Le volcanisme dans le monde

UNIVERSITE PARIS VII DENIS DIDEROT - U.F.R. G.H.S.S. GO 241 : Compléments en Géographie Physique - Mme Brigitte COQUE 2

SOMMAIRE

Introduction 3

I. Processus de formation et localisation sur la planète

1. La tectonique : origine de la formation... 4

2. ...Et de la répartition des volcans sur Terre 7

II. Les différents types d'éruption volcanique

1. Un élément déterminant : le magma 8

2. Les quatre types classiques d'activité volcanique selon Lacroix 10

3. Les autres types d'éruption 14

4. Après l'éruption 16

III. Les formes de relief liées au volcanisme

1. Les reliefs volcaniques élémentaires 17

2. Les reliefs volcaniques complexes 22

IV. Sociétés humaines et volcans

1. Pourquoi vit-on près d'un volcan ? 30

2. Les risques liés à l'activité volcanique 30

3. Prévision et prévention 32

Conclusion 35

Glossaire 36

Bibliographie 39

Couverture : Le mont Batur, vu du lac de caldera, sur l'île de Bali, en Indonésie (photographie d'Alain Catté).

Introduction

Le volcanisme fait partie intégrante de tous les grands phénomènes géologiques. Il est à la fois un symptôme de mouvements profonds, un mécanisme géologique fondamental et, localement, une source de catastrophes et un atout touristique. Dans le système solaire, ils ne sont pas une exclusivité terrestre et sont aussi abondants sur

Mars et Venus.

Sur notre planète, peu de pays n'ont aucun volcan et pas un seul n'a échappé au volcanisme au cours de son histoire. Justement, où se situe ce volcanisme ? Comment naît-il ? Comment fonctionne-t-il ? Quels

sont les reliefs qu'il engendre suite aux éruptions ? Et enfin, comment les Hommes et le volcanisme

interagissent-ils ensembles ? Quels sont les moyens de prévention des éruptions ? Nous tenterons de répondre à ces différentes questions tout au long de ce dossier, qui comprend quatre parties. Tout d'abord nous analyserons les processus de formation des volcans, comme les mouvements tectoniques de la croûte terrestre, le mécanisme des points chauds ; ainsi que leur localisation à la surface de la Terre. Dans une seconde partie nous aborderons les différents types d'éruption volcanique que l'on

peut trouver sur notre planète, en commençant par détailler le rôle que joue le magma dans le

conditionnement de ces types d'éruption, puis en poursuivant avec la classification de Lacroix, enfin

en terminant avec un passage en revue des autres types.

Dans une troisième partie nous verrons les formes de relief, élémentaires et complexes, sous-

marines et continentales, de construction et de destruction, engendrées par les éruptions volcaniques.

Enfin dans une quatrième et dernière partie, nous étudierons les interactions entre les

sociétés humaines et le volcanisme, en voyant, entre autres, quels sont les risques encourus par les

populations, ainsi que les moyens de prévision et de prévention. Avant ceci, il nous faut d'abord répondre à la question fondamentale de la géographie : " Pourquoi ici et pas ailleurs ? ».

Première partie :

Processus de formation et localisation sur la planète

1. La tectonique : origine de la formation...

a. Rapport avec les plaques lithosphériques La Terre est essentiellement solide et les magmas qu'elle renferme proviennent de ses mouvements : elle n'aurait aucun volcan si elle était immobile.

Elle se compose, du centre à la périphérie, du noyau, du manteau et de l'écorce. Les magmas

sont des morceaux de manteau qui remontent en surface et les volcans sont provoqués par la mise sous pression de ces magmas, qui brisent alors la croûte terrestre pour se relâcher. On remarque deux types de mouvements terrestres à l'origine de la formation des édifices volcaniques.

Le premier s'inscrit dans la circulation générale de l'asthénosphère*, qui détermine le

mouvement des plaques* lithosphériques de l'écorce terrestre. La lithosphère* se divise en six

grandes plaques et quelques petites (figure 1). Figure 1 - Les plaques lithosphériques (Derruau, 2002). Figure 2 - Le rift de l'Atlantique (Derruau, 2002).

Elles se déplacent de

quelques centimètres par an, deux sortes de mouvements sont possibles.

Elles s'écartent et forment un fossé de

rupture ou rift*, qui se situe souvent dans l'axe d'un soulèvement du plancher sous-marin ou dorsale océanique (figure 2), ou elles se télescopent sous diverses formes.

Dans le deuxième cas, on

rencontre plusieurs types d'affrontements. 4 Tout d'abord, on observe la collision entre deux plaques continentales, comme la plaque Inde-

Australie et la plaque Eurasie, la première représentée par le Dekkan, la seconde par le Tibet. Le

Dekkan, sans plonger, est passé sous le Tibet, d'où la forte altitude de l'Himalaya, chaîne résultant de cette rencontre.

Les cas de subduction sont les plus fréquents : la croûte océanique, au contact de la croûte

continentale, tend à passer sous cette dernière, qui est moins dense et donc plus légère (figure 3). La

croûte océanique descend alors dans l'asthénosphère suivant un plan oblique (plan de Benioff). Ce

glissement, jusqu'à 700 kilomètres de profondeur, est un lieu de séismes ; une chaîne de montagnes

du côté continental, avec un volcanisme surtout andésitique*, et une fosse marine longitudinale, du

côté océanique, accompagnent le phénomène. L'exemple typique est celui du contact de la plaque

Amérique avec les plaques du Pacifique de l'Est, contact suivi par les chaînes de l'Ouest de l'Amérique du Nord et par les Andes. Figure 3 - Coupe d'un contact de plaques avec subduction (type Andes-Pacifique) (Derruau, 2002).

Un autre exemple de subduction est celui que l'on trouve de l'autre côté du Pacifique, où se

disposent les Philippines et le Japon. Il se constitue une fosse océanique profonde du côté où arrive la

plaque Pacifique qui s'enfonce sous la plaque Asie, puis, parallèlement, en arrière, un arc insulaire

volcanique, puis encore en arrière, une mer peu profonde (mer du Japon) (figure 4). Figure 4 - Coupe d'un contact de plaques avec subduction et arcs insulaires (type Ouest-Pacifique, Indonésie) (Derruau, 2002). 5 Le troisième cas de collision entre les plaques lithosphériques, beaucoup plus rare, est l'obduction. La croûte océanique passe sous la croûte continentale. Ainsi on peut dire que la théorie des plaques de Wegener explique la localisation des volcans, qui se situent :

Sur les rifts et sur les cassures qui leurs sont associées. Ces rifts peuvent être océaniques, les

volcans sont alors sous-marins ou insulaires, comme sur le rift médian de l'Atlantique ; ils peuvent être

aussi continentaux, comme les fossés de l'Est africain.

Sur les zones de convergence de plaques (monde méditerranéen jusqu'à l'Indonésie, " ceinture de

feu » du Pacifique).

Il existe un volcanisme éloigné des contacts de plaques : un volcanisme " intra-plaques », comme

celui des îles Hawaii. On l'explique par le passage de la plaque sur un réchauffement local du manteau et de la croûte, un " point chaud ». C'est ce mécanisme des points chauds que nous allons maintenant aborder. b. Les points chauds C'est le deuxième type de mouvement convectif* : un courant ascendant localisé, à la forme

quasi cylindrique, appelé " panache » par analogie avec le rejet d'une cheminée d'usine. Dans la

Terre, les panaches ont aussi été nommés " points chauds ». Ces points chauds sont des anomalies thermiques fixes situées dans la partie inférieure du

manteau, vers 2900 kilomètres de profondeur. Ils émettent des panaches de magma basaltique dans

la croûte océanique mobile. Ils donnent alors naissance à de gros volcans disposés en chapelets d'îles et de guyots

(pitons sous-marins), décalés progressivement par le mouvement horizontal du plancher océanique

(figure 5).

Figure 5 - Le volcanisme de point chaud

(d'après Le Coeur, 2002). On retrouve dans cette catégorie de volcans les archipels du Pacifique central avec les îles Hawaii, Marshall et Tuamotu, alignés suivant le déplacement de la plaque pacifique.

Ce volcanisme intra-plaques édifie sur le plancher océanique des " volcans boucliers » (voir

plus loin) comme les îles Hawaii ou l'île de La Réunion. Les volcans les plus anciens, entraînés par la

translation à l'écart de leur source magmatique, devi ennent inactifs ; ensuite, les cônes s'affaissent partiellement en raison du relâchement de la pression dans le réservoir magmatique et du lent enfouissement de la croûte. Ces deux types de mouvements convectifs, qui prennent vie dans le manteau, sont donc à l'origine de la formation des volcans. Maintenant que nous les avons globalement analysés, nous pouvons désormais définir et comprendre la localisation du volcanisme sur Terre. 6

2. ...Et de la répartition des volcans sur Terre

Nous venons de voir que le nombre des volcans sur Terre n'est pas déterminé par les conditions à la surface mais par l'activité interne de la planète. On peut même ajouter que la majeure partie de l'activité volcanique terrestre a lieu sous le niveau de la mer, loin de nos yeux. C'est ce que l'on peut constater sur la figure 6, qui rend bien compte des relations étroites entre volcanisme et tectonique. On y compte environ 1500 volcans, indiqués par les points rouges, ayant eu au moins une éruption depuis 10.000 ans. Figure 6 - Carte de répartition des volcans actifs à la surface de la Terre (Paul Kimberly, Tom Simkin, et Lee Siebert - Smithsonian Institution). La plupart des volcans sont groupés dans des "chaînes" de faible largeur qui se trouvent soit à la périphérie des continents, comme par exempl e la cordillère des Andes, soit au beau milieu des

océans, le long des dorsales sous-marines. Nous avons vu qu'ils étaient liés aux mouvements des

plaques lithosphériques.

D'autres forment des îles en plein océan, comme à Hawaii, dans l'océan Pacifique. Ils sont

alors issus d'un phénomène de point chaud. Nous pouvons enfin observer que d'autres encore se répartissent sur de grandes surfaces

sans alignement visible dans des régions volcaniques diffuses : c'est le cas en Asie et aux Etats-Unis.

Ce type de volcanisme est caractéristique des zones d'étirement (ou d'extension). La localisation des volcans n'est donc pas aléatoire. L'explication des phénomènes responsables de celle-ci va également nous permettre de mieux comprendre les différents types d'éruption existant sur notre planète. 7

Deuxième partie :

Les différents types d'éruption volcanique

1. Un élément déterminant : le magma

a. Composition du magma Les magmas sont des roches fondues, c'est-à-dire des mélanges de plusieurs composants, les oxydes de silicium (SiO 2 ), fer (FeO et Fe 2 O 3 ), magnésium (MgO), aluminium (Al 2 O 3 ), calcium (CaO), potassium (K 2

O) et sodium (Na

O), et de nombreux autres composants mineurs.

Pour comprendre les éruptions volcaniques, il faut citer deux propriétés importantes du

magma : la viscosité, qui détermine la plus ou moins grande facilité d'écoulement, et la densité, à

l'origine de la force d'Archimède, qui propulse les magmas vers la surface.

La densité mesure la masse par unité de volume rapportée à celle de l'eau : cette propriété

physique n'a donc pas d'unité. Les magmas les plus denses sont les basaltes*, dont les densités sont

comprises entre 2.65 et 2.70, et les moins denses sont certaines rhyolites* dont la densité vaut 2.30.

Par ailleurs, la croûte continentale a une densité moyenne de 2.70. Ainsi, même les magmas les plus

denses le sont moins que les roches qui les entourent. C'est pourquoi ils montent vers la surface. b. Evolution du magma lors de la montée

Figure 7 : La plomberie des volcans

(C. Jaupart, IPGP).

Arrivé à une certaine profondeur, le magma

devient en général plus dense que les roches avoisinantes. Cela peut être dû à la diminution de la pression des roches autour, lorsque l'on se rapproche de la surface terrestre, ainsi qu'à la rencontre de roches moins denses (le calcaire sec, par exemple, a une densité de 2.2 alors que celle du basalte est de 2.7). Ces deux effets peuvent se combiner.

A ce moment précis, le magma ne peut plus

monter, puisqu'il est devenu aussi " lourd » que les roches qui l'entourent. D'un mouvement vertical, on passe alors à une propagation horizontale beaucoup plus lente : le magma s'accumule et forme un réservoir (figure 7).

Ce réservoir, très souvent appelé

" chambre magmatique* », joue un rôle fondamental. Il sert d'accumulateur pour de grands volumes de magma et en permet l'éruption rapide alors que la source profonde a un débit lent.

Par ailleurs, il permet sa maturation

chimique. Plus le temps passé par le magma dans le réservoir est long, plus il est riche en silice et en eau. 8

Toujours au sein du réservoir, le magma s'enrichit en éléments volatils. La surpression alors

entraînée ne peut dépasser le seuil de résistance des roches encaissantes, quel que soit le magma

mis en jeu. C'est pour cela que le magma ne reste pas dans la chambre magmatique : lorsque la pression

est trop forte dans celle-ci, ce dernier se fraie un chemin jusqu'à la surface, où la surpression est alors

évacuée. Quelquefois même, la pression à l'intérieur de la chambre est tellement forte que la sortie de

la lave fait exploser le cône volcanique. Pour d'autres volcans, le magma n'a pu atteindre la surface et

s'est solidifié dans le conduit puis dans le réservoir (par exemple lors de l'arrêt de l'activité

volcanique). Nous ne prendrons en compte que le premier cas pour les prochains paragraphes : le magma

sort, et ce, suivant différentes modalités qui donnent ainsi différents types d'éruption.

c. Dernière étape: la sortie Lorsqu'il se retrouve dans le conduit volcanique, le magma subit une baisse de pression importante. Tout d'abord pendant sa remontée vers la surface : la proportion de gaz contenue dans le

magma augmente et les modalités de l'écoulement changent considérablement. A la base du conduit,

le gaz est peu abondant et contenu dans de petites bulles suspendues dans le magma. Puis, plus haut dans le conduit, le gaz occupe un grand volume et c'est une mousse

magmatique qui s'écoule. Cette mousse peut se déformer rapidement : ses bulles de gaz éclatent et

pulvérisent le liquide. Ce phénomène est appelé " fragmentation ». Figure 8 - Le Piton de la Fournaise est un exemple de volcan produisant de la mousse magmatique. (Photographie de T. Staudacher, IPGP).

Après ce processus, l'écoulement

volcanique a la forme d'un jet de gaz transportant des fragments de magma. Si la fragmentation n'a pas lieu, la proportion de gaz est faible à la sortie du conduit, et l'éruption prend alors la forme d'une coulée de lave.

Bien évidemment, plus le magma est

visqueux, moins la vitesse d'ascension est grande : de l'ordre de un mètre par seconde pour les basaltes, et de 10 -4 mètre par seconde pour des magmas plus visqueux comme les rhyolites.

Cette viscosité plus ou moins forte

n'est pas la seule variable importante. La vitesse est également très sensible à la largeur du conduit volcanique.

Un autre phénomène joue un rôle

fondamental : le refroidissement au contact de l'atmosphère. La lave se solidifie en surface et sa viscosité augmente à l'intérieur. On peut ainsi considérer que sa propagation est une compétition entre les vitesses d'écoulement et de solidification.

Après l'éruption, la formation d'un dôme épais est aussi un facteur de pression. Celle-ci, à la

sortie du conduit, n'est en effet plus égale à la valeur atmosphérique et est conditionnée par le poids

de la lave solidifiée. Ce phénomène a pour conséquence la remise sous pression du conduit ainsi que

du réservoir, éventuellement l'arrêt de l'éruption. Nous avons pu constater que le magma est le facteur essentiel d'une éruption volcanique.

Nous avons pu suivre les différentes étapes de son accumulation dans la chambre magmatique et de

sa maturation. Nous avons également énoncé les différents phénomènes qui jouent un rôle important

lors de la sortie de ce magma.

Grâce à tous ces éléments, nous pouvons maintenant aborder et comprendre les différents

types d'éruptions produites par le volcanisme. 9

2. Les quatre types classiques d'activité volcanique selon Lacroix

a. Le type hawaiien

Le volcan de type hawaiien (figure 9), qui doit son nom aux îles de l'océan Pacifique, résulte

d'épanchements abondants et tranquilles de laves bas altiques fluides. Ces laves sont en émission continue.

Figure 9 - Schéma d'un volcan de type hawaiien

(Peulvast et Vanney, 2001). Le cratère est occupé par un lac de lave liquide, dont les gaz se dégagent et s'enflamment.

De temps à autre, la lave qui bouillonne des années entières sous l'effet du dégagement des gaz, se

gonfle et déborde, donnant une coulée qui s'épanche sur le flanc du cône. On observe également le

même type d'épanchement, mais dû à l'apparition d'une fissure. La superposition des coulées successives engendre une construction surbaissée appelée volcan-bouclier, souvent de plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre.

Figure 10 - Le Mauna Loa, dans les îles Hawaii

(photographie d'Alain Catté).

Les volcans les

mieux étudiés appartenant à ce type sont ceux des îles

Hawaii (le Mauna Loa,

culminant à 4100 mètres (figure 10) ; le

Kilauea, à 1235

mètres). Mais leurs cratères sont désormais vidés.

Le Nyamlagira et le

Nyiragongo, au Kivu

(Afrique centrale), ou encore la Fournaise, à la Réunion, appartiennent

également à ce type.

10 b. Le type strombolien Le nom de ce type d'éruption provient du Strombo li (figure 11), un volcan situé dans les îles

Lipari, au Nord de la Sicile, en Italie. Le mode d'activité y est également continu et le cratère contient

un lac de lave, cette fois un peu moins fluide.

Figure 11 - Le Stromboli et sa colonne de gaz

(photographie d'Alain Catté).

La différence notable

avec le type hawaiien est que, de temps à autre, le volcan projette une colonne de gaz et de pierres.

Cette alternance

systématique des laves et des lits de projections, comportant aussi des fragments rocheux issus du ramonage des parois de la cheminée, définit alors un strato-volcan de type strombolien (figure 12). Les explosions stromboliennes sont très fréquentes mais ne sont généralement pas

dangereuses, les matériaux retombant dans le cratère même. En dehors du cratère, les matériaux

vont glisser sur une pente d'éboulis. Ces explosions sont dues à de grosses poches de gaz volcanique qui éclatent à la surface de la colonne de lave. Aux périodes de paroxysme, la lave peut s'épancher par effusion. Figure 12 - Schéma d'un volcan de type strombolien (Peulvast et Vanney, 2001).

Par extension, on appelle éruption strombolienne celle qui émet, en volume à peu près égal,

des scories et des laves, même si l'activité n'est pas continue, ce qui est généralement le cas. Ces

scories et des pierres, formées de lave enrobant des scories, sont éjectées avec des gaz, sous la

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[PDF] Le volcanisme dans le monde - Rando-Volcan

Céline GROSSI