(_Mémoires pour servir_, etc., t. IV, p. 274) a soutenu que le Monte
Nuovo et d'autres cratères de l'Italie méridionale ont été formés par
soulèvement, en s'appuyant sur le fait que des couches de tuf, d'une
composition probablement semblable à celle du tuf décrit plus haut, y
sont inclinées sous des angles de 18 à 20°. En présence des faits que
nous avons cités relativement à la disposition en voûte des
côtes séparées, et à ce que les tufs ne s'étendent pas en nappes
horizontales autour de ces collines cratériformes, personne ne
supposera que les couches ont été formées ici par soulèvement; nous
voyons cependant que leur inclinaison dépasse 20°, et atteint même
souvent 30°. Les strates consolidées du talus interne plongent
également d'un angle supérieur à 30°, comme nous allons le montrer à
l'instant.
[12] Je crois que ce fait se présente actuellement aux îles Açores où
le Dr Webster (_Description_, p. 185) a décrit une petite île en
forme de bassin, constituée par des _couches de tuf_ plongeant vers
l'intérieur et limitées extérieurement par des falaises escarpées
découpées par la mer. Le Dr Daubeny suppose (_On Volcanoes_, p. 266)
que cette cavité a été formée par un affaissement circulaire. Il me
paraît beaucoup plus vraisemblable que nous sommes ici en présence de
couches déposées primitivement dans la cavité d'un cratère dont les
parois externes ont été enlevées plus tard par érosion marine.
[13] _Traité de Géognosie_ de D'Aubuisson, t. I, p. 189. Je dois faire
observer que j'ai vu à Terceira, aux îles Açores, un cratère de tuf ou
peperino ressemblant beaucoup à ceux de l'archipel des Galapagos. On
en rencontre de semblables aux îles Sandwich, d'après la description
qu'en donne le _Voyage de Freycinet_, et il est probable qu'il existe
des cratères de ce genre dans plusieurs autres contrées.
[14] Ce sont: les trois îlots de Crossman dont le plus grand a 600
pieds de haut; l'île Enchantée; l'île Gardner (760 pieds de hauteur);
l'île Champion (331 pieds de hauteur); l'île Enderby; l'île Brattle;
deux îlots voisins de l'île Infatigable, et un îlot situé près de
l'île James. Un second cratère voisin de l'île James (avec un lac
salé au centre) présente du côté du sud une paroi haute de 20
pieds seulement, tandis que les autres parties de la circonférence
atteignent 300 pieds de hauteur.
[15] _Description des îles Canaries_, p. 328.
CHAPITRE VI
TRACHYTE ET BASALTE.--DISTRIBUTION DES ILES VOLCANIQUES
Descente des cristaux au sein de la lave liquide.--Poids spécifique
des éléments constituants du trachyte et du basalte; leur séparation
subséquente.--Obsidienne.--Mélange apparent des éléments des roches
plutoniques.--Origine des dikes de trapp plutoniques.--Distribution
des îles volcaniques; leur prédominance dans les grands océans.--Elles
sont généralement disposées en lignes.--Les volcans centraux de
Von Buch sont problématiques.--Iles volcaniques bordant des
continents.--Ancienneté des îles volcaniques et leur soulèvement en
masse.--Eruptions sur des lignes de fissure parallèles durant une même
période géologique.
_Séparation des minéraux constituants de la lave suivant leur poids
spécifique_.--Un des côtés de Fresh-water Bay, à l'île James, est
formé des débris d'un grand cratère, dont nous avons parlé dans le
chapitre précédent, et dont l'intérieur a été comblé par une coulée de
basalte présentant une puissance de 200 pieds environ. Ce basalte,
de couleur grise, contient une grande quantité de cristaux d'albite
vitreuse, qui deviennent beaucoup plus nombreux encore dans sa partie
inférieure et scoriacée. C'est le contraire qu'on se serait attendu
à voir, car, si à l'origine les cristaux avaient été répandus
uniformément dans toute la masse, l'expansion plus considérable subie
par cette partie scoriacée inférieure aurait dû faire paraître plus
petit le nombre des cristaux qui s'y trouvent. Von Buch[1] a décrit
une coulée d'obsidienne du Pic de Ténérife, dans laquelle les cristaux
de feldspath deviennent de plus en plus nombreux au fur et à mesure
que la profondeur ou l'épaisseur augmente, de sorte que, près de la
surface inférieure de la coulée, la lave ressemble même à une roche
primitive. Von Buch constate, en outre, que M. Drée a trouvé par ses
expériences sur la fusion de la lave que les cristaux de feldspath
tendaient toujours à descendre au fond du creuset. Je crois qu'il
n'est pas douteux que dans ces exemples les cristaux descendent
sollicités par leur poids[2]. Le poids spécifique du feldspath
varie[3] de 2,4 à 2,58, tandis que celui de l'obsidienne parait être
ordinairement 2,3 à 2,4; et il serait probablement moindre si la roche
était à l'état liquide, ce qui faciliterait la descente des cristaux
de feldspath. A l'île James, les cristaux d'albite, quoique
incontestablement moins lourds que le basalte gris aux endroits où il
est compact, peuvent facilement avoir un poids spécifique supérieur
à celui de la masse scoriacée, qui est formée de lave fondue et de
bulles de gaz surchauffés.
La chute des cristaux au sein d'une substance visqueuse comme celle
des roches fondues, et qui est incontestablement démontrée par les
expériences de M. Drée, mérite un examen plus attentif, car ce
phénomène éclaire le problème de la séparation des laves trachytiques
et basaltiques. M.P. Scrope a étudié cette question, mais il paraît
n'avoir eu connaissance d'aucun fait positif, comme ceux que je
viens de signaler, et il a perdu de vue un facteur qui me semble
indispensable dans l'étude du phénomène, c'est-à-dire l'existence à
l'état de globules ou de cristaux tantôt du minéral le moins dense et
tantôt du minéral le plus dense. Il est difficilement admissible que
la faible différence de densité des particules séparées infiniment
petites de feldspath, d'augite ou de quelque autre minéral, suffise
à vaincre le frottement produit par leur mouvement au sein d'une
substance dont la fluidité est imparfaite, telle qu'une roche en
fusion; mais, si les molécules d'un quelconque de ces minéraux se sont
réunies en cristaux ou en granules pendant que les autres conservaient
l'état liquide, on comprend facilement que la descente ou le
flottage des minéraux auront été notablement facilités par suite de
l'atténuation du frottement. D'un autre côté, si tous les minéraux ont
pris l'état grenu au même instant, il est à peu près impossible qu'une
séparation quelconque ait pu s'opérer, à cause de la résistance qu'ils
devaient s'offrir mutuellement. On a fait dernièrement une découverte
pratique importante qui montre le rôle que joue l'état grenu d'un
élément contenu dans une masse fluide en favorisant la séparation de
cette substance. Quand on agite d'une manière ininterrompue, pendant
son refroidissement, du plomb fondu contenant une faible proportion
d'argent, il devient grenu, et ces grains ou cristaux imparfaits de
plomb presque pur descendent au fond du creuset en abandonnant un
résidu de métal fondu beaucoup plus riche en argent; tandis que si on
laisse reposer le mélange en le maintenant à l'état liquide pendant
un certain temps, les deux métaux ne montrent aucune tendance à se
séparer[4]. L'agitation paraît n'avoir d'autre effet que de provoquer
la formation des grains séparés. Le poids spécifique de l'argent est
10,4 et celui du plomb 11,35; le plomb grenu qui tombe au fond du
creuset n'est jamais absolument pur, et le résidu métallique liquide
ne contient, au maximum, que 1/119 d'argent. Puisque la différence de
densité due à la proportion très inégale suivant laquelle les deux
métaux sont mélangés, est si excessivement faible, il est probable
que celle qui existe entre le plomb liquide et le plomb grenu quoique
encore chaud, intervient pour une grande part dans l'acte de la
séparation.
D'après ces faits, si un des minéraux constitutifs d'une masse
rocheuse volcanique liquéfiée qui repose pendant un certain temps sans
subir aucune agitation violente, s'agrège en cristaux ou en grains,
ou s'il a été arraché en cet état à quelque roche plus ancienne, nous
pouvons nous attendre à ce que ces cristaux ou ces grains flotteront
à des niveaux plus ou moins élevés suivant leur poids spécifique
relatif. Or, nous avons la preuve évidente que des cristaux ont été
empâtés dans un grand nombre de laves pendant que la pâte ou la
base demeurait fluide. Il me suffira de rappeler comme exemples les
diverses grandes coulées pseudo-porphyritiques des îles Galapagos, et
les coulées trachytiques de diverses régions, dans lesquelles nous
trouvons des cristaux de feldspath ployés et brisés par le mouvement
de la masse semi-liquide environnante. Les laves sont composées,
en majeure partie, de trois variétés de feldspath, dont la densité
oscille entre 2,4 et 2,74; de hornblende et d'augite, allant de 3 à
3,4, d'olivine variant de 3,3 à 3,4 et enfin d'oxydes de fer avec
un poids spécifique de 4,8 à 5,2. Il en résulte que les cristaux de
feldspath nageant dans une lave liquide mais peu vésiculaire, tendront
à s'élever vers la surface, et que les cristaux ou les grains des
autres minéraux tendront à descendre. Nous ne devons pas nous attendre
cependant à constater une séparation parfaite au sein de substances
aussi visqueuses. Le trachyte, qui consiste principalement en
feldspath avec un peu de hornblende et d'oxyde de fer, a un poids
spécifique d'environ 2,45[5], tandis que le basalte, composé en
majeure partie d'augite et de feldspath, auquel s'ajoute souvent une
forte proportion de fer et d'olivine, atteint une densité de 3,0.
Conséquemment nous remarquons que dans les endroits où des coulées
basaltiques et trachytiques ont été émises d'un même cratère, les
coulées de trachyte ont généralement fait éruption les premières,
parce que, comme nous devons le supposer, la lave fondue appartenant
à cette série s'était accumulée à la partie supérieure du foyer
volcanique. Cette succession a été observée par Beudant, Scrope et
d'autres auteurs, et j'en ai donné trois exemples dans cet ouvrage.
Pourtant, comme les dernières éruptions d'un grand nombre de volcans
se sont fait jour au travers des parties inférieures de ces montagnes,
par suite de l'accroissement de la hauteur et du poids de la colonne
interne de roche fondue, nous voyons pourquoi dans la plupart des cas
les flancs inférieurs des masses trachytiques centrales sont seuls
enveloppés de coulées basaltiques. Peut-être la séparation des
éléments d'une masse lavique s'opère-t-elle quelquefois dans
l'intérieur d'une montagne volcanique, dont la hauteur et les autres
dimensions sont suffisamment grandes, au lieu de se faire dans le
foyer souterrain. Dans ce cas, des coulées de trachyte provenant du
sommet de ce volcan, et des coulées de basalte émanées de sa base
peuvent être éjaculées presque simultanément ou à des intervalles très
rapprochés; c'est ce qui paraît s'être produit à Ténérife[6]. Il me
suffira de faire remarquer en outre que, naturellement, la
séparation des deux séries doit souvent être entravée par suite
de bouleversements violents, même quand les conditions lui sont
favorables, et que, de même, leur ordre d'éruption ordinaire doit être
interverti. En bien des cas, peut-être, les laves basaltiques ont
seules atteint la surface, à cause du haut degré de fluidité de la
plupart d'entre elles.
Nous avons vu dans l'exemple décrit par Von Buch que des cristaux de
feldspath descendent au sein de l'obsidienne vers la partie inférieure
de la masse, parce que leur poids spécifique est plus élevé, comme on
le sait, que celui de cette roche; nous pouvons donc nous attendre
à constater dans toute région trachytique où l'obsidienne a coulé à
l'état de lave, qu'elle a été émise par les orifices supérieurs,
ou occupant la plus grande altitude. D'après Von Buch, ce fait se
confirme d'une manière remarquable, tant aux îles Lipari qu'au pic de
Ténériffe. En ce dernier point l'obsidienne ne s'est jamais
écoulée par des orifices situés à moins de 9.200 pieds de hauteur.
L'obsidienne paraît avoir été éjaculée aussi par les pics les plus
élevés de la Cordillère péruvienne. Je me borne à faire observer, en
outre, que le poids spécifique du quartz varie de 2,6 à 2,8, et que
par conséquent, lorsque ce minéral existe dans un foyer volcanique, il
ne doit pas tendre à descendre avec la masse fondamentale basaltique;
ceci explique peut-être la présence fréquente et l'abondance du quartz
au sein des laves trachytiques, déjà signalées à plusieurs reprises
dans cet ouvrage.
Peut-être objectera-t-on à la théorie que je viens d'exposer le
fait que les roches plutoniques ne sont pas divisées en deux
séries nettement distinctes et de pesanteur spécifique différente,
quoiqu'elles aient passé par l'état liquide comme les roches
volcaniques. Pour répondre à cette objection, il convient de faire
remarquer d'abord qu'aucune preuve ne démontre que les atomes d'un
quelconque des minéraux constitutifs des roches plutoniques se soient
agrégés, tandis que les autres minéraux restaient fluides, ce qui est
une condition presque indispensable de leur séparation, comme nous
nous sommes efforcés de le prouver; au contraire, les cristaux se sont
moulés généralement les uns sur les autres[7].
En second lieu, le calme absolu qui a présidé, selon toute
probabilité, au refroidissement des masses plutoniques ensevelies à de
grandes profondeurs, devait être très probablement fort défavorable
à la séparation de leurs minéraux constitutifs, car, si la force
attractive qui rapproche les molécules des divers minéraux pendant
le refroidissement progressif de la masse est suffisante pour les
maintenir réunies, le frottement entre ces cristaux à demi formés
ou ces globules pâleux doit empêcher les plus lourds d'entre eux de
descendre au fond du bain et les plus légers de monter. D'autre part,
les petites perturbations qui doivent probablement se produire dans la
plupart des foyers volcaniques, et qui ne suffiraient pas, comme
nous l'avons vu, à empêcher la séparation de grains de plomb dans un
mélange de plomb et d'argent en fusion ou de cristaux de feldspath
dans une coulée de lave, pourraient pourtant amener la rupture et une
nouvelle fusion des globules les moins bien formés, permettant aux
cristaux les mieux formés, et qui pour cette raison ne se brisent pas,
de descendre ou de monter suivant leur pesanteur spécifique.
Quoiqu'on ne constate pas dans les roches plutoniques l'existence
des deux types distincts correspondant aux séries trachytique et
basaltique, j'ai lieu de croire qu'il s'est produit souvent une
séparation plus ou moins prononcée de leurs parties constitutives. Je
soupçonne qu'il doit en être ainsi, parce que j'ai observé la grande
fréquence avec laquelle des dikes de greenstone et de basalte coupent
les formations étendues de granité et de roches métamorphiques qui s'y
rattachent. Je n'ai jamais étudié un district d'une région granitique
étendue sans y découvrir des dikes; je puis citer comme exemples les
nombreux dikes de trapp que l'on rencontre dans plusieurs provinces
du Brésil, du Chili, de l'Australie, et au cap de Bonne-Espérance;
de même, il existe un grand nombre de dikes dans les vastes contrées
granitiques de l'Inde, du nord de l'Europe et d'autres pays. D'où
le greenstone et le basalte qui forment ces dikes sont-ils venus?
Devons-nous supposer, avec quelques anciens géologues, qu'une zone de
trapp s'étend uniformément sous les roches granitiques qui, suivant
l'état actuel de nos connaissances, constituent la base de l'écorce du
globe? N'est-il pas plus vraisemblable de croire que ces dikes sont
dus à des fissures sillonnant des roches granitiques et métamorphiques
imparfaitement refroidies, dont les éléments les plus fusibles
consistant surtout en hornblende ont été en quelque sorte sollicités à
monter dans ces fissures? A Bahia, au Brésil, j'ai vu dans une contrée
de gneiss et de greenstone primitif, de nombreux dikes constitués par
une roche à augite de couleur foncée (car un cristal que j'ai détaché
appartenait incontestablement à ce minéral), ou par une roche
amphibolique formée, comme plusieurs preuves le démontraient
clairement, avant la solidification de la masse environnante, ou ayant
subi plus tard un ramollissement complet simultanément avec cette
masse[8]. Des deux côtés de l'un de ces dikes le gneiss était pénétré,
à la profondeur de plusieurs yards, par de nombreux fils ou stries
curvilignes d'une matière à teinte foncée et dont la forme ressemblait
à celle des nuages désignés sous le nom de «cirrhi-comae»; on pouvait
suivre quelques-uns de ces filaments jusqu'à leur point de jonction
avec le dike. Lorsque je les examinai, il me parut douteux que des
veines aussi fines et aussi curvilignes aient pu être injectées, et je
crois maintenant, qu'au lieu d'avoir été injectées par le dike, elles
ont été, au contraire, comme ses vaisseaux nourriciers. Si on admet
comme vraisemblable cette théorie sur l'origine des dikes de trapp
dans des régions granitiques très étendues, et loin de roches
appartenant à quelque autre série, nous pouvons admettre aussi que,
quand une grande masse de roche plutonique est poussée par des efforts
répétés dans l'axe d'une chaîne de montagnes, ses éléments les plus
liquides peuvent s'écouler dans des abîmes profonds et inconnus, pour
être ultérieurement ramenés, peut-être, à la surface sous forme
de masses injectées de greenstone, de porphyre augitique[9] ou
d'éruptions basaltiques. La plupart des difficultés que les géologues
ont rencontrées en comparant les roches volcaniques et plutoniques au
point de vue de leur composition se trouvent résolues, je pense, si
nous pouvons admettre que ces éléments relativement lourds et
fusibles qui composent les roches basaltiques et trappéennes, ont été
partiellement éliminés du plus grand nombre des masses plutoniques.
_Distribution des îles volcaniques_.--Au cours de mes recherches sur
les récifs coralliens, j'ai eu l'occasion de consulter les écrits d'un
grand nombre de voyageurs, et j'ai été constamment frappé du fait,
qu'à peu d'exceptions près, les îles innombrables qui parsèment le
Pacifique, l'océan Indien et l'Atlantique sont formées soit de roches
volcaniques, soit de roches coralliennes récentes. Citer une longue
liste de toutes les îles volcaniques serait fastidieux, mais il
est facile d'énumérer les exceptions que j'ai rencontrées. Dans
l'Atlantique nous avons les rochers de Saint-Paul décrits dans
cet ouvrage, et les îles Falkland formées de schiste quartzeux et
argileux; mais ces dernières îles sont fort grandes et ne sont pas
très éloignées de la côte de l'Amérique méridionale[10]. Dans l'océan
Indien, les Seychelles (situées sur une ligne qui prolonge Madagascar)
consistent en granite et en quartz. Dans l'océan Pacifique, la
Nouvelle-Calédonie, qui est une grande île, appartient (pour autant
que sa constitution soit connue) à la classe des roches primitives;
la Nouvelle-Zélande, qui possède beaucoup de roches volcaniques et
quelques volcans en activité, est trop étendue pour que nous puissions
la ranger parmi les petites îles dont nous nous occupons en ce moment.
La présence de quelques roches non volcaniques, telles que des
schistes argileux dans trois des Açores[11], de calcaire tertiaire à
Madère, de schiste argileux à l'île Chatham dans le Pacifique, ou de
lignite à l'île de Kerguelen, ne doit pas faire exclure ces îles ou
ces archipels de la classe des îles volcaniques, si elles sont formées
principalement de matières éruptives.
La constitution de ces nombreuses îles qui parsèment les grands
océans, étant presque toujours volcanique à ces rares exceptions près,
se rattache évidemment à la loi suivant laquelle presque tous les
volcans actifs forment des îles ou sont situés près du rivage de la
mer; elle est un effet des phénomènes chimiques ou mécaniques qui
ont déterminé cette répartition des volcans. Le fait que les îles
océaniques sont si généralement volcaniques est intéressant aussi au
point de vue de la nature des chaînes de montagnes de nos continents,
qui, à peu d'exceptions près, ne sont pas volcaniques, quoique
cependant nous ayons des raisons de supposer qu'un océan s'étendait
autrefois sur l'espace occupé aujourd'hui par les continents. Nous
sommes amenés à nous demander si les éruptions volcaniques se
produisent plus facilement au travers des fissures qui se sont formées
pendant les premières phases de la transformation du lit de la mer en
une surface terrestre.
Quand on examine les cartes des nombreux archipels volcaniques, on
voit que les îles sont ordinairement disposées en rangées, simples,
doubles ou triples, suivant des lignes souvent légèrement courbes[12].
Chacune des îles du groupe est arrondie, ou plus ordinairement
allongée dans le même sens que le groupe dont elle fait partie, mais
parfois transversalement à cette direction. Certains groupes dont
l'allongement n'est pas fortement accentué offrent peu de symétrie
dans leurs formes; M. Virlet[13] constate que ce cas se présente pour
l'archipel grec; je suis porté à penser (car je sais combien il est
facile de se tromper en ces matières) que les orifices volcaniques
sont ordinairement alignés suivant une même droite ou sur une série de
lignes parallèles peu longues, coupant presque à angle droit une autre
ligne ou une autre série de lignes. L'archipel des Galapagos offre un
exemple de cette structure, car la plupart des îles et les principaux
cratères situés dans les plus grandes d'entre elles sont groupés de
manière à se disposer sur un système de lignes orienté N.-N.-W. et sur
un autre système dirigé W.-S.-W.; nous trouvons une structure du même
genre, mais plus simple, dans l'archipel des Canaries. Dans le groupe
du Cap Vert qui paraît être le moins symétrique de tous les archipels
océaniques de nature volcanique, une ligne dessinée par plusieurs
îles et courant N.-W.-S.-E. couperait presque à angle droit, si on la
prolongeait, une courbe jalonnée par les autres îles.
Von Buch[14] a classé tous les volcans en deux catégories: les
_volcans centraux_ autour desquels des éruptions se sont produites en
grand nombre, de tous côtés, d'une manière presque régulière, et les
_chaînes volcaniques_. Dans les exemples que l'auteur donne pour les
volcans de la première catégorie je ne puis découvrir, au point de
vue de leur situation, aucune raison qui justifie la qualification de
centraux, et il n'existe, à mon avis, aucune différence essentielle de
constitution minéralogique entre les volcans centraux et les chaînes
volcaniques. Sans doute, dans la plupart des petits archipels
volcaniques l'une des îles peut être beaucoup plus élevée que
les autres; de même que dans une île donnée un des orifices est
généralement plus haut que tous les autres, quelle que puisse être la
cause de ce fait. Von Buch ne range pas dans sa classe des chaînes
volcaniques, de petits archipels dont il admet que les îles sont
alignées, comme il le fait pour les Açores, mais il est difficile de
croire qu'il existe quelque différence essentielle entre les chaînes
volcaniques plus ou moins allongées. Si l'on jette un coup d'oeil sur
une mappemonde, on constate combien sont parfaites les transitions
qui unissent de petits groupes d'îles volcaniques alignées aux séries
presque ininterrompues d'archipels se suivant en ligne droite, et
finalement à une grande muraille comme la Cordillère américaine. Von
Buch soutient[15] que des chaînes volcaniques couronnent des chaînes
de montagnes de formation primitive, ou sont en rapport intime avec
elles; mais si, dans le cours des temps, des archipels allongés sont
transformés en chaînes de montagnes sous l'action prolongée des forces
de soulèvement et éruptives, il en résultera naturellement que les
roches primitives inférieures seront souvent soulevées et deviendront
visibles.