand massif volcanique ait été constatée? Si l'on se bornait aux observations faites en Europe ou dans les Indes néerlandaises, il faudrait répondre que non. Mais, à en juger par les dernières études de M. K. Gilbert sur le territoire méridional de l'Utah (2), les choses se passent différemment dans cette partie de l'Amérique. M. Gilbert y a constaté l'existence de masses trachytiques formant des lentilles ou plutôt des dômes au milieu des

roches sédimentaires des Monts Henry. Il a donné à ces intrusions le nom de Laccolithes (fig. 98).

Ainsi le mont Ellsworth forme un dôme ovale de 4800 mètres de petit axe sur 6400 mètres de grand axe et 1500 mètres de hau- Fig. 98. - Dômes formés par l'injection de teur, qui s'élève au milieu du terrain envi-

masses trachytiques dans les terrains sédi-

mentaires des monts Henry (d'après m. Gii- ronnant comme une grande taupinière. Les

couches de grès qui le composent, horizon-

tales au sommet, plongent jusqu'à 45° sur les flancs et redeviennent à peu horizontales à la base ; nulle part on ne voit le nucleus trachytique, mais liions sont nombreux. Le dôme du mont Ililler a 2000 mètres de haute! avec une base de 6400 sur 5200 mètres. La moitié de la couverture séd^J mentaire, celle qui devrait reposer sur le sommet, fait défaut et le trachyt^ apparaît à nu, entouré jusqu'à mi-hauteur par une ceinture de couches sécbS mentaires arquées.

M. Dana attribue la formation des laccolithes à la résistance opposée par U J trachyte, solidifié dès son injection dans les premières fissures du terrain ; ces^ culots, en bouchant les orifices par où la lave pouvait continuer à s'épancher ^ l'auraient obligée à dépenser tout l'effort do sa pression dans le soulèvement d^ l'obstacle opposé à son écoulement.

Il est à remarquer que M. Gilbert ne signale nulle part de crevasses étoilées^

(1) Poulett-Scrope. Mémoire sur le mode de formation des cônes volcaniques, trad. Pkrtggî* p. 15. — Quarierly Journal of the geol. Society of London, nov. 1859.

(2) Report on the geology of the Henry mountains. — American Journal, 5* série, XIX, p. il»

* Cf*

tili

Ut ^

sur les flancs de ces dômes. En outre, la figure qui reproduit les circonstances de ces curieuses éruptions montre bien qu'il ne s'agit nullement d'un effort mécanique profond, mais bien d'une intumescence superficielle. Il n'y a d'ailleurs, dans le voisinage, aucune trace d'actions explosives ni de débris projetés. Observons enfin que le fait signalé par M. Gilbert n'appartient pas en propre à la catégorie des phénomènes actuels, ni même à celle des volcans, dont il n'y a pas de traces dans le voisinage. C'est une structure d'éruption, de date relativement ancienne, pour l'explication de laquelle on propose une hypothèse dépourvue jusqu'ici de toute vérification directe. On doit reconnaître néanmoins que les faits observés à Santorin rendent cette explication assez vraisemblable et que, si des dépôts marins sédimentaires avaient eu le temps de se former au fond de la baie pendant que le volcan était en repos, l'intumescence qui a amené au jour les Kaménis aurait pu soulever ces dépôts en les redressant sur les bords.

;. — Après avoir décrit les diverses manières d'être que l'activité volcanique est susceptible de revêtir, il y a lieu de recbersi ses manifestations doivent être envisagées comme des phénomènes locaux i, au contraire, il est nécessaire de les rattacher à une cause générale. On conçoit que la première manière de voir ait trouvé des partisans à l'époque où le VÊÊgmàe savant ne connaissait guère, en fait de volcans, que ceux du bassin de la Méditerranée; et encore, le plus souvent, pour en avoir entendu parler piolet qgÊt par vue observation directe. Celait le temps où Werner admettait que ïuÉManfioa spontanée de gisements de combustibles suffirait â expliquer les rokaniques, et où, forts de rexj*rience de Lémery, qui produisait miniature avec du soufre et de la limaille de fer humide, les 5eptudai» l'oxydation de» pyrites et autres réaetioo» du même ordre, mur* 4* chaleur capable de produire des émissions de laves et des projecs*«a*i~- Cb aie» «Ltlstares camptent aujourd'hui bien peu de défenseur* ; nhtnmtÂm ôire qu'eJle* aient enlierexœnt ditparu de la «rieuse et, m Vaiî h fBWiLrtfc *>* c£Z2±r^ d* la xo\ea*'*riU ou du toUnmi*aw, i*,ut e*ijp)'/}er ^tslmifr teà*z vxrnaà a^fe*. est une de celle» qui pr'/ioqueul efvy/fe *vy#ir- *» fc f4n» ftt <»>«iUTrtxli«jfr. p«ii e**i}er, *u#/u dt U jev>odf e wjti*T<ujxtA, •■■■■* f ; }>icvr q&l'T** inai^*** 1* proiiier* cl*** a fci*e e*à 4* t+rjMi3uâtxk***rt *£ v-j-itat ^u^yn^rÂy^k IVtiT:** W»rj£~ï*r. et* *.^>wnia «zibbt eu ritfc-

ont donné des signes de vie authentiques autrement que par des sources thermales ou des solfatares. Humboldt énumérait 223 volcans actifs. M. Keith Johnston en a admis 270, dont 190 dans le seul domaine de l'océan Pacifique. M. Woodward(t) n'en compte que 226. Encore, d'après M. Credner (2), n'y en aurait-il que 159 qui aient été en éruption depuis le milieu du dix-huitième siècle. M. Fuchs (5), qui a dressé récemment une statistique particulièrement soignée, compte 323 volcans ayant donné, depuis trois siècles, des preuves de leur activité.

Quant aux volcans réellement éteints, leur nombre est d'au moins quatre cents et même, pour quelques auteurs, il dépasserait notablement ce chiffre. On conçoit d'ailleurs que l'exacte évaluation en soit impossible, car, sur un groupe de volcans éteints et en partie démantelés, à quels caractères pourra-t-on distinguer sûrement les cratères principaux des cônes parasites ?

Mais ce qui importe beaucoup plus que le nombre des bouches volcaniques, c'est la position qu'elles occupent sur le globe. Les volcans sont-ils concentrés en quelques points privilégiés, de telle sorte qu'on puisse à la rigueur leur assigner une cause locale, ou bien leur mode de distribution n'impose-t-il pas l'idée d'un phénomène général, s'étendant sur tout l'ensemble de la surface terrestre? Telle est la question qu'il convient maintenant d'examiner.

Distribution géographique des bouches volcanique». — Tout d'abord, il

n'est aucun méridien ni aucun parallèle de latitude sous lequel on ne puisse s'attendre à trouver des volcans. Au pôle nord comme au pôle sud, aux latitude^ moyennes comme à l'équateur et à toutes les distances possibles de l'origine de& méridiens, il n'y a pas de situation géographique qui paraisse incompatible ave*^ l'existence d'évents volcaniques. Si donc la distribution n'en est pas uniforme, duu moins elle n'est pas non plus localisée dans une partie déterminée du globe.

Cependant il est un fait trop général pour n'avoir pas, depuis longtemps, frappa les observateurs. Tous les volcans actifs se trouvent sur des îles ou dans le voisf nage immédiat de la mer. On en a tiré cette conclusion que l'Océan était us^* facteur nécessaire de la production des phénomènes volcaniques. Pour bien juge** de la valeur de cette conception, examinons de près les diverses circonstance^ de la distribution des volcans.

Cercle volcanique du Pacifique. — On se rappelle que le globe est sillonna par trois dépressions longitudinales, celle du Pacifique, celle de l'Atlantique cm* celle de l'océan Indien, auxquelles s'ajoute une dépression transversale méditer — ranéenne (4).

Or tout le pourtour de l'océan Pacifique n'est autre chose qu'un immense anneau de feu, sur la circonférence duquel l'activité volcanique est à peu près ininterrompue. Ce cercle commence à la Nouvelle-Zélande, par les volcans

(1) Geological Magazine, 1871, p. 340.

(2) Trait* de Géologie, p. 153.

(3) Les Volcans et les tremblements de terre, Paris, 1878, p. 33.

(4) Voy. ante, p. 55 et 56.

encore fumants de Tongariro et de Whakari, le premier dépassant 3000 métrés de hauteur; les îles Yiti,avec leurs anciens cratères où des sources thermales se font jour, relient la Nouvelle-Zélande aux volcans actifs des Nouvelles-Hébrides, de Santa-Cruz et des îles Salomon. Alors commence la série des îles de la Sonde, la plus remarquable de tout le globe par le nombre et la grandeur des bouches volcaniques. En y comprenant les Philippines et les Moluques, on peut compter 49 volcans actifs ; mais si Ton ajoute les volcans éteints, le nombre total s'élève à 109, dont 45, d'après M. Junghuhn, pour la seule île de Java. Parmi ces derniers il y a quelques colosses, comme le Tengger, haut de 2915 mètres, avec un cratère de plus de 9 kilomètres de diamètre, pourvu de quatre cônes èruptifs distincts; le Sémeru, qui a 3740'° d'altitude; l'Idjeng, formant un groupe annulaire, haut de 3300 mètres, avec cratères-lacs et plusieurs cônes actifs, tels que le Raun, qui s'élève à 3400 mètres.

Au nord de Luçon, l'anneau volcanique se relie aux lies Kouriles par les cônes fumants de Lieou-Rieou et ceux du Japon, que domine le gigantesque Fusino- Yama, haut de 4000 mètres; ce volcan, dont la cime est couverte de neiges persistantes, a eu de nombreuses éruptions, dont les plus remarquables se sont succédé depuis 286 avant J.-C. jusqu'en 1707.

Les Sles Kouriles renferment 20 volcans, dont 10 actifs. Ensuite viennent les 38 volcans du Kamtschatka, dont 12 sont encore en activité. Le Schewelutsch, haut de 3215 mètres et le Klioutchevskoï, dont la cime atteint 5000 mètres, étaient l'un et l'autre en éruption en 1854. Les 48 cônes des îles Aléoutiennes, qui tous ont été en activité dans les temps modernes et dont l'un, celui de Tanaga, est si haut que les neiges persistantes en couvrent la moitié, relient la série des Kouriles avec celle de la presqu'île d'Alaska. A l'extrémité de cette dernière se dresse», à 2420 mètres, le cratère actif d'Ounimak.

La presqu'île d'Alaska compte 5 volcans. A la suite, sur la côte américaine, s*êlèvent 2 volcans actifs, le mont Saint-Élie, haut d'environ 4500 mètres et le mont du Beau-Temps (Fair Wealher), dépassant 4000 mètres, auxquels succèdent les volcans de la Colombie anglaise et les cratères, aujourd'hui presque tous en rejpos, de la chaîne des Cascades dans l'Orégon. Parmi ceux-ci, les pics Baker, Rai nier et Saint-Helens continuent à rejeter de la fumée et des cendres par leurs ciMies, hautes de 3000 à 4000 mètres.

A peine interrompue en Californie et dans le Mexique septentrional, l'activité volcanique recommence, plus condensée que jamais, au Mexique où une série de volcans traverse tout le plateau d'Anahuac, de l'océan Pacifique au golfe du fe:xique; le Colima, le Xorullo, le Nevado de Toluca, l'Istaciliuetl, le Popocate- P^ljhaut de 5100 mètres, l'Orizaba au cône si majestueux, dont le sommet aeJ>«tsse encore 5000 mètres d'altitude, le Tuxtla, enfin le Ceboruco, qui n'est ^^aiu que depuis 1870, sont les principales bouches de ce riche foyer. L'Amér,l^»e centrale compte 25 volcans actifs (1), s'alignant en deux chaînes et dont

' *} Fuchs, op. cit.% p. 33.

plusieurs sont célèbres par les désastres que leurs explosions ont entraînés. Tels sont l'Agua (4500 mètres), le Fuego (plus de 4000 mètres), tous deux au Guatemala, l'Isalco de San-Salvador, le Coseguina de Nicaragua, etc. La Colombie équatoriale compte le Tolima, haut d'environ 5000 mètres, le Puracé et le Pasto.

Au sud se déroule l'admirable groupe des 16 volcans de l'Equateur, concentrés dans un espace elliptique dont le grand axe n'a pas 200 kilomètres et où s'élèvent les cimes du Tunguragua (4900 mètres), du Carguairazo, du Cotopaxi (près de 6000 mètres), de l'Antisana (5700 mètres), du Pichincha (4700 mètres), et du Sangay (5300 mètres). Le Pérou, la Bolivie et le Chili offrent près de 23 volcans actifs, parmi lesquels ceux de Misti, près d'Arequipa (5500 mètres) et de Gualatieri (6700 mètres, dont 1500 mètres pour le cône tronqué, très régulier, qui le termine). Quelques cratères bordent encore l'Amérique du Sud jusqu'à la Terre de Feu que les îles Shetland, également volcaniques, relient aux cratères antarctiques Erebus et Terror; enfin ceux-ci, à leur tour, se rattachent par quelques îlots à la Nouvelle Zèlande.

Dans l'intérieur de ce cercle gigantesque, en dehors des volcans sous-marins que l'immense nappe d'eau du Pacifique peut cacher à nos regards, l'activité interne se révèle encore par les cratères des Mariannes, des Galapagos et des fies Sandwich.

Autres râlons volcaniques marines. — La dépression Atlantique nous offre les volcans insulaires de Jan Mayen et de Bird's Island, puis les neuf volcans de l'Islande, dont les plus importants sont l'Hécla (1654 mètres) et le Skaptar- Jôkull. Ensuite viennent ceux des Açores, des Canaries que domine la masse imposante du Pic de Teyde, à 3800 mètres de hauteur, ceux du Cap Vert et de la côte de Guinée, où se dressent les pics de Fogo (2830 mètres) et de Clarence dans l'île de Fernando-Po. Enfin, après avoir ramassé sur sa route les volcans éteints d'Ascension, de Sainte-Hélène et de Tristan d'Acunha, la chaîne Atlantique vient se souder, par les Shetland, à celle du Pacifique.

Quant à l'Océan Indien, il comprend, avec les îles Crozet, Amsterdam et Saint- Paul, dont les cratères sont aujourd'hui éteints, les îles volcaniques voisines de Madagascar, un cône actif, paraît-il, près du gigantesque Kenia, situé sur la côte orientale de l'Afrique, quelques volcans dans la presqu'île de Somalis, ceux de l'Abyssinie, dont la plupart étaient actifs du temps des Ptolémées, et plusieurs cônes actifs en Arabie, sur les bords de la mer Rouge, qui peut être considérée comme une dépendance de la mer des Indes.

Enfin le caractère volcanique de la grande dépression méditerranéenne n'est pas moins accusé. Il suffit, pour le prouver, de citer les volcans des Antilles, ceux de l'Italie et de l'archipel Grec, du Caucase et de l'Arménie; puis, entr^ l'Asie et son prolongement méridional australien, ceux de l'Indo-Chine, venant se souder par Sumatra à la ceinture éruptive du Pacifique. Ajoutons que, par' leur position dans la zone tropicale, les volcans des îles Sandwich et ceux des

Galapagos peuvent être à bon droit rattachés à la dépression intercontinentale. La même conclusion s'appliquerait aussi aux Canaries et aux Açores, qui marquent l'entrée de la Méditerranée et aussi celle de la dépression saharienne.

Coïncidence des chaînes volcaniques svee les grandes lignes de dépression. — On voit donc que, sur la surface du globe, les grandes zones déprimée* sont, par excellence, des zones volcaniques. Il y a plus, l'activité éruptive paraît atteindre son maximum aux points où la dépression intercontinentale vient rencontrer les trois autres. Ainsi les volcans si pressés du Mexique et des Antillessont situés à l'intersection de la chaîne américaine et de la chaîne méditerranéenne et c'est à la rencontre de cette dernière avec la partie occidentale de la ceinture du Pacifique que le phénomène volcanique acquiert, dans les îles de la Sonde, sa plus grande ampleur. De même il semble que le croisement de la ligneintercontinentale avec celle de l'Atlantique ait accentué dans ce dernier océan le caractère volcanique, d'ordinaire beaucoup plus atténué que celui du Pacifique, en donnant naissance aux volcans des Canaries et du Cap Vert.

L'étude de la répartition des volcans suggère une autre remarque d une grande importance : c'est qu'ils se rencontrent presque toujours sur le flanc le plut roide des rides de l'écorce terrestre. Ainsi on en chercherait vainement sur les côtes orientales des États-Unis ou sur celles du Brésil, entourées, comme on sait, d'une plate-forme sous-marine à faible profondeur, qui prolonge au large le domaine des continents. Pour la même raison, ils font défaut le long des côtes du 'lord-ouest de l'Europe ainsi que sur le littoral arctique. Au contraire, tous ceux ^ ia ceinture orientale du Pacifique appartiennent à une côte abrupte, qui s'enlace rapidement sous les flots de l'Océan. Ceux de la Nouvelle-Zélande et des ''es Bfariannes longent une portion du Pacifique où la sonde s'enfonce presque "^ suite à plus de 6000 mètres, et la belle série du Japon, des Kouriles et du» ^amtschatka marque l'arête d'un talus escarpé qui plonge jusqu'à 8000 mètres au-dc»ssous du niveau de la mer. De même, devant les Antilles, on atteint rapidement des fonds de 6000 et même 7000 mètres et une chute du même

gemre , quoique moins brusque, se fait remarquer au large de Java et de Sumatra.

fl ^st donc bien vrai, comme on a coutume de le répéter, que les volcans sont situés, presque sans exception, sur des îles ou sur des côtes; mais ce n'est pas à causo de la mer qui baigne ces rivages, car on comprendrait mal l'absence du phénomène volcanique sur tout le littoral atlantique de l'Amérique. C'est parce que tes volcans jalonnent des lignes de brusque dépression, dont le parcours ne P611* tnanquer de coïncider avec un rivage maritime. Aussi est-il excessif de vouloir tirer de cette remarque la conclusion que la mer est nécessaire à la production des phénomènes volcaniques. La vérité est que ces phénomènes doivent avoir a nielle origine que les mouvements par lesquels la croûte terrestre, en s'afïaissan*» «iéfinit les zones où doit venir s'accumuler l'élément liquide. L'activité volcanique a son sfège principal sur les points où les mouvements de l'écorce pa-

raissent avoir été le plus accentués. De plus l'importance des éruptions semble en rapport direct avec l'amplitude des affaissements survenus, .puisque les ma* nifestations volcaniques, au voisinage du Pacifique, dépassent incomparablement en intensité celles de l'Atlantique. Pour tous ces motifs il est difficile de se refuser à voir, dans l'existence des volcans, une conséquence, aussi directe que générale, des réactions provoquées par l'énergie interne de notre globe.

Volcans continentaux. — Cette localisation des volcans sur le bord des zones déprimées est un fait universel qui se vérifie jusque dans l'intérieur des continents. Ainsi l'Asie centrale est traversée par une zone d'affaissement, suite naturelle de la dépression aralo-caspienne et qui est caractérisée par le bassin du Lob-Nor et celui du grand désert de Gobi.

Or le premier est borné au nord par la chaîne gigantesque du Tian-chan ou des Monts Célestes, où il a certainement existé des volcans. D'après les chroniques chinoises, le Pe-chan, situé dans cette chaîne, aurait vomi, jusqu'au septième siècle de l'ère chrétienne, € du feu, de la fumée et de la pierre fondue durcissant à l'air ». Le fait a été plus d'une fois révoqué en doute; mais l'incertitude à cet égard n'est plus possible depuis que, au sud d'Oumritsi, presque à l'extrémité orientale de la chaîne, Stoliczka a traversé une contrée volcanique des mieux caractérisées avec ses coulées de lave basaltique, ses cônes d'éruption et ses cratères ébréchés (1).

On a essayé de rattacher l'ancienne activité volcanique du Thian-chan à la présence de mers intérieures aujourd'hui desséchées. Mais l'existence de ces ! mers n'attestait qu'une chose, c'est que ces régions faisaient alors partie d'une zone déprimée. D'ailleurs la mer n'a joué aucun rôle dans d'autres éruptions non moins incontestables, comme par exemple celles de la Mandchourie. Ainsi i* existe au sud d'Aïgoun, à plus de netif cents kilomètres de la mer et loin&€ toute masse tant soit peu importante d'eau douce ou salée, une région volcaniqi** où des éruptions ont certainement eu lieu en 1721 et 1722. Le Russe Vasilyev retrouvé les rapports détaillés des savants chinois, décrivant la formation de c tères et de courants de lave, la projection de débris, les nuages de vapeurs, 1 émanations de fumerolles sulfureuses. Le nom même de la montagne, Ouyou Kholdongi ou « Dix Buttes », laisse soupçonner la formation, plusieurs fois ré] tée, de cônes de débris (2).

De même, vers les sources du Djounboulak, affluent de l'Oka, sur la frontié entre la Chine et la Sibérie, dans les monts Savan, se trouvent deux buttes crat riformes, dites tasses,' d'une hauteur de 125,u au plus. Une coulée de la de 20km de longueur s'en échappe, recouverte par des blocs de granité; or il n a, en fait de masses d'eau dans le voisinage, que les lacs d'eau douce du Baik et du Koso-gol (5).

(1) Reclus, Nouvelle Géographie universelle, IV, p. 11.

(2) Id., ibid.y VI, p. 1*48. — Semenow in Naumaun, Lehrbuch, I, p. 7G.

(3) Kropoïkin in Reclus, Nouvelle Géographie universelle, VI, p. 732.

Ces volcans intérieurs s'expliquent suffisamment, au contraire, si Ton réfléchit qu'ils jalonnent le bord septentrional de la dépression du désert de Gobi.

Conclusions. — En résumé, les volcans sont situés sur des lignes d affaissement relativement brusque, qu'il semble légitime de regarder, à priori, comme les lignes de moindre résistance de la croûte terrestre. Or une idée se présente naturellement à l'esprit, c'est que ces directions doivent être en même temps des lignes de fentes. L'observation vérifie cette induction en nous montrant que la plupart des volcans forment des séries linéaires parfaitement alignées. Ainsi rien n'est plus net que la direction rectiligne des volcans du Chili et du Mexique, s'étendant, la première sur 1500, la seconde sur 1000 kilomètres. De même, du mont Cameron à l'île d'Annebon, les volcans de la côte de Guinée forment une droite parfaite. Si, à Java, on trace une ligne droite suivant Taxe principal de l'Ile, on peut constater qu'elle passe exactement par les -volcans Salak, Gédé, Slamat, Sumbing, Merbabu, Lawu, Tengger et Idjeng. Les volcans du haut plateau de Quito, ceux de la partie occidentale de Java et ceux d'Auvergne se partagent en deux lignes; enfin les volcans du Kamtschatka en forment trois.

Quant aux groupes de volcans, comme il s'en rencontre dans certains parages, un examen plus attentif permet généralement d'y reconnaître le croisement de plusieurs directions distinctes.

Or nous avons dit que, sur un volcan déterminé, le fait dominant de chaque éruption était, en général, l'ouverture d'une fente ou d'une ligne de crevasses, sur laquelle la projection des matériaux faisait naître un certain nombre de cratères adventifs bien alignés. N'est-il pas permis d'en conclure que les grandes lignes d'affaissement du globe, coïncidant avec le bord escarpé des dépressions océaniques, nous offrent, sur une échelle incomparablement plus grande, la ^production du môme phénomène ? Et comme, la fente caractéristique d'une eru ption est moins une crevasse unique qu'une zone fissurée, de même les grands '*<S*«ements volcaniques sont marqués par des fentes multiples, dont l'ensemble cc*^e ]a moindre résistance de la croûte sur leur parcours. Sur chacune de ces ^t^s, les cônes volcaniques se succèdent à la manière des cratères adventifs de ^***a, mais avec des dimensions en rapport avec la grandeur d'un phénomène îv"«nu tout à fait général.

**^He est donc l'idée que nous croyons devoir nous faire de l'ensemble des 'fr^ïfestations volcaniques. A la faveur des fentes ouvertes dans l'écorce au voin^ge des brusques inflexions de son relief, les matières, liquides ou gazeuses, 0I1^enues dans l'intérieur, tendent à s'épancher au dehors en élevant, autour des nfîces de sortie, à l'aide des matériaux rejetés, des cônes parfois gigantesques. ' ^ous reste maintenant à examiner quelle est l'étendue probable des foyers SP^s, à quelle cause leur existence peut être attribuée, enfin sous quelles ™viences il est permis de penser que se produisent leurs paroxysmes.

CAUSES DU VOLCAMISME Probabilité de l'existence d'une nappe flnlde continue. — A maintes

reprises on a essayé de soutenir qu'une nappe liquide continue, s'élendant partout au-dessous de l'écorce terrestre, n'était pas nécessaire à l'explication des phénomènes volcaniques et qu'il suffisait parfaitement d'admettre l'existence de lacs intérieurs de lave, occupant certaines cavités voisines de la surface, dans un globe aujourd'hui tout entier solide.

Pour apprécier la valeur de cette conception, il suffit de se rappeler ce que nous venons de dire au sujet de l'étendue embrassée par les séries de bouches volcaniques en activité. Personne ne supposera qu'il faille installer un lac de lave distinct au-dessous de chacun des volcans qui bordent le Pacifique ; car autant vaudrait soutenir qu'à l'Etna, par exemple, il y autant de réservoirs de lave que de cratères adventifs pouvant entrer en éruption conjointement avec le cône principal. Dès lors il faut reconnaître que la matière fondue forme, au-dessous de la surface solide, au moins autant de traînées continues qu'il y a de lignes de volcans. Or dans le Pacifique, non seulement ces traînées dessinent un réseau assez serré, mais quelque partie du fond que la drague explore loin des côtes, presque toujours elle permet d'y constater l'existence de tufs d'origine Volcanique. Par suite on ne peut raisonnablement se refuser à admettre que le Pacifique tout entier doit reposer sur un lac de lave. Mais l'étendue de cet océan est telle, relativement à l'ensemble du globe, qu'il devient puéril d'hésiter à considérer comme des dépendances de ce grand réservoir tous les lacs qu'il faut imaginer audessous de l'Atlantique, de la Méditerranée ou des mers polaires. D'ailleurs ^e phénomène volcanique, considéré dans ses grands traits, est le même partout d il y a moins de différence entre les manifestations de deux foyers distincts, t^1-»^ que la Méditerranée et les îles de la Sonde, qu'entre les divers volcans d'un mè**** foyer, tels que l'Etna, le Vésuve, le Stromboli et les Cyclades. Enfin cette augm*^1^ tation de chaleur avec la profondeur, que nous avons enregistrée comme un f^* universel, se produit aussi bien dans les régions dépourvues de volcans que d^*^ les autres.

Il nous semble donc que tout s'accorde à démontrer l'existence, dans la p^* fondeur, d'une masse liquide continue, qui forme le foyer commun auquel vie* nent s'alimenter les volcans. Cette masse s'étend-elle jusqu'au centre du glo ou se borne-t-elle à constituer une couche sphérique, séparant l'écorce soli d'un noyau également solide ? C'est une question sur laquelle il faut avouer qu la géologie ne peut nous fournir aucune lumière et dont on doit laisser la solu tion aux physiciens et aux astronomes, si tant est qu'ils y puissent parvenir- Pour nous, il nous suffit de savoir qu'à des profondeurs encore inconnues l'écorce

terrestre doit cesser d'être rigide et s'appliquer, par sa face inférieure, sur un bain de matières portées à une température extrêmement élevée.

Ilode de pénétration 4e la nappe a travers l'éeoree. — Cela posé, Cette

masse liquide rencontre, dans l'éeoree qu'elle supporte, des parties faibles, formant comme autant de sillons intérieurs dans lesquels elle pénètre et ces sillons aboutissant à la surface par des fentes, la matière fondue s'y élève, non pas partout, mais dans les points privilégiés où les fentes sont demeurées suffisamment ouvertes. De cette manière s'explique la liaison que nous avons constatée entre les lignes volcaniques et les directions de moindre résistance de la croûte terrestre. Maintenant, si le réservoir interne est commun à tous les volcans, les parties de ce réservoir qui s'élèvent dans les sillons et de là dans les fentes sont de plus en plus séparées les unes des autres à mesure qu'elles montent plus haut. Telle est la raison de l'indépendance des foyers volcaniques distincts. Ces foyers* s'alimentent bien tous à la même masse, mais parfois à des parties très différentes de cette masse, dont la composition peut varier d'un point à un autre et surtout en raison de la profondeur, les couches y étant superposées par ordre de densités. D'ailleurs rien ne doit être plus irrégulier que le parcours des fentes qui arrivent jusqu'à la surface et dans chacune desquelles la lave doit circuler pendant bien des milliers de mètres avant de s'échapper au dehors ; aussi plusieurs volcans très voisins se montreront-ils souvent indépendants les uns des autres, tant sous le rapport des produits rejetés que sous celui des périodes de paroxysmes, par exemple le Vésuve, l'Etna et l'archipel grec. Néanmoins, à de certaines époques, leur mutuelle liaison éclatera aux yeux d'une manière indiscutable; c'est ainsi qu'en 1865.1'Etna et le Vésuve ont été en même temps en éruption, tandis que le Stromboli subissait un redoublement d'activité ; et l'année suivante commençaient les remarquables manifestations de Santorin.

En résumé, la cause essentielle du phénomène volcanique serait l'ascension, à traders les fissures de l'éeoree terrestre, des matières liquides au-dessus desquelles cette ècorce est comme suspendue. Mais pourquoi cette ascension, au lieu de se faire d'une façon continue et régulière, affecte-t-elle une manière d'être paroxysmale et d'où viennent ces abondants dégagements de gaz qui déterminent les violentes explosions des volcans? Telle est la question qu'il nous reste maintenant à examiner.

danses des paroxysmes. Hypothèse marine. — En considérant, d'une part,

ia situation de presque tous les volcans sur les bords de la mer, d'autre part le

role prépondérant joué dans les éruptions par la vapeur d'eau (M. Fouqué a éva-

Ue à plus de deux millions de mètres cubes la masse d'eau rejetée par l'Etna

Pédant cent jours en 1865), plusieurs géologues, et parmi les premiers, Abich

el Durocher, ont été conduits à penser que la pénétration de l'eau de la mer dans

e voisinage du foyer interne devait être considérée comme la cause déterminante

es paroxysmes volcaniques. On s'est autorisé d'une expérience de M. Daubrée

Hu* a vu une plaque de grès, de deux centimètres d'épaisseur, traversée par une

mince couche d'eau, bien que sa face intérieure fût à la température de 160 degrés et supportât une contre-pression de 2 atmosphères et on en a conclu que le voisinage de masses très chaudes devait attirer, en quelque sorte, l'eau de la mer en la faisant arriver par capillarité jusqu'au contact de la lave fondue. Là elle se vaporisait subitement et déterminait par sa pression la violente ascension de la lave dans la cheminée volcanique.

Comme preuve à l'appui de cette théorie, on s'est plu à remarquer que les produits gazeux dégagés par les volcans étaient précisément ceux qui peuvent résulter de l'évaporation ou de la décomposition de l'eau de mer : ainsi le chlorure de sodium, les alcalis, l'acide chlorhydrique. M. Fouqué (i) a prouvé expérimentalement que la vapeur d'eau suffisait pour décomposer le sel marin et engendrer de la soude et de l'acide chlorhydrique. Il a fait voir également qu'en présence de cette même vapeur, le sulfate de chaux et le chlorure de sodium donnaient du sulfate de soude; quant à l'hydrogène sulfuré, ce gaz ne demande pour se produire, dans les mêmes conditions, qu'une atmosphère réductrice et du soufre, dont le sulfate de chaux de l'eau de mer serait sans doute la source.

Toutefois nous pensons qu'une telle manière de voir se heurte aux plus graves objections. En premier lieu, il est très difficile de se figurer des masses d'eau arrivant jusqu'au contact de la lave autrement qu'à l'état de vapeur et, par suite, débarrassées de tous les sels qu'elles contenaient en dissolution. Ensuite, si c'est la pression de l'eau vaporisée qui fait monter la lave, on ne s'explique pas, comme l'a fort bien remarqué M. Contejean (2), que cette ascension suive, au lieu de le précéder, l'abondant dégagement de vapeur d'eau qui signale toujours le commencement des éruptions. Il n'est d'ailleurs pas beaucoup plus aisé de dire comment peut se produire le mélange de l'eau et de Ja lave, mélange tellement intime que, de l'aveu même de M. Fouqué, l'un des défenseurs de cette manière de voir, c'est du sein de sa masse et par un simple phénomène d'évaporation tranquille, que la lave laisse s'échapper les éléments des fumerolles les plus chaudes. En outre, nous savons qu'à l'abri de l'air la lave se montre riche en gaz combustibles, attestant qu'elle s'est trouvée, jusqu'à son épanchement final, dans un milieu réducteur. Or comment un tel milieu pourrait-il résulter, même de la dissociation de l'eau, qui laisserait toujours l'oxygène en présence des corps oxydables? Fjnfm comment la petite quantité d'acide carbonique contenue dans l'eau de la mer donnerait-elle lieu aux abondants dégagements carbonés qu'on observe, surtout à la fin des éruptions?

Ajoutons que, de tous les volcans, ceux qu'on peut considérer comme le plus franchement marins sont, en Europe, le Stromboli et, dans le Pacifique, le cratère de Kilauea. Or l'un et l'autre ignorent absolument les paroxysmes, te niveau de la lave y est ù peu près constant et à Kilauea du moins, il n'y a jamais^ d'abondants dégagements de vapeur d'eau. Ce ne sont pourtant pas les communi—

(1) Comptes rendus, LX1I, p. 007.

12) Géologie et paléontologie, Paris, 1874, p. 350.

cations par fissures qui doivent faire défaut entre la mer et les réservoirs de lave de ces volcans; car les îles Lipari sont une région de tremblements de terre et, plus d'une fois, les laves de Kilauea ont trouvé dans la mer une issue souterraine directe. Chose remarquable ! quand cette circonstance s'est produite, il n'y a pas eu d'explosions violentes ; on n'en a été averti que par des masses de poissons morts venant flotter à la surface et par une élévation momentanée de la température de la mer. D'où il semble légitime d'inférer que quand le domaine maritime et celui des laves se trouvent en contact, c'est le second qui doit refouler et envahir le premier.

<3r«ade distance de eertalas volcan» a la mer.— • Si péremptoires que soient

ces raisons, il en est d'autres qui nous paraissent encore plus décisives. Que pour un volcan situé, comme le Vésuve ou l'Etna, sur les bords de la mer, on admette une infiltration de cette dernière à travers les fissures du sol, cela ne soulève aucune difficulté sérieuse; mais comment étendre la même conclusion à des bouches volcaniques situées à cent kilomètres et plus de toute côte? Comment imaginer que l'eau marine exécute souterrainement un pareil parcours, à travers mille canaux sinueux, en demeurant d'ailleurs chargée de tous ses prin- * jj>es salins? Telle est pourtant l'extrémité à laquelle on sera réduit si l'on veut répliquer la théorie à la plupart des Volcans de la chahe des Andes. C'est, en , une grande illusion de les considérer comme sittés au bord de la mer la foi des cartes, nécessairement construites à une très petite échelle, par aquelles ces régions du globe sont habituellement représentées. La vérité est la distance du Tolima et du Cotopaxi à la côte est, en ligne droite, de deux 4s kilomètres; que l'Antisana en est éloigné de deut cent trente et que, du ym. jragoy à la mer, on en compte environ deux cent cliquante. Or le Sangay est eu activité constante et nous avons vu que le Cotopaxi donnait, avec la lave, de l'acide chlorhydrique, des gaz sulfurés et tous les proàiits habituels des fumerolles européennes. Le Popocatepetl, du Mexique, qui émet de l'acide chlorhydrâcyue en abondance, est à 245 kilomètres de la mer; et l'Ararat en est distant de 300 kilomètres. Quant au volcan de la Mandchourie, nous avons vu qu'il était, à neuf cents kilomètres de toute masse d'eau, salée ou non. Enfin les volcar*» éteints de la chaine des Puys, en Auvergne, autour desquels il y a tant de prennes manifestes d'émissions chlorhydriques et sulfureuses, se trouvaient, à Vèpoque de leur activité, séparés de la mer par trois cents kilomètres.

ûr il suffit, à nos yeux, qu'il y ait un certain nombre de volcans à l'égard désola l'intervention de l'eau de mer soit inadmissible, pour que cette intervention doive être considérée comme tout à fait inutile à la production des pa- ^ysmes volcaniques. Nous n'attribuerons donc à la théorie qui l'invoque d'autre ictère que celui d'une conception ingénieuse, faisant connaître une source c*,***quement admissible pour les produits gazeux des éruptions. Et de même ^l nous semblerait insuffisant d'avoir constaté que le corps de l'homme est 80!*oUt composé de carbone, d'hydrogène, d'oxygène et d'azote pour en conclure

c'est-à-dire au bord de la mer qui remplit la dépression dont B occupe le fond. Des volcans pourront donc s'établir en Y et peut-être aussi en Y'.

La cause qui détermine le ploiement de l'écorce par compression latérale est facile à comprendre. Le noyau liquide se contracte sans cesse en perdant de sa chaleur, en même temps que sa masse propre diminue de tout ce qu'il laisse échapper au dehors par les fissures de la croûte; cette dernière finit par avoir trop d'ampleur pour rester appliquée sans rides sur la nappe fluide ; de là une tendance nécessaire au ridement, tendance dont nous avons vu les traces se manifester partout, aussi bien à la surface de la terre ferme que dans la profondeur des océans.

Ainsi se constituent à la base de l'écorce, au-dessous des inflexions continentales les plus brusques, des espèces de sillons où la nappe fluide interne s'élève plus que partout ailleurs et sur le parcours desquels les volcans doivent s'échelonner en longues files. Dans les crevasses qui surmontent ces sillons, la lave comr primée tend d'elle même à s'élever, mais avec des intensités inégales, suivant la force avec laquelle les parties en voie d'affaissement compriment la nappe sousjacente et la résistance, très variable qu'oppose à l'ascension la forme des canaux et des crevasses arrivant au jour. C'est pourquoi deux nappes de lave très voisines, comme celles des deux cratères du Mauna Loa, peuvent parfois sembler, dans leurs mouvements, indépendantes l'une de l'autre. Il suffit qu'elles appartiennent à deux cheminées distinctes, ne se réunissant que dans la profondeur par des canaux qui peuvent n'être pas toujours libres.

Pour montrer que l'affaissement de 1 ecorce (dont il existe d'ailleurs tant de

preuves directes) est une cause adéquate à l'effet que nqis analysons, nous nous

contenterons de rappeler le calcul fait par Cordier. Une (impression qui réduirait

de i millimètre seulement le diamètre de la nappe flûde interne ferait sortir

-3u dehors une masse suffisante pour alimenter cinq cenls éruptions volcaniques,

*bst chacune vomirait un kilomètre cube de lave. Or nous avons vu que des

■foulées représentant un huitième de kilomètre cube étaient tout à fait exception-

les. L'activité déployée par les volcans depuis les temps historiques n'a donc

eu besoin de se traduire à la surface du globe par une diminution tant soit

appréciable du rayon.

^ferigfne des gaz dégagés. — Cherchons maintenant à nous rendre compte de

Oa~igine des gaz dégagés dans les éruptions. Ces gaz, par les projections et les

losions qu'ils provoquent, impriment aujourd'hui aux manifestations de Tacti-

interne un caractère qu'elles n'ont vraisemblablement pas toujours possédé.

û l'étude de la cause qui détermine leur sortie offre-t-elle un intérêt tout

Particulier.

Ce serait une grave erreur de vouloir envisager la nappe fluide intérieure "omme un bain de matières pierreuses ou métalliques, simplement fondues sous l'action de la chaleur. 11 convient ée/?se rappeler qu'à l'époque où la première croûte solide a dû se former sur le globe, la pression y était d'au moins deux

cent cinquante atmosphères, toute l'eau de nos océans existant alors à l'état de vapeur. Sous une telle pression, la masse fluide devait renfermer, outre les dissolvants variés à la faveur desquels a eu lieu souvent sa cristallisation, une notable proportion de gaz dissous. On sait que les métaux eux-mêmes, lorsqu'ils sont en fusion, absorbent une certaine quantité d'oxygène, et l'argent, en particulier, retient ce gaz avec une telle énergie qu'on a beaucoup de peine à l'en débarrasser pour obtenir une exacte détermination de son équivalent. Les parties supérieures du bain liquide devaient donc contenir, avec des éléments solubles tels que ceux qui étaient destinés à se précipiter plus tard en même temps que la masse océanique (chlorures alcalins, sulfates, etc.), des gaz et en particulier de l'hydrogène, dont l'affinité pour les métaux est bien connue. Or ce n'est pas à toute température que s'effectue le départ des gaz dissous dans un bain métallique, comme on peut s'en assurer par l'expérience du rochage, dont l'analogie avec les phénomènes volcaniques a été depuis longtemps signalée par Fournet. On sait que lors de l'affinage du plomb argentifère, il se fait dans la coupelle une absorption d'air par le bouton métallique. Quand ce dernier commence à se refroidir et est déjà recouvert d'une mince enveloppe solide, il arrive souvent que l'air dissous se dégage en crevant cette pellicule et en projetant au dehors une partie du noyau encore fondu.

N'est-il pas naturel, en conséquence, d'admettre que les gaz, emprisonnés à l'origine dans la masse fluide du globe et longtemps maintenus en dissolution par sa haute température, tendent aujourd'hui à s'échapper par suite des progrès du refroidissement? Ce terait alors la tension de ces gaz qui déterminerait les explosions volcaniques, et comme ni leur distribution en profondeur ni leur mode d'arrivée à la surface ne peuvent être partout identiques, la diversité des phénomènes d'explosion se troiverait suffisamment justifiée.

Nous avons d'ailleurs vu que ce qui domine dans les émanations gazeuses des volcans, partout où l'air atmosphérique n'a pas pu s'y mêler, c'est le caractère combustible et par conséquent réducteur. Ce fait est parfaitement d'accord avec ce que nous enseigne l'examen des couchas profondes de l'écorce. De même que, d'après l'expérience acquise dans l'étude des produits de certaines sources minérales, il est probable que le dépôt des matières métalliques dans les filons s'est fait au sein d'un milieu réducteur, de même les roches lourdes et basiques de la série éruptive nous offriront la marque d'actions réductrices d'autant mieux caractérisées qu'elles ont dû venir de nappes situées plus bas. Ainsi l'existence des gaz combustibles dans le foyer interne se présente à nos yeux comme un fait gè~ néral dans le temps et il y a lieu de croire que ces gaz, comme tous les autre^ produits volatils susceptibles de se dégager dans les éruptions, sont intimement mélangés à la masse fondue dont ils imprègnent toutes les parties.

Allure des paroxysme*. — En résumé, les manifestations volcaniques soi gouvernées par des causes profondes et qui, bien que se rattachant toutes à ui même phénomène, celui du refroidissement progressif d'un noyau fondu, agis- — "

sent indépendamment les unes des autres. Les déplacements de l'écorce, en modifiant plus ou moins l'état des lignes de rupture et la tension acquise par les gaz à de certaines périodes, apparaissent comme les facteurs déterminants des paroxysmes volcaniques. Il n'est pas étonnant, dès lors, que ces paroxysmes n'offrent aucune périodicité régulière et se montrent indépendants de tous les phénomènes extérieurs tels que les saisons. Tout ce que Ton peut dire, c'est que les éruptions les plus violentes sont celles qui surviennent après une longue période de repos, d'où il semble permis de conclure que les gaz n'ont cessé de se dégager dans cet intervalle, jusqu'à ce que leur tension fût assez grande pour faire éclater 1 obstacle. Ainsi l'éruption de 79 et celle de 1631 , au Vésuve, ont dépassé en intensité toutes les autres et la formidable explosion du Gelung-Gung de Java, survenue en 1822, était le premier signe de vie donné par ce volcan depuis la colonisation de l'île. On a cru remarquer aussi qu'il y avait une certaine tendance au déplacement progressif de l'activité éruptive le long d'une môme Jigne de volcans, ce qui serait conforme à l'assimilation que nous avons faite de «j:es lignes avec les crevasses caractéristiques de chaque paroxysme à l'Etna ou ^mu Vésuve.

Examen des théories thermodynamiques dn volcanisme. — Après avoir

^r rxposé la façon dont il nous parait convenable de concevoir la cause du volca-

w ;px isme, nous dirons quelques mots dune théorie qui, dans ces dernières années.

^ eu un certain retentissement en Angleterre et à laquelle on ne saurait refuser

] ^^ mérite de l'originalité. C'est celle qui a été développée par Sir Robert Mallet(l).

M. Mallet ne conteste pas l'existence de la chaleur interne; mais il lui répugne

d ~ ^^n chercher la source dans le voisinage d un noyau ou d'une nappe fluide et l'idée

li~» :■ est venue de la demander à un simple phénomène mécanique. D'après lui, le

gaL^nbese compose d'un noyau, de constitution quelcoique, qui se contracte en

sœ refroidissant, de telle sorte que son enveloppe extérieure doit constamment

s ■^■v baisser et, par suite, s'écraser en diminuant de diamètre. Jusque là, tout est

cc*:anfornie en principe au système que nous avons admis. Mais cet effort mécanique

d^^vient, pour M. Mallet, une source de chaleur et, considérant l'énorme frotte-

i**^*it auquel les particules des roches doivent être soumises en pareil cas, il

a<****iet que leur température peut en être élevée jusqu'au point de fusion; les

la,v*3s des volcans ne seraient donc que les parties de la croûte solide liquéfiées

V*** compression et injectées dans les fissures de l'écorce par la même cause qui a

Produit l'écrasement. Ainsi le volcanisme et, avec lui, l'accroissement de la tem-

P^rature en profondeur, au lieu de dépendre directement des restes de l'énergie

^loriOque initiale du globe, n'en dépendraient qu'indirectement et en passant

P** l'intermédiaire de la contraction de l'écorce, conséquence de celle du

n<>Yau.

I*our appuyer sa théorie, M. Mallet a cherché à démontrer que les forces mises en Jeu par l'écrasement de la croûte solide doivent être du même ordre que les

'M Transactions of the Royal Society, 1872.

phénomènes volcaniques. Il calcule d'abord qu'une couche sphérique homogène, ayant une densité égale à 3 et le même rayon que la sphère terrestre, supporterait par mètre carré une pression de plusieurs centaines de mille tonnes, soit cinq cents fois la pression nécessaire pour écraser la roche la plus résistante. 11 est vrai que, dans l'ignorance où nous sommes de la constitution intime du globe, il ne nous est pas possible d'indiquer la couche où la pression latérale doit atteindre son maximum. Si le globe est solide ou visqueux, c'est au centre que ce maximum est atteint; s'il est formé de couches indépendantes, se comportant comme autant de voûtes distinctes, la pression, nulle au centre, croîtra jusqu'à la surface. Quoi qu'il en soit, il doit exister, dans l'écorce, une couche dflrant un maximum de compression.

Cela posé, M. Mallet, s'appuyant sur des expériences spéciales, calcule que l'écrasement d'un mètre cube de roche peut produire assez de chaleur pour fondre 300 kilogrammes de glace. De plus, en évaluant la chaleur latente de fusion de toute la masse du Vésuve et le travail dépensé, pour amener à la surface, d'une profondeur de 18 kilomètres, la lave et les scories sorties depuis dix-huit siècles, l'auteur arrive à cette conclusion : que l'ensemble équivaut simplement à la chaleur que développerait l'écrasement des 25 dix-millièmes d'un kilomètre cube de roche. Si donc on suppose l'activité totale du volcanisme actuel égale à cent fois celle du Vésuve, on trouve que l'écrasement de 25 centièmes de kilomètre cube suffirait largement à l'alimenter. M. Mallet admet en outre que l'écrasement n'a lieu que per saltum et au moment où les pressions dépassent certaines limites.

Nous dirons de cette héorie ce que nous avons déjà dit d'une autre ; elle indique une cause possibe, mécaniquement adéquate au phénomène qu'il s'agit d'expliquer. Mais c'est but et elle néglige absolument quelques-uns des plus importants côtés de la question.

Tout d'abord, l'auteur est impuissant à expliquer la localisation, en certains points déterminés, de cet écrasement qui résulte d'une compression uniformément répandue partout. En effet, puisque M. Mallet rapporte à cette cause l'augmentation de la température avec la profondeur, le fait que cette augmentation est absolument générale et ne comporte, dans sa mesure, que de très faibles variations, atteste que la source qui l'entretient ne peut être locale. Il y a donc contradiction manifeste entre l'universalité de l'un des phénomènes et la concentration de l'autre.

Mais admettons pour un instant que cette concentration soit possible. Dans ce cas, les produits rejetés par un volcan, soit à l'état liquide, soit à l'état solide, doivent provenir de la région écrasée immédiatement sous-jacente, puisqu'on n'a plus la ressource de les emprunter au réservoir indéfini de la nappe liquide. Or ce n'est pas impunénent qu'une zone presque linéaire peut perdre de sa propre matière des quantités capables d'alimenter des coulées comme celles des volcans d'Islande ou des prqjections semblables à celles des cratères des lies de la Sonde.

M. Pfaff (1) a calculé qu'une coulée ayant la dimension de celle du Skaptar-Jôkull, une fois expulsée au dehors, doit produire un vide capable d amener un affaissement de plus de 100 mètres de hauteur sur 110 kilomètres carrés de surface. Insignifiant lorsqu'on le répartit sur tout le globe, cet affaissement cesse tout à fait de l'être quand son effet doit se concentrer sur le point môme où le phénomène volcanique s'est produit. Les lignes d'éruption devraient donc être, à la - longue, le théâtre d'effondrements gigantesques et pourtant rien de semblable ne s'observe.

D'ailleurs, répétons-le, cette concentration arbitraire de la chaleur produite par l'écrasement ne peut se justifier par aucun argument. Il en est, à cet égard. de la conception mécanique de M. Mallet comme d'une théorie antérieurement développée par H. Mohr (2) Ce savant a cherché l'origine de la chaleur développée par les volcans dans la réduction de volume que peuvent subir les masses internes par suite de la compression à laquelle elles sont soumises de la part des terrains superposés. Quand même cette réduction serait réelle, son effet ther- XXïïque ne peut se localiser en un point déterminé ; il doit se faire sentir sur £^ute l'étendue de la masse comprimée et se propagera droite et à gauche par £~4?nductibilité.

Importance du fait chimique dans le volcanisme. — Ce reproche n'est

r^^msle seul qu'on puisse adresser aux théories en questUn. Il en est un autre non f^oins grave, fondé sur l'oubli complet qu'elles font de l'un des aspects les plus îj^nportants du phénomène volcanique.

Il convient en effet de se souvenir qu'il y a dans les volcans, à côté du fait

mécanique et physique, un phénomène chimique de h plus haute importance.

D'aiord, à moins d'admettre que la zone écrasée soit toujours maintenue dans le

domaine des roches cristallines anciennes, il est impossible d'expliquer comment

" écrasement de schistes, de calcaires et de grès peut produire des laves riches en

a*calis; mais surtout, d'où viennent, selon les doctrines que nous combattons, les

étoan€rtions gazeuses, si régulières et si constantes dans leur succession. Quelle

°n^ïnc assigner à ces chlorures, à ces gaz sulfurés et carbonés, à cet hydrogène

nbre «nie dégagent les fumerolles et qui sont si bien incorporés à la lave en

fusion ? Pourquoi ce volcanisme mécanique, qui ne devrait amener au jour que

<le la j> jerre fondue, projette-t-il tant de vapeur d'eau et comment, dans les mani-

lestat j^wtg si remarquables des îles de la Sonde, la pierre écrasée et fondue ne

Parvi^ïit-elle jamais au jour à l'état liquide ?

™ résumé, quand, er proclamant avec M. Mallet le grand fait du refroidissement progressif, on accepte, en définitive, la chaleur initiale comme principe ionda*^Qenta] du volcanisme, il semble étrange qu'on se refuse à admettre qu'il puisse subsister, dans l'intérieur du globe, des restes de cette énergie calorifique pnm*^;ve yne croute épaisse de plusieurs kilomètres est, même pendant de

\2 ~^L&lgemeine Géologie ait exacte Wissenschaft, Leipzig, 1873, p. 22. I») **^$chichte der Erde.

longues suites de siècles, une protection suffisante contre la déperdition, pour quiconque sait à quel point les roches conduisent mal la chaleur. Recourir à une cause seconde, rejetant la cause première dans un passé inaccessible, est faire un détour bien inutile, et cela pour n'expliquer que le côté mécanique du phénomène, comme si la chimie n'avait pas le droit de revendiquer sa part importante dans toute spéculation sur l'origine des volcans.

Hypothèse** diverses. — Convient-il maintenant de chercher à réfuter ceux qui, comme M. Volger(l), cherchent l'origine de la chaleur interne à la fois dans la pression des couches supérieures du globe sur les couches inférieures, dans le frottement que les eaux d'infiltration exercent quand elles se répandent dans la profondeur et daiïs les transformations chimiques dont ces mêmes eaux deviennent la cause par l'oxygène et l'acide carbonique qu'elles contiennent?

L'insuffisance de la première source est manifeste, ainsi que l'a fait voir H. Pfaff (2) ; car en tenant compte de ce que l'expérience nous apprend sur la compressibilité des roches, la température, à 800 mètres de profondeur, ne dépasserait pas, pour cette seule cause, celle de la surface de plus de —-^ de degré. Quant à la chaleur mécanique des infiltrations, sa puissance serait encore bien moindre. Restent donc les oxydations qui peuvent s'accomplir dans le sein de la terre à la faveur des eaui venues de la surface. Or, en admettant que tout l'oxygène que ces eaux contiennent soit absorbé dans les premiers mille mètres et se combine dans les conditions les plus avantageuses, il n'en résulterait pas une élévation de température de un degré (5).

11 faut donc renoncer à toutes ces conceptions, inspirées par le seul désir d'échapper à la notion d? la fluidité primitive du globe et reconnaître qu'en dehors de cette idée fondamentale i n'est aucune explication qui puisse correspondre à l'ampleur des phénomènes observés.

(1) Volger, Erde uml Ewigkeit.

(2) Pfaff, op. cit., p. 16.

(3) Id., i&irf., p. 18.

TROISIÈME SECTION

PHÉNOMÈNES GEÏSÉHIES8

Nous rangeons dans cette catégorie toute une série de m ani testa lions intimement liées aux phénomènes volcaniques et caractérisées surtout par des dégagements d'eaux ou de vapeurs chaudes dont les Geysers d'Islande sont le type." Ces manifestations forment, tant au point de vue de l'intensité des dégagements qu'à celui de la température et de la composition des produits, une série régulièrement décroissante, qui motive leur division en deux groupes. Le premier comprend tout ce qui constitue d'ordinaire la suite immédiate du volcanisme, l'autre >«t relatif aux émanations qui n'en sont plus qu'un écho très affaibli.