Le Monde des Volcans N° 2
Les volcans du Monde Décembre 2011
Les dômes
Portofolio Les îles Eoliennes
Les points chauds
Sommaire
Edito 2
Le mot de la rédaction
News 3
Éruption en cours, nouveaux livres et coups de coeur
Article 4
Les dômes volcaniques
Porto folio 7
11
Les îles Éoliennes
Dossier Les points chauds
Volcan vu du ciel 17
L'Eyjafjallajökull
Edito Le Monde des Volcans Revue trimestrielle éditée par E. Reiter Contact: ereiter@free.fr Rédacteur en chef: E. Reiter Personne(s) ayant collaborée(s) à ce numéro: S. Reiter, N. Schaegis, E. Reiter Photos de couverture: 1ère de couv.: La bordure Nord-Est du cratère de la Fossa, Vulcano – E. Reiter 4ème de couv. : coucher de soleil sur la caldeira de Las Cañadas (Îles Canaries) – E. Reiter
Un numéro 2, déjà Tout d 'abord, je souhaite remercier les quelques 200 personnes qui ont pris le temps de lire le premier numéro de ce magazine. J'ai aussi une pensée particulière pour tous ceux qui m'ont adressé des messages d'encouragements et ainsi que pour ceux qui m'ont dit être intéressés par une future collaboration.
L'actualité volcanique est particulièrement chargée en Europe en ce moment avec l'Etna qui nous gratifie de quelques éruptions spectaculaires mais très brèves depuis le début de l'année mais aussi aux Îles Canaries qui connaissent leur première éruption depuis 1977 sur l'île d'El Hierro. L'éruption a débuté en octobre et se poursuit actuellement. Vous trouverez dans la rubrique News ainsi que dans notre dossier consacré aux points chauds quelques détails supplémentaires quant à cette éruption. Nous nous intéresserons aussi aux dômes volcaniques qui peuvent avoir une force de destruction impressionnante lors de leur éclatement ou de leur effondrement. Et, pour voyager le cœur un peu plus léger, nous irons visiter les Îles Éoliennes. Enfin, nous observerons depuis le ciel l'éruption du fameux volcan islandais au nom imprononçable qui, en avril 2010, paralysa le trafic aérien et « laissa en plan » votre serviteur durant trois jours en Grèce. Avant de vous laisser à la lecture de ce nouveau numéro, permettez-moi de vous souhaitez, avec un peu d'avance, un Joyeux Noël et une bonne année 2012.
Bonne lecture! Eric
News
Etna Le 15 novembre dernier, l'Etna a connu sa 18ème éruption paroxismale de l'année. Toutefois, ces évènements ont tendance a diminué en intensité et en fréquence (Photo Etnatrekking)
El Hierro L'éruption est, pour le moment stable et se cantonne à la pointe Sud de l'île. Actuellement, l'esseltiel des phénomènes sont sous-marins. (Photo Guardia Civile)
Nyamuragira Une éruption fissurale sur les basses pentes de ce volcan africain s'est récemment déclenchée. (Photo Jean-Yves Saliez / Earthquake-Report)
Les d么mes de lave un monde sans coul茅e Textes: E. Reiter Illustrations & Photos: N. Schaegis, E. Reiter
Le dôme résulte généralement de la superposition de lobes successifs émis au sommet d'une colonne de magma.
Lorsque la lave qui est émise durant d’une éruption est trop visqueuse pour s’écouler, elle s’accumule sur place et édifie un dôme. Du fait de sa viscosité élevée, la lave, souvent riche en gaz, est émise lentement. Le dôme résulte généralement de la superposition de lobes successifs émis au sommet de la colonne de magma. Les côtés des dômes ont généralement des flancs très abrupts et sont fréquemment recouverts de dépôts de blocs instables mis en place pendant ou juste après leur extrusion. Leur éventuel démantèlement peut être plus ou moins explosif en cours d'éruption, mais le dernier dôme subsiste souvent en fin d'éruption et refroidit lentement avec une activité fumerollienne. Un dôme peut croitre de manière endogène (par injection de lave à sa base) ou plus fréquemment de manière exogène (par émission de lave à sa surface). Les premiers, relativement riches en gaz, croissent sous la poussée exercée par le magma sous-jacent. Cette poussée distend la carapace solidifiée et la craquelle, ce qui permet au magma frais de remplir les hiatus ainsi apparus. Les seconds (à croissance exogène) résultent de l’accumulation de coulées de lave visqueuse, courtes et épaisses, à partir d’un point central qui s’élève au fur et à mesure de l’éruption. Cet évent est aussi le siège d’un dégazage bien visible. La base d'un dôme est souvent encombrée de débris effondrés de ses flancs ou déposés par les explosions successives.
Classification Selon la viscosité de la lave, on distingue différents types de dômes: - Le dôme lisse dont la surface est régulière et dépourvue d'aspérités - Le dôme rugueux dont la surface a un aspect scoriacé - Le dôme hérissé dont la surface est hérissée de crêtes provoquées par des injections isolées de lave - Le dôme éclaté qui s'est ouvert sous la pression interne de la lave, formant alors une sorte de bouton de rose - Le dôme étalé en forme de galette - Le dôme coulée dont l'expansion est favorisée par la pente de l'édifice volcanique Mécanismes des dômes de lave Les dômes sont des objets complexes que les seules observations et mesures de terrain ne permettent pas de comprendre. Par conséquent, la modélisation est un outil permettant d’appréhender les processus difficilement apparents sur le terrain. Les modèles analogiques sont réalisés en laboratoire avec des matériaux ayant des comportements similaires à ceux des magmas formant les dômes de lave. Il s’agit donc de volcans en modèle réduit dont le principal avantage est de pouvoir travailler en coupe.
Dôme érodé dans la caldeira de Las Cañadas (Île de Teneriffe)
Dôme lisse
Dôme hérissé
Dôme étalé
Dôme rugueux
Dôme éclaté
Dôme coulée
Grâce à ces expériences, on commence à comprendre ce qui provoque la déstabilisation des dômes. Ces expériences ont tout d’abord mis en évidence la compétition qui existe entre le magma qui pousse à l’intérieur du dôme (en raison de son injection) et la carapace du dôme qui se refroidit et donc durcit et résiste à cette poussée. Il est logique de penser que, sous cette poussée, la carapace se rompt et que cette rupture pourrait expliquer, dans une certaine mesure, les phénomènes de déstabilisation des dômes. En fait, selon des expériences réalisées récemment, il semble que la rupture ou la déstabilisation se produise selon le rapport entre l’épaisseur de la croûte rigide et la hauteur du dôme encore visqueux. Lorsque la croûte est peu épaisse, elle se craquelle de manière symétrique sur tout le sommet du dôme. Les blocs désolidarisés bougent alors de manière radiale. Si la croûte est épaisse (par rapport à la partie visqueuse du dôme), elle se fracture de manière brutale et dissymétrique, rappelant les phénomènes d’effondrement.
Les îles
Les cratères sommitaux du Stromboli
Évent fumerollien à Vulcano
La lèvre Nord-Est du cratère de La Fossa (Vulcano) Photos: S. Reiter, E. Reiter
Éoliennes
La cratère de la Fossa sur l'île de Vulcano (en haut et en bas)
Une éruption strombolienne
Aiguilles de soufre (Vulcano)
Émanations gazeuses sous-marines (Plage de Porto di Levante, Vulcano)
Émanations gazeuses sur la plage de Porto di Levante (Vulcano)
Bombe volcanique sur le bord du cratère de la Fossa (Vulcano)
Page suivante: Le cratère de la Fossa (Vulcano)
Les Points Chauds Textes: E. Reiter Photos: USGS et E. Reiter
Comme les séismes, les volcans ne se répartissent pas de façon aléatoire à la surface de la planète. Plusieurs se situent aux frontières de plaques (volcanisme de dorsale et de zone de subduction). Cependant, certains se trouvent au milieu des plaques lithosphériques. Il s'agit des points chauds. Les points chauds, des alignements insulaires Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, qu'on retrouve principalement, mais pas exclusivement, sur les plaques océaniques. Le matériel fondu au niveau du point chaud est moins dense que le matériel ambiant. De ce fait, il remonte vers la surface et vient percer la lithosphère pour former un volcan. Ces volcans sont très abondants à l'intérieur des plaques lithosphériques, surtout sur les plaques océaniques. Les fonds océaniques du Pacifique en constituent un bon exemple où on a une multitude de ces volcans, dont la plupart sont sous-marins (appelés guyots). Cependant, certains percent la surface des océans pour former des archipels comme les îles Marshall ou les îles Hawaï. Les points chauds sont stationnaires et peuvent fonctionner pendant plusieurs centaines de millions d'années (Ma).
Définition et origine des points chauds Un point chaud naît donc de la présence inhabituelle de matériel mantellique profond et chaud à la base de la lithosphère. Une telle anomalie thermique est générée par l'ascension vers la surface de remontées mantelliques sous la forme d'un panache, leur densité étant inférieure à celle des terrains traversés alors appauvris en éléments traces. Mais la structure et l'origine des panaches mantelliques sont encore peu connues. Il semble acquis que la plupart se forment vers 700 km de profondeur, limite entre le mateau supérieur et le manteau inférieur, mais il n'est pas exclu qu'ils prennent naissance plus en profondeur, notamment vers 2900 km, à la limite supérieure du noyau. En effet, la présence occasionnelle de zones de fusion locale et massive au niveau de l'interface manteau-noyau pourrait alimenter de puissants panaches d'origine profonde. Les interactions physicochimiques entre la base du manteau et le noyau solide, dont la rotation est plus rapide que celle du manteau, initieraient d'importants flux de chaleur permettant cette fusion.
Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, qu'on retrouve principalement, mais pas exclusivement, sur les plaques océaniques. Si une plaque lithosphérique se déplace au-dessus d'un point chaud qui fonctionne sporadiquement, il se construit un chaînon de volcans. Les volcans les plus vieux se situent à l'extrémité du chaînon qui est la plus éloignée du point chaud, alors que les plus jeunes se situent à proximité du point chaud. On retrouve plusieurs de ces chaînons sur les plaques océaniques, comme par exemple, le chaînon qui va des îles Hawaii jusqu'aux fosses Aléoutiennes-Kouriles (chaînon Hawaï-Empereur) dans le Pacifique-Nord. Le chaînon Hawaï-Empereur Ce chapelet de volcans est un bon exemple de la marque laissée sur le plancher océanique par le déplacement d'une plaque au-dessus d'un point chaud. Il a été établi que les volcans d'Hawaï, à l'extrémité Sud du chaînon, sont tout à fait récents (ils ont moins de 1 Ma). L'âge des volcans le long du chaînon est de plus en plus vieux à mesure qu'on s'éloigne d'Hawaï. Le plancher océanique au niveau de la fosse de subduction des Aléoutiennes date de 80 Ma. C'est dire qu'il a fallu 80 Ma pour former le chaînon en entier. Cependant, une équipe de l'Université de Rochester a remis en cause en novembre 2003 le mécanisme des points chauds jugés fixes, par l'étude de l'orientation de laves magnétisées, les magnétites, prelevées tout au long de cette chaîne volcanique : les points chauds se seraient déplacés et non pas uniquement les plaques tectoniques. Ainsi, entre -80 et -45 Ma, le déplacement du point chaud aurait donné naissance au chaînon Empereur, puis depuis 45 Ma, au chaînon d'Hawaï.
Les bombements liés aux points chauds La chaleur du panache provoque une augmentation de la température locale qui, additionnée à la décompression adiabatique, produit une fusion partielle à la base de la lithosphère. Le diamètre du panache s'élargit jusqu'à atteindre 100 voire 150 km de diamètre à la base de la lithosphère, ce qui produit alors en surface un fort débit de laves de nature tholéïtique. En compensation du changement de densité engendré par le changement de température à la base de la lithosphère, il se produit un soulèvement matérialisé en surface par une intumescence thermique en forme de bombement topographique.
Trapps, rides océaniques et îles volcaniques : longévité et productivité du volcanisme de point chaud Les vastes épanchements volcaniques tabulaires nommés "trapps" seraient la conséquence de l'impact initial d'un panache mantellique puissant sous une lithosphère fragilisée et déchirée. La poussée mécanique et l'anomalie thermique du panache provoquent dans un premier temps un bombement puis une déchirure et un volcanisme effusif extrêmement productif. Le volcanisme des Afars en représenterait un exemple en cours et pose la question du rôle des points chauds dans le processus de rifting. Le massif des Trapps du Deccan (Inde) est vraisemblablement le résultat de l'activité majeure entre 70 et 40 Ma du point chaud qui se manifeste actuellement sous l'île de la Réunion depuis 5 Ma. Le parcours de la plaque indienne sur ce panache de remontées mantelliques est matérialisé par une ride topographique au fond de l'Océan Indien, témoignant de l'intumescence thermique et du volcanisme à l'aplomb de la zone de fusion sublithosphérique. Cette ride, reconnue sous le nom de Chacos-Maldives, relie en effet la province volcanique du Deccan à l'île de la Réunion, en passant par l'archipel des Maldives, les Chagos (vers 35 Ma), le bassin des Mascareignes (30 Ma) et l'île Maurice (activité sous-marine dès 15 Ma puis aérienne 7 Ma plus tard). Cet alignement n'est toutefois pas continu : il a été séparé en deux tronçons décalés par l'ouverture de la dorsale Centrale-Indienne entre les Chagos et le plateau des Mascareignes à partir du Paléocène. La durée de vie d'un point chaud se chiffrerait donc en dizaines voire centaines de millions d'années. Mais les traces de points chauds disparaissent souvent sous des zones de subduction ou de collision si bien qu'on est en droit de se demander si ces manifestations mantelliques ne sont pas continues ou cycliques dans certains cas.
Les laves fluides des volcans de point chaud forment de grandes coulées qui, lors de leur refroidissement laissent échapper des fumerolles essentiellement constituées de vapeur d'eau
Conclusion Longtemps considérée comme marginale, l'activité des points chauds est néanmoins susceptible de créer des reliefs de volume non négligeable (à partir du plancher océanique, l'île de Hawaï est plus grande que l'Everest). Les alignements insulaires et les rides océaniques sont en effet de véritables chaînes de montagne érigées en plusieurs dizaines de millions d'années. Ces reliefs volcaniques sont pourtant exclus de la notion d'orogenèse, traditionnellement réservée aux chaînes de subduction, de collision et d'obduction. L'expression d'"orogenèse de point chaud" est inexistante dans la littérature. Toujours estil que les points chauds ne sont probablement pas assez puissants actuellement pour créer une croûte continentale et générer un épaississement crustal qui les classerait en tant que mode orogénique.
Hawaï
Les 6 principales îles d'Hawaï font partie d'un système volcanique bien connu, mais c'est la plus jeune, "Big Island", dont l'activité volcanique est la plus spectaculaire. Cette dernière, ainsi nommée parce que sa superficie (10.000 km2) est supérieure à celle de toutes les autres îles réunies, est la plus à l'Est de l'archipel. De forme triangulaire, avec environ 430 km de côtes, elle se forma comme les autres îles de la chaîne hawaïenne, à la suite d'activités volcaniques. Elle offre des paysages variés : pics enneigés, forêts tropicales luxuriantes, plaines volcaniques arides et plages de sable noir. Elle abrite plusieurs volcans: Le Kilauea , en éruption continue depuis le mois de mars 1983 par l'intermédiaire du Pu'u 'O'o, un de ses cônes adventifs. La lave arrive périodiquement à la mer et agrandit ainsi l'île. - Le Mauna Kea - Le Mauna Loa
La date de formation du Kilauea n'est pas connue précisément. Cependant, depuis sa naissance, il n'a connu que peu de période de repos. La plupart des éruptions a produit des coulées de lave mais certains épisodes explosifs ont aussi été observés. Trois grandes zones éruptives ont été observées durant l'histoire du Kilauea: - Le sommet. Il est relativement élevé car les éruptions y sont fréquentes, - Deux rift zones Est et Sud-Ouest La plupart des éruptions récentes a lieu le long des zones de rift. Elles produisent des fontaines et des coulées de lave qui construisent progressivement des cônes adventifs. Le Kilauea est en éruption continue depuis 1983. En outre, actuellement, deux lacs de lave sont observables sur le Kilauea: L'un dans le cratère du Pu'u 'O'o, le second dans le cratère Halema`uma`u qui se situe dans la caldeira sommitale.
Île de la Réunion
Le Piton de la Fournaise, volcan actif de l'îe de La Réunion, s’est édifié sur le flanc Sud-Est du Piton des Neiges. Durant au moins 500 000 ans, les deux volcans ont fonctionné simultanément. La Fournaise forme un cône de 30 km de diamètre, couvrant 26 % de la superficie de l’île.
De -65 000 à -4 700 ans, cette caldeira est partiellement remplie, tandis que l’activité s’étale à l’Est de la rivière Langevin et de la rivière de l’Est. Suite aux intrusions successives, la partie orientale du volcan est déstabilisée et provoqua des glissements de terrain vers la mer, mobilisant un total de 600 km3 de roche.
Cet édifice se distingue du premier par l’uniformité de ses produits : il s’agit de laves fluides à l’origine d’éruptions principalement effusives. Il est formé par l’empilement sur des milliers de mètres d’épaisseur de coulées de laves, aa et pahoehoe, alternant avec des couches de scories, le tout recoupé par un réseau de dykes plus ou moins interconnectés.
La formation d’une dernière caldeira, vers –4 500 ans, termine cette période. Cette caldeira est ouverte vers la mer à l’Est, donnant la dépression de l’Enclos Fouqué et la pente du Grand Brûlé. Initialement, cette caldeira avait probablement plusieurs centaines de mètres de profondeur.
On distingue différentes phases d’activités :
Phase actuelle: A partir de -4 500 ans, le cône terminal actuel du Piton de la Fournaise s’est mis en place au milieu de la dernière caldeira. Depuis deux siècles, on observe en moyenne une éruption par an.
Le bouclier ancien: La Fournaise ancienne, plus à l’Ouest que la Fournaise actuelle, est uniquement observable à l’affleurement dans le fond de la vallée de la Rivière des Remparts et de la Rivière de l’Est. Le roches les plus anciennes ont un âge de 530 000 ans. Une première caldeira se forme il y a 290 000 ans approximativement vers l’actuelle Rivière des Rempart, qui sert ensuite comme barrière et guide les coulées de l’ancienne Fournaise.
Le bouclier récent: A partir de -150 000 ans, l’activité se décale vers son emplacement actuel. Les produits coiffent les restes effondrés de l'ancien volcan, avant la formation il y a 65 000 ans d’une nouvelle caldeira, d’une largeur supérieure à 10 km, et dont l’un des bords correspond au Rempart de la Plaine des Sables.
A la fin du XVIIIème siècle, le sommet était couronné par deux cratères, comme reporté par des dessins de Bory de St-Vincent (1804). Le cratère Bory à l’Ouest et le cratère Dolomieu à l’Est. Si le cratère Bory n’a pas beaucoup changé depuis le début du XXème siècle, de grands changements ont été observés dans le Dolomieu. En 1911, le Dolomieu était entièrement comblé, un petit plateau avait pris sa place. A partir de 1927, des effondrements de faible amplitude se forment à nouveau à l’Est de cette plaine. Puis entre 1930 et 1946 ces effondrements s’accélèrent avec la formation du cratère “Brûlant” d’environ 180 m de profondeur. Dans la partie Ouest se maintient l’Enclos Vélain, qui se confond aujourd’hui entièrement avec le fond du Dolomieu. Depuis, le Dolomieu s’est à nouveau partiellement comblé par des éruptions sommitales successives, avant de retrouver une forme de vaste entonnoir lors d'un important effondrement en 2007. La plupart des éruptions récentes sont limitées à l’Enclos Fouqué, à l’exception de quelques coulées “hors Enclos” qui ne représentent que 3% des éruptions totales : celle de 1977 qui a traversé le village de S te Rose et celle de 1986 au Tremblet. Suite à l’éruption de 1998, une petite éruption hors enclos a eu lieu dans les hauts de Bois Blanc. Notons que, depuis 25 ans, environ un quart de l’Enclos a été recouvert par en moyenne 2 à 3 mètres de laves.
Les îles Canaries
Les Canaries sont des îles de nature volcanique. Les interprétations actuelles font intervenir un point chaud dans le manteau sous-jacent et un système de fissures dans la prolongation de la faille d'Agadir. Les points chauds classiques, comme celui d'Hawaï ou de La Réunion, donnent naissance à un alignement d'îles volcaniques, posées sur la croûte océanique qui se déplace, et dont les âges vont croissants lorsqu'on s'éloigne de la position actuelle du point chaud. Les îles Canaries ne sont pas alignées et les âges des différentes îles sont dans le désordre le plus complet. L'interprétation qui est proposée est de considérer que le panache issu du point chaud oscille en cherchant sa voie, vers la surface, à travers le système de failles.
L'éruption actuellement en cours se situe à en mer, à quelques kilomètres de l'île d'El Hierro. C'est la première éruption aux Canaries depuis près de quarante ans. Elle a été précédée par plus de mille évènements sismiques. A l'heure actuelle, la situation paraît stable. Le volcan sous-marin poursuit sa croissance, et est assez proche de la surface. En effet, depuis la première quinzaine de novembre, d'importants bouillonnements sont observables à la surface de la mer. Quelques centaines de personnes ont dû être évacuées en raison d'importantes émanations de gaz (CO2 et SO2).
L'éruption actuellement en cours se situe en mer, à quelques kilomètres de l'île d'El Hierro. C'est la première éruption aux Canaries depuis près de quarante ans. Le volcan emblématique de cette région est le Teide, sur l’île de Tenerife. Son histoire peut se résumer de façon simplifiée : Un premier épisode volcanique donne 3 îles, dont les basaltes à olivine affleurent aujourd'hui en partie : Roque del Conde 12 - 9 MA , Teno 6 - 5 MA, Anaga 5 - 4 MA. Au milieu des 3 îles s'édifie l'énorme strato-volcan de las Cañadas. Ce dernier s'effondre en glissant vers le Nord où il est en partie englouti dans l'océan, engendrant à un tsunami. Une caldeira en résulte. Au centre de la caldeira un nouveau système volcanique s'installe : Teide, Montaña Blanca, Pico Viejo, avec de nombreuses éruptions historiques. La dernière éruption date de 1909 avec l'édification d'un dôme coulée "El Chinyero". Depuis mai 2004, le volcan donne des signes de nouvelle activité notamment par l'intermédiaire d'une augmentation du nombre des fumerolles ainsi qu'une augmentation de leur température. Le volcan est inclus dans le Parc National du Teide qui a une surface de 18.900 ha. Ce magnifique site naturel a été proclamé "Patrimoine Mondial de l'Humanité" le 29 juin 2007. Le volcan est le point culminant de l'Espagne et la plus haute montagne de l'Océan Atlantique. Son sommet se situe à 3718 m au-dessus du niveau de la mer alors que sa base repose à environ 3500 m sous le niveau de l'Océan Atlantique. Le Pico de Teide, le Pico Viejo et la Montaña Blanca forment le complexe volcanique central.
Les volcans vus du ciel L'Eyjafjöll est un massif volcanique dans le sud de l'Islande, et désigne en français le volcan recouvert par sa calotte glaciaire sommitale, l'Eyjafjallajökull . Par métonymie, Eyjafjallajökull désigne tout aussi bien le volcan que le glacier qui le recouvre. Seules quatre éruptions sont connues pour ce volcan, la dernière s'étant déroulée du 20 mars au 27 octobre 2010. La première se serait produite aux alentours de l'an 550. La seconde s'est produite en 1612 et a émis un volume d'un million de mètres cubes de téphras par le biais d'explosions d'indice d 'explosivité volcanique de 2. La troisième éruption se déclare le 19 décembre 1821 sous la forme d'explosions phréatiques. L'éruption reste de faible ampleur. Quelques dégâts sont néanmoins causés avec des inondations provoquées par la fonte partielle de la calotte glaciaire et par les retombées de cendres volcaniques contenant de fortes teneurs en fluorures. Les environs du volcan, notamment en direction du Sud et de l'Ouest, sont affectés par d'importantes retombées de cendres. L'éruption prend fin le 1 er janvier 1823.
La quatrième éruption débute le 20 mars 2010 après 187 ans d'inactivité La quatrième éruption débute le 20 mars 2010 après 187 ans d'inactivité et se termine le 27 octobre de la même année. Une première phase éruptive de type hawaïen se déclenche au Fimmvörðuhlas. Des fontaines de lave donnent naissance à de petites coulées qui se dirigent vers le Nord. Cette première phase éruptive se termine le 13 avril et laisse place à partir du lendemain à un deuxième épisode éruptif qui se déclenche au sommet de l'Eyjafjöll, dans la caldeira recouverte par l'Eyjafjallajökull. Là, l'éruption est sous-glaciaire et produit des explosions phréatiques qui percent la calotte de glace. Un important panache volcanique se forme et se dirige vers l'Europe continentale. Les cendres volcaniques qui le composent représentant un risque potentiel pour l'aviation civile, les espaces aériens de nombreux pays européens sont fermés préventivement, entraînant des milliers d'annulations de vols. Après une importante baisse de l'intensité de l'éruption fin avril, une activité sporadique se met en place jusqu'à la fin de l'éruption le 27 octobre 2010. Cette image satellite montre le panache de cendres s'échappant du cratère et se dirigeant vers le Sud-Est sous l'action des vents dominants. Il est à noter que si l'éruption s'était déclenchée plus tardivement dans l'année, les vents dominants auraient poussé le panache vers l'Ouest et l'Océan Atlantique ce qui n'aurait, sans doute, pas perturbé le trafic aérien.