Ce présent travail présente les activités et les précurseurs volcaniques dans la région
volcanique des Virunga à l’Est du continent Africain, dans la branche occidentale du système des rifts Est-Africains. Cette région des Virunga est composée de huit édifices volcaniques (Figure 1) dont deux sont encore actifs (le Nyiragongo et Nyamulagira) et plus connus dans le monde; sur les quels notre travail sera beaucoup plus focalisé.
I.1. Le système des rifts Est-Africains et la région des Virunga
I.1.1 Le système de Rift Est Africain(SREA)
Le système des fossés tectoniques de l’Afrique s’étend en Afrique de l’Est d’où il constitue le système de rifts (Wafula, 2011). L’Afrique de l’Est a un niveau considérable des risques sismiques dus à la présence du système des rifts Est-Africains. Ainsi, on y trouve un nombre incalculable des séismes dont certains causent des pertes en vies humaines (Vunganai et al., 1999). Cette sismicité dans la vallée des rifts est caractérisée par les activités bornées ou étendue à une profondeur superficielle. Au Sud de l’Ethiopie, le système des rifts Est-Africains couvrent plus de 6000 Km de long sur 40 ou 60km de large et est subdivisé en deux branches : la branche occidentale et orientale (Vunganai et al., 1999 ; et Sebangezi and Kaputo , 2002).
Ce rift continental (Figure 1) a commencé par la triple jonction d’Afar et a continué à avancer vers le Sud à travers le rift Ethiopien se raccordant dans le rift grégorien au Kenya. Le secteur Nord de ce segment de rift coupe à travers le plateau volcanique abyssal du Kenya. A l’Est de la Tanzanie, les structures des rifts forment une large zone des failles définissant une série des blocs inclinés avec des orientations variées. Au Sud-Est du mont Kilimandjaro, les failles de pare-usambara définissent la branche Est du rift qui s’étend au Sud pour joindre le système des failles sillons davie dans l’océan Indien (Vunganai et al., 1999 ; et Ebinger and Furman, 2002).
En bref, la branche orientale du SREA couvre l’Ethiopie, le Kenya et l’est de la
Tanzanie (Hamaguchi et al., 1983). La branche occidentale du système des rifts Est-Africains
(Figure 1) constitue un phénomène géodynamique composé d’un alignement de plusieurs fossés d’effondrement séparés par des seuils au niveau formé des grands lacs alignés du Nord au Sud (Smets, 2016). Cette branche se prolonge au Nord de l’Uganda vers le Sud de Mozambique entourant les plus grands lacs de la région tels que les lacs Edouard, Albert, Tanganyika et Malawi. Au Nord, les bornes se terminent de façon abrupte dans la zone de cisaillement de l’Aswa précambrien, la structure qui s’étire de NW-SE vers le sud du Soudan à travers l’Uganda et le Kenya. Dans le nord, le rift est caractérisé par une zone d’orientation N-S qui suit l’ancienne direction des structures à travers les échelons failles des lac Albert, Edward, Kivu et le mont Ruwenzori (Sebangezi and Kaputo, 2002; Pagliuca et al., 2007; et Julie et al., 2009).
Au Sud du lac Kivu, la direction de failles change de NNE-SSW à NNW-SSE ; les structures majeures dans cette région sont les bordures du système failles des lacs Tanganyika et Rukwa qui se joignent dans les bordures faillées du lac Malawi. Dans le Sud, les caractéristiques principales du rift dans le segment Malawi-Mozambique sont les failles bordures définissant le lac Malawi. L’extension Sud du rift du lac Malawi est définie par des failles limitant la dépression qui s’étend de la dépression de l’Urema vers la structure monoclinale de Lebombo au Sud de Mozambique. (Zana and Hamaguchi, 1978; Vunganai et al, 1999; et Sebangezi and Kaputo, 2002).
Julie et al. (2009), montre que la branche Ouest du système de rifts Est-Africains
s’étendant entre les lacs Albert et Malawi décrit un vaste trait plan marqué et composé de trois segments de rift successifs qui diffèrent en terme de l’orientation de la structure, type de soubassement ainsi que le contexte magmatique contre le contexte non magmatique :
50km de large de l’échelon asymétrique du bassin de demi graben du miocène supérieur et qui reste encore active dans la région des Virunga.
le demi graben du Rukwa.
Figure 1: localisation du Rift du Kivu et de la Région volcanique des Virunga (VVP) dans la branche occidentale du système des Rifts Est Africains (Smets et al., 2016).
La sismicité de la branche Ouest du système des rifts Est-Africains apparait être plus actives et plus étroitement apparentée du système des rifts (Tanaka et al., 1980). De Bremaecker (1959) a étudié la sismicité de la branche Ouest du rift en déterminant les épicentres de tous les séismes ayant une magnitude supérieure à 2 et conclut que le plus grand nombre des épicentres sont localisés le long des failles qui traversent le long du côté Est-Ouest de la chaine des lacs ou le long de leur continuation.
Le rift du Kivu (Figure 1) fait partie de terres de forte altitude de la République Démocratique du Congo oriental qui appartient au versant occidental du rift centre Africain. Sa morphologie en escalier correspond à une succession soit des blocs faillés soit des horsts et grabens progressivement dénivelés de l’extérieur (Ouest) vers l’intérieur (Est) du rift jusqu’aux niveaux bases locaux. Ces derniers correspondent au Nord à l’altitude du lac Kivu (1462m) et au Sud à celle du lac Tanganyika (773m) (Ilunga, 1991).
Passau (1932) et Boutakoff (1933) distinguent deux régions volcaniques dans le rift
du Kivu, l’une immédiatement au Nord et l’autre immédiatement au Sud - Ouest du lac Kivu:
Karamorowski et al. (2004) et Schmid et al. (2005) ajoutent en disant que le bassin du Kivu est limité par un remarquable escarpement élevé de plus de 1800 m du segment de faille en bordure Ouest du bassin. Ce rift est affectés par des fractures ou des failles transverses et le volcanisme lié à ces fractures des particularités pétrologiques tels que les laves alcalins potassiques à hyper potassiques, basiques à ultrabasiques et tufs carbonatitiques. Ce volcanisme est ainsi un exemple type de l’évolution de magmatisme dans le stade d’initiation et d’évolution d’un rift continental (Kampunzu et al., 1983, Simiyu and Randy, 1997).
I.1.2. La région volcanique du Virunga
La région volcanique des Virunga est localisée juste au nord du lac Kivu dans la vallée Ouest du rift et est composée de 8 principaux volcans (Figure 2) divisés en 3 groupes : à l’Est [Muhanvura (4127m ), Gahinga (3474m) et Sabinyo (3674m)], au centre [Visoke ( 3911m),
Karisimbi (4506m), Mikeno (4437m)] et à l’Ouest [Nyiragongo ( 3474m), Nyamulagira (3056m)].
Les volcans de l’Est et du centre sont tous en stade dormant, cependant ceux du groupe de l’Ouest (Nyiragongo et Nyamulagira) sont parmi les plus actifs volcans au monde (Hamaguchi et Zana, 1983; et Wafula, 2011) et présente un intérêt pour ce travail. Ces deux volcans Nyiragongo et Nyamulagira, situés à 13 Km à peine l’un de l’autre, se localise dans une même zone de fracture de l’axe de Rift. Cependant, le volcan Nyiragongo se retrouve dans la catégorie des volcans les plus dangereux au monde puisqu’il se retrouve à proximité de la ville de Goma mais aussi par la fluidité de sa lave qui coule avec une vitesse de plus 40 Km/h (Wafula, 2011).
L’escarpement principal du Rift proche de la région volcanique des Virunga est d’orientation N - S. Les traces de failles deviennent faiblement remarquables et presque impossible à cartographier avec précision, car les produits volcaniques cachent la base de l’escarpement principal et couvre la dépression du Rift. Vers le sud-ouest, le flanc de l’escarpement principal diminue en altitude et disparaît en dessous de la plaine de lave (Smets, 2016). La topographie et le réseau hydrographique suggèrent que cette dépression dans l’escarpement de crevasse soit une ancienne Rivière en vallée qui a été envahi par les écoulements de lave du Nyamulagira. Wood et al. (2015) cité par Smets (2016) l’interprètent comme conséquence possible de la pression de chargement venant des édifices volcaniques principaux du Volcans de la région des Virunga.
Bien qu’aucune faille ne soit évidente dans le champs de lave des Virunga, les alignements des cônes éruptifs et fissures peuvent clairement prouver la présence des failles profonde à la surface (par exemple, Smets et al., 2016). Cependant, il vaut la peine de mentionner que, si tous ces alignements des cônes et des fissures peuvent en effet indiquer l’orientation d’une anomalie détectée en dessous de la surface du sol, la bonne localisation de la faille considérée, comme dykes peut être détourné à partir du plan de faille pendant leur propagation ascendante (Connors et al., 2000, cité par Smets et al., 2016).au centre et à l’est des Virunga sont localisés les plus anciens édifices volcaniques principales (Pouclet , 1977), ils ont une orientation presque NE - SW, similaire à la direction de l’escarpement principal du Rift localisé à l’ouest des Virunga. c’est le cas de la chaine de Rusayo, au SW du champs volcanique de Nyiragongo (Smets et al., 2016) où Evrard et Jones (1963) suggérèrent la présence des traces de faille normales de pendage vers l’est. A l’échelle des Virunga, les édifices principales à l’exception du Nyamulagira et les cônes monogéniques entre Nyiragongo et Muhavura s’alignent suivant l’orientation NE - SW. A l’ouest des Virunga les orientations fissurales additionnelles dominent, même si les éruptions récentes du Nyamulagira suggèrent une orientation possibles des failles NE - SW sous le champs de lave du Nyamulagira (Smets et al., 2016). Le réseau des éruptions fissurales traversant le Nyiragongo et Nyamulagira en effet illustre une orientation NNW - SSE, et les éruptions fissurales le long du flanc sud du Nyiragongo ont une orientation N - S parallèle au rift.
Figure 2 : localisation des différentes fractures et les différents édifices volcaniques dans la region des Virunga(NYAM = Nyamulagira; NYIRA = Nyiragongo; MIKE= Mikeno; KARIS= Karisimbi; VISO= Visoke; SABY= Sabinyo; GAHI= Gahinga; MUHA = Muhanvura) (Smetss et al., 2010)
Les failles de la baies de Kabuno d’orientation NE - SW sont observables sur des pentes raides s’étendant vers le sud de l’escarpement ouest du Rift. Les roches sont de type Granitiques et cabonatitiques à partir des hauts reliefs, alors que les faibles reliefs sont constitués des roches quartzitiques et schisteuse. Au nord du lac Kivu, dans la région des Virunga, on peut observer les cônes volcaniques, les coulées de laves et les dômes d’origine magmatique au NW de ce lac. Les cônes phréatomagmatiques, cratères d’explosion, les bandes de tuffs, les coulées de lave dendritiques, provenant de l’interaction entre le magma ou la lave avec de l’eau ou de l’eau saturée de substrats, qui suggèrent l’activité volcanique à la période où le niveau du lac était probablement entre 250 et 315 m en dessous du niveau actuel (Smets et al., 2016). Les failles N - S sont clairement identifiées dans l’extension au nord de l’ile d’Idjwi sous le lac (Wood et al., 2015). cependant, les alignement NNW - SSE qui traversent Nyamulagira et Nyiragongo peuvent être expliqué par l’interaction des contraintes entre le système magmatique de tous les volcans (Wauthier et al., 2013), la réactivation des failles Mésoproterozoiques similaires à celles observées au Rwanda (Smets et al., 2016) ou par l’ensemble.
La région des Virunga est sensible à la tectonique du Rift et est sismiquement active. La sismicité de cette région témoigne généralement l’activité magmatique et la fracturation sous les volcans. Les volcans Nyamulagira et Nyiragongo présentent très souvent une sismicité intenses avant les éruptions ou associée à d’autres phénomènes volcaniques tels l’activité fumérollienne par exemple.
Certes, Gasparini et al. (1992) démontrent qu’il existe une relation entre l’activité volcanique et la sismicité d’une région. Cette sismicité peut être du soit au mouvement du magma, soit à la tectonique de la région (Zobin, 2012). Pour ce faire chaque phénomène volcanique, répond à un type de sismicité ou à une forme d’onde sismique suivant soit le contenu fréquentiel, la source de production ou le type d’objet (fracturation ou mouvement de fluide) ayant générée ces séismes.
I.2 Les phénomènes sismo - volcaniques
« A une époque quelconque de l’évolution d’une science, la classification et la nomenclature des phénomènes dont elle s’occupe doivent refléter l’état des connaissance acquises par l’observation, en faisant la plus petite possible, la part de l’interprétation et l’hypothèse » (Blot, 1976).
I.2.1 Les séismes volcaniques
Les séismes qui sont considérés être associés à l’activité volcanique, les séismes volcaniques, sont classés en plusieurs types suivant leur origine. Cette classification est spécifique des enregistrements sismologues obtenus dans les différents observatoires et diffère selon la localisation géographique des foyers et la nature des ondes sismiques observées (Blot, 1976).
Minakami (1960) cité par Blot (1976) a distingué les séismes volcaniques suivants :
Brandsdottir et Einarsson (1992) identifient les séismes long période ou faible fréquence (soit type B ou C: fréquences entre 1 et 3 Hz, Wafula et Bagwala, 1999; Mavonga, 2010) comme étant des séismes qui accompagnent souvent les intrusions ou les extrusions magmatiques (Nyiragongo et Nyamulagira, Wafula, 2011); mais les cas des volcans Krafla et Kekla en Island sont dus à l’ouverture des fissures en surface. Il existe aussi des séismes hybrides qui sont associés à la fracturation et au mouvement du fluide dans les fissures créées sous le volcan (Fiama et al., 2014).
Ce sont des vibrations du sol continues de plus ou moins longue durée, engendrée par des processus magmatiques. C’est une « agitation microsismique » assez semblable aux microséismes d’origine marine (vagues), atmosphériques ou industrielle provoquée par une effervescence du magma en fusion. (Blot, 1976).
En général, les microséismes (les tremors) volcaniques sont les plus souvent observés dans les volcans basaltiques (laves plus fluides) que dans les volcans andésitiques. Par exemple à l’observatoire volcanique d’Hawaï, ou aussi à l’OVG (volcans Nyiragongo et Nyamulagira, en RD Congo) ces microséismes sont très fréquents et classées en plusieurs catégories :
La période de ces microséismes volcaniques est liée à la viscosité (et température) des magmas.
(Blot, 1976).
I.2.2 Caractérisations de la sismicité associée à l’activité volcanique :
Les études sismiques permettent de localiser les zones de stockage de magma par ce que ces zones présentent des faibles vitesses et de forte atténuation des ondes sismiques (Zobin, 2012) et des anomalies sismiques (Wyss et al, 2001).En effet, tout volcan actif génère trois types d’évènements sismiques ayant chacun un lieu génétique avec l’activité magmatique : (i) : Les séismes magmatiques (longue périodes) qui résultent de coups de bélier dans un réservoir et sont ainsi les meilleurs indicateurs de l’activité interne d’un volcan. (ii) : Les tremors volcaniques qui sont des signaux harmoniques soutenus et résultant d’un mouvement brownien dans un réservoir à faible profondeur et augmentent considérablement d’amplitude lors de l’épanchement de laves en surface. Ce sont donc des signes précurseurs de l’éruption. (iii) : Les séismes volcano – tectoniques traduisant la cassure d’une roche par la pression magmatique et, de ce fait, ont de trains d’ondes à hautes fréquences comme les séismes tectoniques classiques (Wafula, 2012 et Mukambilwa et Kavotha, 1997, McNutt, 1996).
D’après Zobin (2012), les séismes volcano – tectoniques peuvent se produire en 3 séquences. Les deux premières séquences sont rares, et se produisent avant les éruptions en flancs ou fissurales et sont observées avec les volcans andésitiques.
Ainsi, on peut distinguer deux groupes d’essaim sismiques (Gorelchik et Zobin, 1971) :
Les zones de rift qui interceptent les flancs des volcans sont remplis de Dykes qui proviennent de magma et forme des cônes. Les fissures éruptives sont orientées parallèlement aux axes des Rifts et marque l’intersection des Dykes sur la surface de la Terre (Dieterich, 1988 cité par Zobin, 2012). Rubin et al. (1998) cité par Zobin (2012) indique que la localisation des petits séismes de magnitude 1 et 2 observée pendant l’intrusion de Dykes en 1983 montrent une tendance le long de Dyke et les profondeurs autour de 0.5 Km au sud de la fissure éruptive mais les Dykes sont de pendage de 7° à partir de la verticale. Le clustering ou le groupement des séismes peuvent refléter les mouvements magmatiques le long des failles locales qui ont été activé à différentes phases de la remontée magmatique vers la surface (cas du volcan Colima au Mexico ; Zobin, 2012).
Le volcan basaltique est caractérisé par la faible viscosité de la lave entre 10 et 103Poises, de haute température entre 1000 et 1300°C, une petite quantité de volatile (0.2 - 2 wt%) et une forte vitesse d’écoulement. Ils sont caractérisés par les éruptions hawaïennes et stromboliennes produisant ses coulées de lave extensives (Vergniolle and Mangan, 2000 et Spera, 2000 cité par Zobin, 2012). Les éruptions des volcans basaltiques peuvent se produire au niveau du cratère, mais les éruptions aux flancs et fissurales sont les plus fréquents. A cause de leur faible viscosité et de leur température magmatique élevée, les réactions sismiques sont contraint aux mouvement magmatiques. La fracturation des roches durant la formation d’un nouveau cône sur le flanc ou le long d’une nouvelle fissure produit des séismes volcano – tectoniques. Ces séismes peuvent être observés durant les mouvements magmatiques le long des conduits volcaniques avant les éruptions sommitales. Ces éruptions sommitales des volcans basaltiques peuvent se produire fréquemment sans les activités volcano – tectoniques.
La lave effusive à partir des cônes sommitaux du flanc ou fissurale est accompagnée
par les tremors et les explosions. C’est le cas de volcan bouclier (Nyamulagira) qui sont large et de pente douce. Et ces volcans boucliers ont toujours un lac de lave persistant dans leur cratère sommital (cas du Mt Erebus et Kilauea). L’intrusion magmatique commence souvent après le début des essaims avec les ouvertures les longs des fissures. Lorsque le nombre de chocs atteint le maximum, on peut définir le début des éruptions. On suit l’apparition maximale des nombres de chocs et ensuite on observe un séisme de magnitude élevé qui va être suivi par la fissuration à la surface. Puis on observe la décroissance graduelle du nombre des chocs (cas de Kilauea et Nyiragongo). Pour le type Hawaïen, les profondeurs des séismes sous le cratère avant l’éruption sont entre 1 et 2 Km. Les stratovolcans sont caractérisés par une forte activité au sommet et aux flancs. La majorité des événements sont caractérisés le long des fissures éruptives. Patané et al. (1984) a considéré que les événements peu profonds dans l’édifice volcanique peuvent associer au processus de fracturation lié à l’ouverture des processus éruptifs (cas du volcan Ethna). Pour le volcan Usu, il y a eu enregistrement des séquences volcano-tectoniques observé une année avant l’éruption sommitale. L’activité sismique du cratère était très faible avant l’éruption sommitale qui était resté au même niveau pendant l’éruption du 15 novembre 1986 et cette éruption n’a pas été précédée des essaims. Pour les éruptions fissurales, les intenses essaims ont accompagné ces éruptions et les séismes ont été superficiel entre 0 et 5 Km, un autre groupement entre 5 et 10 Km sous l’ile volcanique ; vers le sud Est 10 – 15 km partant du volcan et 5-10km au nord-est. La grande magnitude Mw dans ces essaims est de 5.9.
Nunez-cornu (1994) a utilisé HYPO71 pour localiser les séismes sur le volcan Colima en utilisant le modèle des vitesses. Il a considéré dans HYPO71 le maximum RMS à 0.26 (RMS : erreurs quadratique moyen), ERH à 1.34 (ERH : erreur horizontale), ERZ à 0.81 (ERZ : erreur verticale) et une magnitude de durée comprise entre 2.55 et 3.78. Il a constaté, avant l’éruption du volcan Colima le 14 janvier 1991, une croissance d’activité sismique de 1 à 2 séismes de faible magnitude par mois à plusieurs séismes par heure, et conclus à une migration de profondeur des seimes pendant l’éruption.
Il s’avère de fois, dans une région volcanique, que la dynamique magmatique soit associée à un double phénomène sismique sous un type de séisme appelé « Hybride » (exemples au Volcan Nyamulagira dans la région des Virunga : Wafula et al., 2012 et Fiama et al., 2014).
En effet, ces séismes hybrides sont dus à un processus doubles de nucléation de fissure et la déformation produit par les hautes fréquences lors du passage du fluide et le mouvement de ce fluide à travers les réseaux du fluide produisant une composante de faible fréquence (Benson et al., 2010 cité par Zobin, 2012). Il continue en disant que les séismes hybrides dépendent de la porosité de la roche en déformation tout comme à la fragilité de la roche à se fracturer.
I.2.3 Contexte Volcano – Sismique de la région des Virunga
La région des Virunga à l’Est du continent Africain, dans la branche occidentale du système des rifts Est-Africains est fortement sismique. Cette sismicité est due au dynamisme du magma en profondeur et témoigne de la structure dynamique du volcan. Les séismes volcano – tectoniques ou de type A, les longues périodes (B et C types) et les tremors volcaniques sont observés dans la région des Virunga. Ces différents types de sismicité se manifestent spatialement et temporellement avant les éruptions volcaniques ou associés à d’autres activités des volcans Nyiragongo et Nyamulagira (Fiama et al., 2014).
A partir d’une analyse spectrale des séismes locaux dans la région des Virunga, Wafula et Bagalwa (1999) ont déterminé deux catégories de séismes : séisme à haute fréquence et séisme de basse fréquence.
La catégorie des séismes à haute fréquence comprend deux sous-groupes de fréquence comprise entre 5 et 10 Hz :
La différence entre les fréquences prédominantes pour les séismes de type A et celles des séismes tectonique est due au fait que la nature des roches, dans la région des Virunga occupée par le magma en agitation, se comportent différemment sous les effets des forces par rapport aux roches cristallines dans les autres régions faillées (Wafula et Bagalwa, 1999).
La catégorie des séismes de basse fréquence comporte aussi deux sous-groupes de fréquence étroite variant entre 1 et 2 Hz :
Les éruptions du volcan Nyamulagira sont souvent précédées par un essaim composé principalement des séismes de type B (figure 4) et de type C (figure 5) et sont considérés comme des principaux signes précurseurs pour la prédiction des éruptions volcaniques (Wafula et Bagalwa, 1999).
Mavonga et al. (2006) de sa part a déterminé deux groupes des séismes selon la forme
d’onde. Ainsi nous avons :
Quant à Wafula (2011), il classe les séismes en se basant sur les données digitales et analogiques :
P |
S |
|||
Figure 3 : Séisme de type A enregistré à la station de Kunene (Wafula, 2011a)
Figure 4: Séisme de type B (a) et type B hybride (b) enregistré à la station de Bulengo (Wafula, 2011a)
Figure 5 : Séisme de type C enregistré à la station de Luboga (Wafula, 2011a)
Figure 6 : Tremors volcaniques enregistré à la station de Katale
Le mécanisme de faille inverse identifiable par les séismes de type – A (Tanaka,1983 ; Tanaka et al., 1980) domine cette région (Fiama, 2015). La concentration des séismes volcaniques autour des cratères centraux et leur foyer profond stipulent que ces événements sismiques sont causés par la profonde activité magmatique comme des fractures hydrauliques ou au mouvement de la remonté magmatique à travers les fissures (Hamaguchi et al., 1982). La production des séismes tectoniques à faibles profondeurs, est liée au phénomène tectonique tel que le faulting ou la fissuration. La dispersion des axes de pression et tension suppose une hétérogénéité dans la structure crustale de la région des Virunga (Tanaka et al., 1980),qui se caractérise par les essaims (Fiama, 2015).
En outre, une croissance du nombre de séismes longue période a été observée 11 mois
avant l’éruption du Nyamulagira du 6 Novembre 2006 (Mavonga et al., 2010). 5 séismes (4.6 ≤ ð‘€ð‘¤ ≤ 5.3) entre 12 et 20.77 Km, produits dans la région, dont 3 proche de Nyiragongo et 2 aux environs de la fissure éruptive du Nyamulagira du 06 Novembre 2011, sont associés au glissement de faille lors du dégonflement de la chambre magmatique peu profonde (Shuler et Ekström, 2009 cité par Fiama, 2015). Les faibles vitesses (5.9 – 6.0 Km/s) à 20 – 30 Km, prouvent la présence de la chambre magmatique ou de la fusion partielle; et (6.8 – 7.4 Km/s) à 3 – 20 Km indiquent une accumulation des magmas (Mavonga, 2010 ; Mavonga et al., 2010).
L’activité sismique des séismes de type - A montre relativement une concentration des traits à la profondeur autour de 15 Km sous le cratère du Nyiragongo. Les séismes de type – A avec une très faible profondeur n’était pas localisé proche du cratère du Nyiragongo lors de l’éruption de 1994, indiquant que ils ne sont pas dus par les cassures sèches des roches sur le flanc de la montagne causé par la surpression magmatique (Hamagushi et al., 1995)
Wafula (1992) identifie un cluster des séismes volcaniques du type A entre 5 et 20 Km, et identifie une zone asismique sous Nyiragongo entre 5 et 12 Km. il déclare que cette zone est plus profonde que celle du Nyamulagira entre 1 et 5 Km. Wafula et al. (1996) observèrent une concentration des séismes au flanc nord du Nyiragongo vers 15 – 20 Km sous ce volcan. Mavonga et al. (2006) ont observé l’apparition des essaims sismiques composés de Long – Période (LP) 2 à 4 mois avant l’éruption du Nyamulagira le 8 Mai 2004, et ont déclaré également que cette activité a été aussi activé par les séismes tectoniques dus au Rifting. Dix mois avant cette éruption une observation du croissement constant du taux des séismes profonds et 1 – 2 mois avant l’éruption les séismes LP étaient superficiels. Il ressort en effet que les séismes tectoniques associés au mouvement des failles du Rifting pourraient avoir un impact sur l’activité volcanique de la région des Virunga (Wafula, 2011b). C’est le cas du séisme de Ngweshe le 6 Janvier 1976, Mb = 5.2 qui aurait induit l’éruption volcanique du Nyiragongo 20 jours après. Le séisme du 8 Août 2008 a été suivi par l’occurrence des tremors volcaniques qui expliquent déjà l’agitation magmatique dans le réservoir.
L’activité sismique observée lors de l’éruption du Volcan Nyamulagira en 1989 était principalement dominée par les séismes volcaniques du type - C. La zone sismique avait migré après l’éruption du Nyamulagira (Kimanura). La profondeur des séismes volcaniques de type -
C était rangé entre 7 et 40 Km avant l’éruption et entre 8 et 30 Km après l’épisode éruptif.
Seulement certains séisme de type - A peuvent être pour la plus part observé au nord du volcan Nyamulagira et leur profondeur est compris entre 10 et 20 Km (Wafula et al., 1990).
Baruta |
Nyiragongo |
Saheru |
Le volcan Nyiragongo (figure 7) est un complexe de trois volcans: le Baruta (3100m) au Nord, le Nyiragongo cône principal (29.25º E, 1.50º S, 3470 m) au centre et le Shaheru (2800m) au Sud ; alignés dans la direction Nord-Sud (Wafula, 2011a).
Figure 7 : Le complexe Nyiragongo (26 Janvier 2010) d’après Wafula 2011a
Le Nyiragongo présente une morphologie semblable au stratovolcan et est bien connu à cause de son lac de lave découvert en 1928. Le niveau de ce lac de lave (figure 8b et 9) montrait des fluctuations incessante de sorte qu’au 5 Décembre 1976 il avait atteint le niveau critique de la première plateforme (Simkin et al, 1981; Hamaguchi et al., 1982 ; Tazieff, 1977 ; Pouclet 1973 et Tazieff 1977 cité par Wafula, 2011a).
Figure 8: Section transversale du cratère de Nyiragongo (a) et (b) Lac de lave du volcan Nyiragongo en 1958(Tazieff cité par Wafula 2011)
La première éruption connue du Nyiragongo le 10 janvier 1977 s’est produit à travers
quatre fissures sur les flancs du volcan entrainant l’épuisement de son lac de lave et la formation à 800 m de profondeur d’un cratère de forme conique. Avec un volume de lave émis de l’ordre de 20 à 22 millions de mètres cubes et une viscosité de 102- 103 poises, cette éruption a vidé complètement le cratère d ce volcan. Le 23 juin 1994, il y a eu reparution de lave dans le cratère soit 12 ans après la première éruption (Kasahara et al., 1989 ; Hamaguchi et al. 1989 ; Wafula et al. 1999 ; et Wafula, 2011a).
Figure 9 : Lac de lave du volcan Nyiragongo 21 Août 1994 (J. Lockwood) d’après Wafula (2011a)
Lors de l’éruption intracratèrienne de mars 1995 (figure 10), les fontaines de laves étaient vues de manière épisodique dont les activités se sont arrêtées pratiquement en aout 1995 entrainant la formation d’un cône formation d’un cône d’environ 30m à l’intérieur du cratère Nyiragongo sur la croûte constituée de la lave figée. L’épisode la plus importante est celle observée du 15 au 16 Mars 1995(Wafula et al. 1999 ; et Wafula, 2011a).
Figure 10: Éruption dans le cratère de Nyiragongo 15-16 Mars 1995 Petit cône formé dans le cratère de Nyiragongo lors de l’éruption du 15-16 Mars 1995 (Wafula 2011a)
La seconde éruption fissurale du Nyiragongo du 17 janvier 2002 entrainant
l’apparition de 7 fissures sur ses flancs et causant des catastrophes dans la ville de Goma mais aussi a entrainé une réapparition des laves dans le cratère en Novembre 2002 qui reste encore actif jusqu’aujourd’hui à travers le dégagement des panaches (Wafula, 2011a).
Le volcan Nyamulagira (3056m) est un volcan bouclier à pentes relativement symétriques par rapport au cratère central de un diamètre moyen de 2 km et couvre une surface d’environ 800 km2( Wafula, 2011a ).
La première éruption du Nyamulagira est celle qui s’était produit sur le flanc Nord en 1882 et la seconde eut lieu la même année sur le flanc Sud-Est et forma le cône du Mushumangabo (Van-Cools, 1949 citée par Zana, 1982). Depuis lors plusieurs éruptions de ce volcan se sont produites. Verhoogen cité par Zana (1982) affirme que la plus importantes de toutes ces éruptions est sans contexte, celle de Nyamulagira de 1938 – 1940, qui entraîna des changements topographiques importants du cratère de ce volcan et la disparition du lac de lave. Cette éruption a donné lieu à la plus longue coulée de lave qui a parcouru environ 20km et jusqu’à isoler une partie du lac Kivu vers Sake. Wafula(2011) caractérise les éruptions du volcan Nyamulagira:
Figure 11: La coulée de lave de l’éruption du volcan Nyamulagira de 1986 (9 Août 1986, Kasahara) et Fontaine de lave de l’éruption du volcan Nyamulagira de 1986 (9 Août 1986, Kasahara)(Wafula 2011a).
Des panaches importants de fumé contenant de gaz montant jusqu’à 10 km de haut, qui est pratiquement l’altitude de croisière des aéronefs.
Les projections de cheveux de Pelé et la cendrée volcanique chaude jusqu’à 20km, détruisant les cultures et polluant les pâturages.
L’activité du Nyamulagira est essentiellement caractérisée par des éruptions adventives dont la durée varie de quelques jours à plusieurs semaines voire même de quelques mois, formant autour d’évent central des cônes constitués essentiellement des matériaux pyroclastiques, et ces éruptions sont généralement fissurales et la lave de type basaltique (Wafula et al., 1990). L’éruption de Nyamulagira du 20 Septembre 1991 a été exceptionnelle, car elle s’est soldée par la formation d’environ 25 cônes volcaniques et elle a duré environ 16 mois( Wafula, 2011 ).
Figure 12: Distribution des cônes associés à l’éruption du volcan Nyamulagira de 1991 (Wafula2011a)
Depuis 1980, le volcan Nyamulagira entre en éruption en moyenne toutes les deux années. Entre 1980 et 2011, il y a eu environ 32 éruptions volcaniques sur ses flancs du volcan avec des coulées de lave (Wafula, 2011 et Fiama, 2014).
Tableau 1: Wafula(2011) présente un exemple des éruptions connues du volcan Nyamulagira de 1901 à 2010.
N° |
Nom du cone |
Symbole |
Début de l’éruption |
Fin de l’éruption |
Durée de l’éruption (mois) |
Intervalle de temps entre deux éruptions (mois) |
Temps de répos (Mois) |
1 |
SINGIRO |
SN |
1901 |
------ |
------- |
------- |
------- |
2 |
NAHIMBI |
NA |
13 Mai 1904 |
------ |
------- |
36,0 |
------- |
3 |
KANAMAHARAGI |
KA |
22 Juil 1905 |
------ |
------- |
14,3 |
------- |
4 |
RUMOKA |
RM |
3 Déc 1912 |
Mi-Mars 1913 |
3,30 |
88,4 |
------- |
5 |
LAVA LAKE |
LC |
Mi. Oct. 1929 |
28 Jan. 1938 |
99,40 |
202,4 |
199,1 |
6 |
TSHAMBENE |
TS |
28 Jan. 1938 |
Mi-Juin 1940 |
28,60 |
99,4 |
00,0 |
7 |
GITURO/MUHOBOLI |
GT/MU |
1 Mars 1948 |
Mi-Jun.1948 |
2,50 |
121,1 |
92,5 |
8 |
SHABUBEMBE |
SB |
16 Nov. 1951 |
Mi-Jan. 1952 |
2,00 |
32,5 |
30,0 |
9 |
MIHAGA |
MH |
21 Fév. 1954 |
28 Mai 1954 |
3,20 |
39,2 |
37,2 |
10 |
In side the CRATER |
CA |
16 Nov. 1956 |
17 Nov. 1956 |
0,03 |
32,8 |
29,6 |
11 |
FISSURESE/NDAKAZA |
SE/ ND |
28 Déc. 1957 |
29 Déc.1957 |
0,03 |
13,4 |
13,4 |
12 |
KITSIMBANI |
KT |
7 Août 1958 |
21 Nov. 1958 |
3,50 |
7,7 |
7,7 |
13 |
GAKARARANGA |
GK |
23 Avril 1967 |
9 Mai 1967 |
0,50 |
104,5 |
77,0 |
14 |
RUGARAMA |
RU |
24 Mars 1971 |
Mi- Mai 1971 |
1,70 |
47,0 |
46,5 |
15 |
MURARA/HARAKANDI |
MR/HR |
23 Dec. 1976 |
Mi-Juin 1977 |
5,70 |
69,0 |
67,3 |
16 |
GASENYI |
GS |
30 Juin 1980 |
23 Fév. 1980 |
0,80 |
42,1 |
36,5 |
17 |
RUGARAMBIRO |
RG |
25 Dec. 1981 |
14 Jan. 1982 |
0,70 |
17,8 |
17,0 |
18 |
KIVANDIMWE |
KV |
23 Fév. 1984 |
14 Mars 1984 |
0,70 |
26,0 |
25,3 |
19 |
KITAZUNGURWA |
KZ |
Juil. 16, 1986 |
20 Août1986 |
1,20 |
28,8 |
28,1 |
20 |
GAFURANYINDI |
GF |
30 Déc. 1987 |
3 Jan. 3, 1988 |
0,20 |
17,5 |
16,3 |
21 |
KAGANO/KIMANURA |
KG/KM |
24/26 Avr. 1989 |
Mi- Août 1989 |
3,80 |
15,8 |
15,6 |
22 |
MIKOMBE |
MK |
20 Sept. 1991 |
Début Jan. 1993 |
16,00 |
28,9 |
25,1 |
23 |
KIMERA |
KM |
4 Juil, 1994 |
17 Août1994 |
1,50 |
33,5 |
17,5 |
24 |
SONGA-MBELE |
SM |
1 Déc. 1996 |
18 Déc 1996 |
0,60 |
28,9 |
27,4 |
25 |
MAPAMBANO |
MP |
16 Oct. 1998 |
1 Nov.1998 |
0,57 |
22,5 |
21,9 |
26 |
NGERAGEZE |
NG |
27Jan. 2000 |
29 Mars 2000 |
2,10 |
15,4 |
14,8 |
27 |
AMANI/TUMAINI |
AM/TU |
5 Fév. 2001 |
10 Mar. 2001 |
1,10 |
12,3 |
10,2 |
28 |
SIKITIKO |
SI |
25 Juil. 2002 |
31 Août 2002 |
1,26 |
17,6 |
16,5 |
29 |
KAMARIMBAKA |
KR |
8 Mai, 2004 |
22 Juil. 2004 |
2,47 |
21,4 |
20,1 |
30 |
USHINDI |
US |
27 Nov. 2006 |
11 Déc. 2006 |
0,50 |
30,6 |
28,2 |
31 |
MAMPIGANO |
MP |
2 Jan 2010 |
28 Jan. 2010 |
0,90 |
37,2 |
36,7 |
32 |
6Nov 2011 |
Ces activités volcaniques du Nyiragongo et Nyamulagira sont étaient toujours accompagnées ou précédées par des activités sismiques souvent intenses captés par les stations aux alentours du volcan Nyiragongo.