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Céline GROSSI 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

Le volcanisme dans le monde · Introduction Le volcanisme fait partie intégrante de tous les grands phénomènes géologiques. ... Dans une troisième partie nous verrons les formes

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Céline GROSSI

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

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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).

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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.

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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).

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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 Cœur, 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, deviennent 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.

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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 exemple 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.

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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 (SiO2), fer (FeO et Fe2O3), magnésium (MgO), aluminium (Al2O3), calcium (CaO), potassium (K2O) et sodium (Na2O), 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.

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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.

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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 basaltiques 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.

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b. Le type strombolien Le nom de ce type d'éruption provient du Stromboli (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 forme de petites explosions.

Les matériaux qui sont alors envoyés en l'air forment un panache, puis retombent aux abords du cratère et forment des amas ébouleux, donnant un cône de matériel pyroclastique.

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c. Le type vulcanien

Ce type d'éruption a aussi hérité son nom d'un volcan : le Vulcano, dans la plus méridionale des îles Lipari en Italie (figure 13). Dans le cas présent, de volumineuses projections de cendres et de scories alternent avec de courtes coulées interstratifiées.

Figure 13 - Le Vulcano, son soufre et ses vapeurs

(photographie d'Alain Catté).

La lave est nettement

moins fluide et se solidifie très rapidement. La cheminée se bouche à la fin de chaque éruption: l'activité se réduit alors à quelques émissions latérales de vapeurs soufrées.

Par contre, le paroxysme éruptif est très violent : la lave est pulvérisée en cendres ou projetée sous forme de ponces*, avec peu de matériaux grossiers.

Ces émissions peuvent s'effectuer de deux façons : par projection d'un panache en

champignon d'où retombent les matériaux fins, ou bien par écoulements en aérosols à ras de terre (figure 14).

Figure 14 - Schéma d'un volcan de type vulcanien

(Peulvast et Vanney, 2001).

Ces écoulements se figent en amoncellements de cendres et de ponces plus ou moins soudés appelés ignimbrites*.

De petites coulées peuvent se former, mais, peu fluides, elles sont très courtes et peu étendues. Elles se solidifient très vite, même sur des pentes rapides. Les laves qui les constituent sont, en partie, rhyolitiques.

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d. Le type peléen

Les éruptions peléennes tirent leur nom de la montagne Pelée, à la Martinique, qui s'est rendue tristement célèbre par son éruption de 1902 (figure 15).

Figure 15 - La ville de Saint-Pierre, rasée, après le 8 Mai 1902 ; en arrière-plan, l'aiguille sommitale de la montagne Pelée, qui a

commencé à surgir le 3 Novembre 1902 (photographie de Gabriel Henri Trenard).

La lave, même émise à forte température, est très visqueuse car constituée de rhyolite, de domite* et de dacite.

Les éruptions sont séparées par de longs intervalles. Elles commencent par une phase préliminaire caractérisée par des émissions de fumées et de cendres, puis une gigantesque explosion se produit. Le volcan émet alors un panache comme dans une éruption vulcanienne et, en même temps, des nuées ardentes* émises par le sommet éruptif ou par des fissures latérales (figure 16).

Figure 16 – Schéma d’un volcan de type peléen (Peulvast et Vanney, 2001).

Avant ou après l’éruption, il se forme une intumescence* au sommet du volcan. Celle-ci peut créer un dôme ou une coupole correspondant à un cumulo-volcan, comme au Puy-de-Dôme ; ou bien se transformer en aiguille de roche cohérente, à la verticale de la cheminée, et qui peut être débitée en prisme lors du refroidissement. L’aiguille présente des cannelures du fait du frottement.

Mais la pression énorme des gaz qui la soulève rend la situation précaire. Il arrive un moment où ils se fraient un chemin latéral, par explosion violente. C’est alors le commencement d’une nouvelle éruption.

On peut citer quelques volcans produisant ce type d’éruption : la montagne Pelée, en Martinique, ou encore l’Atakor, dans le Sahara algérien.

Il nous faut insister sur le fait que Lacroix a classé seulement deux types d'éruptions : les éruptions dites « effusives », qui regroupent les volcans de type hawaiien et strombolien ; et les éruptions appelées « explosives », où l’on retrouve les volcans de types vulcanien et peléen.

Cette classification a le mérite d’être simple, mais il existe de nombreux autres types d’éruptions, que nous allons aborder dans les prochains paragraphes.

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Ainsi, la classification de Lacroix reste toujours un outil valable, mais à condition d'avoir cette idée présente à l'esprit.

3. Les autres types d’activité éruptive a. Les éruptions pliniennes

Les éruptions pliniennes (figure 17) font partie des volcans dits « explosifs ». Pline le Jeune a décrit celle du Vésuve, pour la première fois, en l’an 79.

Figure 17 – Schéma d’une éruption de type plinienne

(Peulvast et Vanney, 2001).

Les éruptions pliniennes correspondent à des magmas dacitiques à rhyolitiques, dont la viscosité permet l’explosion de gaz dans la cheminée dès que la pression de la colonne de magma au-dessus est assez basse.

Le mélange de cendres et de gaz

ainsi obtenu est alors moins dense que l’atmosphère. La conséquence est une colonne s’élevant à la verticale de façon stable jusque dans la stratosphère (30 kilomètres), quelques fois pendant plusieurs heures.

Ce mélange volcanique finit par

s’étaler latéralement dans la haute atmosphère et laisse sédimenter les fragments de magma. Le panache plinien alimente alors des pluies de cendres déversées à des centaines de kilomètres autour.

Pendant leur chute à travers l’atmosphère froide, les fragments de magma se figent en pierres poreuses : les ponces.

Les éruptions pliniennes sont valables pour tous les types de magma.

b. Les coulées pyroclastiques

Les coulées pyroclastiques (figure 18) sont des mélanges de gaz et de fragments de magma qui dévalent les pentes des édifices volcaniques à grande vitesse, comme pour les éruptions pliniennes.

Figure 18 – Schéma d’un volcan explosif avec coulée

pyroclastique (Peulvast et Vanney, 2001).

En effet, ce n’est que dans l’atmosphère que les coulées pyroclastiques acquièrent leur caractère propre. Les débits et quantités de magma émis sont les mêmes que pour les éruptions pliniennes, mais le mélange volcanique ne s’élève qu’à quelques kilomètres du sol et retombe près du point de sortie.

Les effets sont alors dévastateurs, puisque le débit est canalisé dans une coulée de faible dimension au lieu d’être envoyé à haute altitude dans l’atmosphère puis distribué sur une grande surface.

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Les dépôts pyroclastiques qui s’en suivent sont beaucoup plus épais que leurs homologues pliniens. Ils montrent souvent une stratification compliquée, qui nous révèle des conditions chaotiques et violentes lors de leur mise en place. c. Les éruptions islandaises

Nous savons que par le passé, il a existé des volcans encore plus fluides que le volcan hawaiien, parfois nommés « ultra-hawaiiens ».

Figure 19 – À proximité des champs de coulées, à Krafla, en Islande

(photographie d’Alain Catté).

Ce sont des volcans de la fin du Secondaire ou du Tertiaire, qui ont épanché des écoulements très abondants et très fluides de basalte. Ces montées de lave se faisaient plus par des fissures que par des cheminées centrales, en tout cas sans créer de hauts reliefs. Les volcans se recouvraient les uns les autres et ensevelissaient des régions entières sous de véritables inondations de lave.

Max Derruau a parlé, dans leur cas, de « flood basalts », ou « basaltes d’inondation ».

Aujourd’hui, on retrouve des volcans du même type, même si l’émission de basalte y est

beaucoup moins importante (figure 19). Comme précédemment, les basaltes, très fluides, s’écoulent par le biais de fissures, sans

créer d’édifice remarquable. Ce type de volcans est qualifié d’islandais, car il a été découvert au Krafla, en Islande. d. Les éruptions phréatiques

Les éruptions phréatiques, ou phréato-magmatiques (figure 20), par opposition aux précédentes, n’éjectent pas de magma liquide, mais uniquement des fragments de l’édifice volcanique et de son soubassement.

Figure 20 – Schéma d’une éruption phréato-magmatique ou volcan de type sursteyen

(Peulvast et Vanney, 2001).

Le magma y joue un rôle indirect, réchauffant et vaporisant l’eau, soit contenue dans les roches qui l’entourent, soit présente en masse près de la cheminée. Ce phénomène produit alors une violente explosion, même si la lave n’est pas acide.

Ces éruptions sont susceptibles de projeter d’énormes masses rocheuses mais sont généralement peu dangereuses à quelques kilomètres de distance.

Elles précèdent souvent une éruption magmatique proprement dite, mais pas toujours.

Certains auteurs qualifient ces éruptions de surtseyennes, ajoutant encore un type à la classification de Lacroix.

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e. Les éruptions sous-marines Elles sont très nombreuses, puisque, nous en avons déjà parlé en abordant la localisation des volcans, la plupart des éruptions se passent sous la mer. Au contact de l’eau, la lave se refroidit brusquement. Elle explose en donnant des scories vitreuses, les hyaloclastites*, et se débite aussi en coussinets, les pillows. Nous reviendrons plus tard sur les reliefs que ces éruptions sous-marines peuvent engendrer dans le fond des océans. D’autres types d’éruption peuvent encore être évoqués : Roger Coque nous en décrit rapidement trois supplémentaires. La première est le type vésuvien, décrit comme un volcan ayant un cône récent s’emboîtant dans les ruines d’un cône plus ancien, profondément amputé par une explosion violente. Une dépression circulaire le sépare du contour du cratère.

Le second volcan est de type écossais : une subsidence* a provoqué un affaissement de la partie centrale d’un strato-volcan. Ce dernier est « caractérisé par des coulées relevées vers la périphérie et se terminant par des fausses cuestas* ».

Enfin le troisième type de volcan, le plus pertinent, est dit polygénique. C’est une construction complexe résultant d’éruptions aux modalités variées. On y retrouve ainsi des combinaisons de formes volcaniques variées.

4. Après l'éruption A la fin d’une éruption volcanique se profilent plusieurs éventualités pour le volcan. Tout d’abord, la fin de l’éruption peut simplement signifier la mise en sommeil du volcan, en attendant la prochaine, lorsque le réservoir magmatique aura de nouveau atteint son seuil de pression. Ensuite, pour les volcans situés sur un point chaud, le réservoir magmatique peut ne plus se remplir, du fait du déplacement de la croûte océanique, donc du volcan, par rapport à l’arrivée de magma. Si le point chaud est toujours actif, un autre volcan peut alors se former et ainsi prendre la place du précédent. Enfin, la fin d’un volcan peut être accompagnée, ou même due, à son implosion. On assiste alors à l’effondrement du volcan sur lui-même et à la formation d’une caldera. Cette destruction de l’édifice volcanique, partielle ou totale, n’est d’ailleurs pas forcément une fin. En effet, certains volcans connaissent plusieurs cycles de croissance et de destruction, ponctués par la formation de calderas. C’est le cas du Santorin (figure 21), qui a déjà connu deux cycles complets et commence son troisième.

Figure 21 – Le volcan Néa Kameni, un dôme apparu au 16è siècle, au centre de la caldera du Santorin

16 (photographie de Dominique Decobecq).

Troisième partie : Les formes de relief liées au volcanisme

1. Les reliefs volcaniques élémentaires Les reliefs volcaniques que l’on appelle élémentaires sont des reliefs issus d’un seul phénomène, dû au volcanisme ; elles se mettent en place en une seule éruption. Ces formes simples sont également appelées « monogéniques » par certains auteurs. Nous verrons par la suite d’autres formes de relief volcanique, cette fois dites complexes, et qui proviennent de l’association de plusieurs phénomènes, liés ou non au volcanisme.

Les laves ont une gamme très étendue de compositions et de propriétés physiques : elles permettent la construction d’édifices volcaniques aux formes variées. a. Les coulées sous-marines Le volcanisme sous-marin engendre de nombreux reliefs, répartis sur les dorsales médio-océaniques, le long des fractures transformantes, à proximité des marges, le long des zones de subduction ou encore à l’aplomb de points chauds irrégulièrement répartis.

Figure 22 - Pillow-lava éclaté, montrant l'épaisseur de la

couche vitreuse. Dorsale Est-Pacifique 21°N (CYAMEX, 1978).

Les modalités de l’émission du magma expliquent la prédominance des coulées parmi les formes élémentaires correspondantes.

Sous l’eau, les coulées se refroidissent dès leur mise en place et une « peau plastique » se forme autour de pans de matériel encore fondu. Ces morceaux s’arrondissent en roulant sur eux-mêmes et s’entassent sous la forme de laves en coussins : les pillows lavas (figure 22).

Ce phénomène a été observé lors d’éruptions sous-marines à l’axe d’une dorsale, mais également lors de l’arrivée en mer de coulées issues de volcans émergés.

Ces coulées sont revêtues de

carapaces de rugosité variée.

Elles sont épaisses et craquelées sur les laves visqueuses, où l’écoulement a été lent et la solidification rapide. Elles sont au contraire lisses et doucement arrondies sur les laves fluides, plus rapides et lentement pétrifiées. L’ensemble formé par la coulée et ses reliefs épars compose un champ (ou plaine) de lave diversement incliné, dont l’élévation ne dépasse pas quelques centaines de mètres. On repère également d’autres formes de relief élémentaire au fond des océans.

Tout d’abord les cônes, monts sous-marins miniatures à la base évasée et au sommet aplati, correspondant à une abondance de magma mais locale et temporaire. Ces cônes jalonnent l’axe des dorsales, et forment des crêtes néovolcaniques.

Ensuite les dômes, qui sont des cônes surbaissés au profil en coupole, ordinairement soudés par leur base.

Puis des palissades, crêtes minces et étroites formées par la jonction de pitons alignés. Elles résultent de coulées fissurales visqueuses, solidifiées précocement dans les conduits d’émission. Dans l’axe des dorsales, elles sont alignées perpendiculairement à la direction d’expansion.

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Pour finir, les coulées peuvent être éventrées par des cavités. Les toits des dômes, tunnels, cônes et voûtes peuvent céder, engendrant des tranchées, des cuvettes cratériformes ou de véritables cratères. De telles cavités cratériformes sont présentes au sommet de la moitié des édifices de l’océan profond. Le déclin ou la fin de l’apport magmatique semblent être les facteurs les plus fréquents de leur formation, à moins que la vaporisation explosive de l’eau marine consécutive à une effusion brutale de lave ne soit en cause.

Au total, ces différentes formes peuvent constituer dans l’axe des dorsales des renflements

allongés sur 5 à 35 kilomètres. b. Les coulées à ciel ouvert Hors de l’eau, l’écoulement de la lave, donc les formes de relief qui en découlent, sont fonction de la viscosité de celle-ci, puisque le facteur pesanteur agit à l’identique à la surface du globe. Ainsi les laves de composition intermédiaire ou acide, riches en silice et émises à des températures relativement basses, sont les plus visqueuses. Elles ne représentent que 10% des coulées. Elles constituent des coulées courtes, épaisses et terminées par des fronts escarpés.

Les laves basiques, quant à elles, sont émises à partir d’évents ponctuels ou plus souvent de fissures à des températures beaucoup plus élevées. Elles sont donc beaucoup plus fluides. Elles produisent alors des coulées capables de progresser jusque sur des pentes très faibles. Les coulées et les champs de lave sont d’autant plus étendus que le refroidissement est lent, ce qui dépend du volume émis, du débit et de l’épaisseur atteinte par les coulées.

On peut donc dire que la configuration générale de la coulée et ses dimensions sont commandées à la fois par le faciès des laves et par la topographie préexistante.

La surface des coulées peut se présenter sous deux formes différentes : le pahoehoe (figure

23) et l’aa. Ces termes viennent du langage indigène des îles Hawaii.

Figure 23 – Avancée de pahoehoe sur une

route à l’Est du Kilauea, à Hawaii (photographie de J. D. Griggs, 1990).

Le pahoehoe désigne un aspect dû à la solidification d’une croûte très mince sous laquelle la lave continue à s’écouler en ridant cet épiderme encore élastique. La lave du pahoehoe peut se lover comme un écheveau de corde, en refroidissant (lave cordée) ; elle peut aussi former des excroissances, larges de 30 à 60 centimètres.

Le pahoehoe n’existe que dans le type hawaiien, tandis que l’aa se rencontre aussi dans les autres types.

Au contraire, l’aa (figure 24) est un chaos de lave scoriacée*, semblable à un champ de mâchefer*. Ses irrégularités peuvent atteindre quelques décimètres, mais souvent aussi quelques mètres de hauteur. En Auvergne, on nomme cheire (pays pierreux) une telle accumulation.

Des laves plus siliceuses et plus visqueuses peuvent engendrer des coulées à blocs au front escarpé.

Les coulées de lave à ciel ouvert permettent

également la production de scories. Celles-ci ont un aspect plus ou moins vacuolaire ou spongieux et sont liées au dégazage des magmas riches en gaz. Elles accompagnent fréquemment l’émission de coulées au niveau de l’évent.

Les scories peuvent à leur tour se présenter sous plusieurs formes de relief différentes.

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On peut observer, par exemple, des cônes de scories, fruits d’une accumulation de scories et de cendres et comportant à son sommet un ou plusieurs cratère(s) (figure 25) (voir aussi plus loin).

Figure 24 – Une coulée aa sur les flancs de l’Etna, en Sicile (photographie d’Alain Catté, 1983).

Forme de relief plus indécise que les cônes, le champ de scories est un simple saupoudrage sur des reliefs préexistants. Les plus étendus sont composés de cendres pliniennes fines, que le vent peut transporter très loin.

Des cendres peuvent également se sédimenter dans les lacs. Par la suite, elles deviennent compactes et forment ce que l’on appelle des cinérites*.

On peut aussi observer des dégazages se produisant dans la coulée même. Il y a alors formation de cônes d’éclaboussures, encore appelés « spatter cones » ou « pustules » (figure 26). Ce sont des petits cônes formés par l'accumulation à chaud de lambeaux volcaniques.

Figure 26 – Spatter cone sur le plancher du Dolomieu, le

cratère actif du Piton de la Fournaise à La Réunion (photographie d’Alain Catté). Figure 25 – Cône de scories sur l’Etna

(photographie d’Alain Catté, 2001).

Figure 27 – Hornitos sur l’Etna (photographie d’Alain Catté, 1983).

Le dégazage en question peut également

être producteur d’hornitos (figure 27), qui sont des cônes volcaniques, généralement de faible taille, formés par l'agglutination de lambeaux de lave chauds retombés encore liquides et soudés entre eux.

L’écoulement de laves très chaudes et

fluides, de type pahoehoe surtout, peut se poursuivre alors que le plancher et le sommet de la coulée sont déjà refroidis et solidifiés. Il se forme par la suite des tunnels de lave (« lava tubes ») de calibre régulier, pouvant atteindre de dix à vingt mètres de diamètre, et de longueur généralement plurikilométrique (figure 28).

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Les coulées de lave à ciel ouvert peuvent aussi engendrer des lacs de lave : la lave fluide émise par le volcan ne peut s’évacuer et comble le cratère où elle se trouve. La lave constitue alors un lac puis se fige. Ce phénomène peut également se produire dans une dépression préexistante.

Enfin il nous reste à parler des champs et plaines de lave. Nous avons vu en début de paragraphe que ces champs de lave peuvent être très étendus, même sur une pente faible. Ces éruptions de basalte à partir de fissures de grande longueur construisent ainsi des plaines ou des plateaux basaltiques, également appelés trapps.

Figure 28 – Grotte volcanique et ancien tunnel de lave de Lamponi, sur l’Etna

(photographie d’Alain Catté).

Ces trapps sont des empilements de laves basaltiques recouvrant d’énormes surfaces. Certains ont plusieurs kilomètres d’épaisseur et recouvrent des pays entiers. Ces coulées de lave, qu’elles soient sous-marines ou à ciel ouvert, ne sont pas les seuls reliefs élémentaires dus au volcanisme. Nous allons maintenant voir des formes de relief plus locales, mais tout aussi impressionnantes. c. Les cônes, dômes, aiguilles et autres protrusions Le relief volcanique le plus élémentaire est ici le cône volcanique simple. Il est dû à une accumulation de scories, matériaux rejetés à faible distance par une cheminée volcanique. Il résulte d’une éruption courte, de quelques jours ou tout au plus de quelques mois. Un cas particulier de cône simple est le cône égueulé : celui-ci est ouvert d’un côté par évasement du cratère. Ce phénomène est souvent dû lorsque la lave est émise continuellement dans la même direction, parfois sous l’effet des vents dominants. Les scories ne se déposent alors que sur les autres côtés. Les puys de la Vache et de Lassolas, en Auvergne, en sont des exemples. La perméabilité des matériaux des cônes entrave le ruissellement, ce qui explique un assez bon maintien de ces formes sur des millénaires, malgré l’absence de consolidation. Selon le type d’éruption, la nature des matériaux varie. Une prépondérance de cendres fines et de ponces marque la présence d’un volcan de type explosif, et la prépondérance de matériaux grossiers celle de type strombolien. Suivant la taille des matériaux, on distingue des cendres*, qui ne dépassent pas le millimètre de diamètre, les lapilli, petites pierres bulleuses de un millimètre à dix centimètres, et enfin les blocs*, de dimension supérieure à dix centimètres.

Figure 29 – Bombe en fuseau, au pied du cratère Sud-Est de l’Etna

(photographie d’Alain Catté, 1990).

Certains blocs ont une forme spéciale (amande plus ou moins tordue), on les appelle des bombes volcaniques (figure 29).

Ce sont des lambeaux de lave qui, lorsqu’ils sont éjectés de la cheminée, prennent une telle forme. Comme ils ne sont pas encore refroidis lorsqu’ils atteignent le sol, ils s’y écrasent en galette (ou en « bouse de vache »). Lors de la solidification, la croûte superficielle peut se craqueler (forme en « croûte de pain »).

Les bombes volcaniques peuvent mesurer jusqu’à plusieurs mètres.

Quand les scories éjectées sont très bulleuses et légères (leur densité peut être inférieure à 1), on les appelle des ponces*.

Elles sont constituées par des roches acides, et il en existe de toutes dimensions.

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Toutes ces émissions dues aux éruptions volcaniques, les cendres, les lapillis, les blocs, les bombes ou encore les scories et les ponces, sont également appelées des téphras. Une grande partie de ces téphras, en particulier de ceux qui sont émis lors d’éruptions stromboliennes, retombent à proximité de la cheminée, construisant des cônes de scories que l’on retrouve alignés sur des fissures, épars sur les flancs des strato-volcans (Etna) et des boucliers, ou édifiés sur les planchers des calderas (voir également le paragraphe précédent).

Figure 30 – Dôme actif du Guagua Pichincha, en Equateur

(photographie d’Alain Catté, 1990).

L’éruption de laves visqueuses, de type andésite ou rhyolite, peut s’accompagner d’une accumulation sur place, sous forme de dômes* atteignant plusieurs centaines de mètres de hauteur et un à quelques kilomètres de largeur (figure 30). Correspondant à des laves aux propriétés physiques différentes, plusieurs types élémentaires de dômes peuvent être distingués.

Dans un souci de clarté et de simplification, nous en retiendrons ici seulement deux, distingués par leur mode de croissance.

En premier, les dômes endogènes, qui croissent sous l’effet de la poussée du magma sous-jacent, par injection de lave à la base et gonflement.

Quant aux seconds, les dômes exogènes, ils se construisent par extrusion de lames de lave successives depuis le sommet de l’édifice. Lorsque la lave est pratiquement solide au moment de l’extrusion, seulement très légèrement pâteuse, on ne parle plus de dôme mais d’une aiguille*. Ce terme est réservé à une extrusion à peu près circulaire, et aux flancs très raides, donnant des abrupts rocheux. Souvent, les flancs de l’aiguille montrent des cannelures ressemblant à des miroirs de failles, qui témoignent du frottement.

Le tracé en plan de ces extrusions (dômes et aiguilles) est globalement circulaire, comme la cheminée volcanique dont elles sont issues. Mais il arrive aussi que des digitations, des saillants, parfois alignés sur des cassures, viennent en compliquer la forme. Enfin, il arrive également que plusieurs aiguilles soient juxtaposées les unes aux autres, comme à Sainte-Lucie, dans les Antilles. A propos des formes volcaniques élémentaires de construction, nous terminons par un phénomène impressionnant : les lahars*.

Figure 31 – Dépôts de lahars sous un pont, près du Pinatubo, aux Philippines

(photographie d’Alain Catté).

Le terme lahar est javanais. Il désigne précisément les coulées boueuses déclenchées par la rupture des barrages de lacs volcaniques, donc par la vidange du lac, mais est étendu à toutes les coulées boueuses de cendres associées aux manifestations volcaniques.

Ces coulées peuvent

également être dues à la fusion de la glace ou de la neige couvrant un volcan élevé, comme au Nevado del Ruiz, en Colombie.

D’autres lahars ont pour origine la déstabilisation brutale de débris sur des pentes fortes gorgées d’eau, lors d’un séisme ou après de fortes pluies.

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Ces mécanismes expliquent une répartition préférentielle des lahars dans les régions possédant des volcans englacés, comme la Cordillère des Andes, et de fortes précipitations (Indonésie, Philippines).

Les dépôts de lahars peuvent alors former des cônes alluviaux ou des piémonts au débouché des vallées qui les ont canalisés, et sont parfois difficilement réentaillés par les cours d’eau. d. Les formes volcaniques simples de destruction

Un autre relief volcanique élémentaire, mais cette fois dit de destruction, est le cratère* (figure 32). Il est dû au souffle de la projection lors de l’éruption volcanique. Il se situe au sommet des cônes, et les pentes qui y mènent peuvent être des talus de gravité, ou des parois verticales abruptes, lors des paroxysmes d’éruption.

Les cratères sont les formes en creux les plus fréquentes parmi les reliefs volcaniques.

Certains auteurs, comme M. Derruau, distinguent deux types de cratères.

Le cratère simple hawaiien, fosse ouverte dans des empilements de coulées de lave solidifiée, souvent au fond de dépressions d’effondrement, est opposé au cratère simple des cônes de scories, formé et entretenu par le souffle des projections.

Les cratères des cônes de scories restent généralement dépourvus de remplissage lacustre du fait de la perméabilité du substratum. En revanche, les lacs sont fréquents dans les autres types de cratères.

Figure 32 – Cratère sommital du Cotopaxi, en Equateur (photographie d’Alain Catté).

Les cratères peuvent aussi être égueulés, comme les cônes. On trouve également des cratères d’effondrement ou de subsidence, dus à des phénomènes

d’affaissement consécutifs à l’émission des laves. Ils se produisent lorsque l’activité décroît, soit momentanément, soit définitivement. La mise en place des premiers est brusque, alors que celle des seconds est lente et graduelle. De tels cratères se rencontrent surtout dans les volcans émettant de grandes quantités de laves fluides.

Symétriques ou non, ces creux peuvent se maintenir longtemps dans le relief après une

phase éruptive, simplement atténués par les processus gravitaires.

2. Les reliefs volcaniques complexes a. Les grands types de volcans complexes Une fois les reliefs volcaniques construits, l’érosion travaille à les détruire. Elle profite des inégalités de résistance entre les laves, qui sont dures, les scories qui sont relativement peu résistantes, et les roches non volcaniques qui enrobent ou supportent la lave. L’érosion différentielle joue donc à la fois d’une roche volcanique à l’autre et des roches volcaniques aux autres matériaux.

Les effondrements, les emboîtements, le travail plus ou moins poussé de l’érosion créent alors des associations de formes qui conduisent à diviser des reliefs volcaniques complexes en de nombreux types.

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Pour commencer, les trapps, dont nous avons déjà parler précédemment. Nous avons vu qu’ils étaient dus à de nombreuses coulées de basalte, avec interposition de minces saupoudrages de cendres. Lorsque ces trapps sont entaillés par des vallées, ils deviennent des plateaux basaltiques. Les versants font apparaître une structure en millefeuille se traduisant par des marches d’escalier (sens du germanique « trap »). Les plateaux de la Columbia River, dans le Nord-Ouest des Etats-Unis, et le Nord-Ouest du Dekkan, dans l’Inde, sont des pays de trapps. Les grandes émissions de basaltes, que l’on retrouve notamment lors de séries d’éruptions de volcans hawaiiens, donnent lieu à des reliefs appelés volcans-boucliers. Ces volcans présentent typiquement des pentes faibles, inférieures à 10 degrés, et des diamètres supérieurs à deux kilomètres.

Les volcans-boucliers de type islandais sont les plus petits (hauteur inférieure à 1000 mètres). Ceux du type Galápagos sont beaucoup plus gros (plusieurs kilomètres de hauteur) et dotés de pentes plus fortes (15 à 30 degrés). Enfin, les volcans-boucliers de type hawaiien sont énormes (jusqu’à 9 kilomètres de hauteur au-dessus du plancher océanique).

Dans tous les cas, des fissures éruptives radiales contribuent à l’émission des coulées. Un lac de lave peut occuper le cratère central, comme pour le Kilauea.

Bien qu’il existe quelques volcans-boucliers en domaine continental, les plus grands sont

généralement édifiés à l’aplomb de points chauds. C’est le cas de l’île de la Réunion, et de l’archipel des Hawaii.

A l’opposé, on distingue le strato-volcan. Un strato-volcan, au sens strict du terme, est un édifice dans lequel alternent les coulées et les produits pyroclastiques. Comme le volcan-bouclier, le strato-volcan présente des strates, mais il se différencie par la nature de ces strates, qui en fait un édifice beaucoup moins massif et résistant aux phénomènes d’érosion. Les strato-volcans sont ainsi édifiés par des alternances plus ou moins régulières de laves fluides, et de matériaux plus visqueux, formant des brèches, des couches de scories et de cendres, voire des lahars. La pente des flancs est généralement plus raide que pour les volcans-boucliers, la concavité d’ensemble plus accusée. Ces différentes couches donnent ainsi lieu à une érosion différentielle, d’importance variable suivant l’épaisseur des strates. Il peut s’y creuser des vallées qui s’encaissent à mesure que le temps passe, ou, sur les strates les plus dures, se dégager des plateaux légèrement inclinés ou planèzes* (figure 33).

Figure 33 – Schéma perspectif de volcan à planèze ou strato-volcan (Derruau, 2002). Remarquer les vallées rayonnantes, les planèzes triangulaires, les sommets centraux qui sont des culots

restant d’anciennes cheminées. En 1 et en 2, témoins de coulées supérieures enlevées ailleurs par l’érosion. En 3, butte-témoin de lave indiquant une ancienne extension.

D’autres volcans encore sont issus de l’assemblage de cônes et de calderas. Ce sont des volcans de type vésuvien (car le Vésuve est un exemple connu) ou cumulo-volcans.

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On désigne du terme de caldera* un cratère d’explosion ou de subsidence d’assez grandes dimensions, habituellement, de quelques kilomètres de diamètre. Il arrive souvent qu’une caldera tranche une partie importante d’un cône préexistant et, qu’ensuite, de nouveaux cônes se construisent dans cette même caldera. On aboutit ainsi à des édifices complexes de cônes et de calderas plus ou moins emboîtés, se recoupant ou se juxtaposant.

Le cumulo-volcan résulte alors d’une alternance de séries d’éruptions émettant des cendres et scories et des laves, avec, de temps à autre, une puissante explosion. Il est donc principalement formé à partir d’éruptions de volcans de types vulcanien et peléen. On peut enfin définir un type écossais, décrit par A. Guilcher à propos de l’île de Mull, en Ecosse. Ce type de volcan est caractérisé par des couches stratifiées pendant vers le centre de l’édifice, disposées à la manière du papier filtre dans un entonnoir, avec une inclinaison moindre. Il est plus ou moins démantelé.

La structure est à l’opposé de celle d’un strato-volcan. Elle résulte d’un affaissement par subsidence revêtant un caractère très durable. Il s’agit d’un phénomène suffisamment persistant pour imprimer des traits originaux.

Mais le type écossais est extrême. Il existe, en effet, des volcans subsidents, mais moins déformés. Dans le cas le plus fréquent, surtout rencontré sur des strato-volcans, des séries de cassures circulaires affectent les abords du cratère et délimitent des paquets effondrés en marches d’escalier vers celui-ci. Il arrive souvent que, lors de montées ultérieures de magma, des filons se forment le long de ses cassures. b. Les autres formes complexes de construction Nous avons vu que les coulées étaient, parmi les formes élémentaires de relief volcanique, à l’origine de beaucoup de celles-ci, essentiellement grâce à leur grande résistance. En effet, la lave des coulées est la roche volcanique la plus résistante. Elle peut cependant s’éroder : sur ses bords sous la forme d’un dégagement de prismes, à sa surface par l’établissement d’un sol d’altération. Leur érosion aboutit souvent à l’inversion du relief volcanique. Le processus, en général, est le suivant.

Lors de l’éruption volcanique, une coulée suit la ligne de plus grande pente puisqu’elle est liquide et qu’elle obéit à la gravité. Elle tend donc à occuper les fonds de vallées où elle peut d’ailleurs perturber le réseau hydrographique, barrant les vallées affluentes de celle dans laquelle elle s’épanche et formant ainsi des lacs de barrage volcanique. Mais elle ne tardera pas à être mise en relief parce que le terrain sur lequel elle s’établit est cuirassé par elle, et que l’érosion travaille plus aisément dans les roches non volcaniques de part et d’autre. Graduellement, la roche encaissante est disséquée et devient une dépression, tandis que la coulée se transforme en un plateau plus ou moins digité, dont les bords reculent lentement sous la forme de corniches, par abattage.

Ainsi, la coulée, qui occupait les points bas, devient une partie haute de la région. Tout au plus est-elle fragmentée en buttes isolées à sommets plats, que l’on appelle mesas* (tables en espagnol) (figure 34). L’érosion différentielle travaille aussi par déchaussement : elle dégage des laves souterraines en travaillant rapidement dans les roches volcaniques ou dans les cendres qui les enrobaient. En effet, tandis que les coulées et intrusions en couches ont une disposition stratiforme, les voies d’accès du magma vers la surface sont, en gros, orientées verticalement. L’érosion différentielle dévoile ainsi des structures internes. Cette disposition verticale des masses magmatiques confère à ces reliefs une grande persistance.

Figure 34 – Une inversion du relief volcanique : la mesa (Derruau, 2002). I : volcan récent. II : volcan ancien. 1 : lave ; 2 : marnes ; 3 : scories ; 4 : source.

L’érosion fait apparaître les « racines » des volcans. En effet, sous un volcan apparent, il

existe des cheminées remplies de laves. Ces cheminées pénètrent dans les roches encaissantes à la façon d’un doigt de gant. Dans quelques cas, c’est toute une cassure que la lave, en montant, a moulé. La lave peut également s’immiscer entre deux couches sédimentaires.

On appelle dyke* le mur de lave qui est le moulage d’une cassure ; et culot (ou neck*) une cheminée de lave dégagée par l’érosion différentielle (figure 35). Il existe également des dykes circulaire : ce sont alors des ring-dykes*.

Le dégagement du remplissage de cheminée peut se poursuivre pendant très longtemps dans

la mesure où un contraste lithologique suffisant est réalisé entre le magma qui la constitue et les roches encaissantes, volcaniques ou non. La partie supérieure de l’aiguille s’émousse, ce qui fait disparaître progressivement la forme subaérienne primitive, tandis que son pied se déchausse.

Figure 35 – Blocs diagrammes d’un dyke (A), et d’un culot de lave ou neck (B) (Derruau, 2002). 1 : lave ; 2 : marnes.

Le sill* (figure 36) est également appelé filon*, et plus précisément filon-couche*. En effet, c‘est le moulage d’un plan stratigraphique séparant deux couches sédimentaires. A l’écart de la cheminée par laquelle le magma arrive, les choses se présentent comme une série sédimentaire entrelardée d’intrusions. Une telle disposition ne peut apparaître que si les couches sédimentaires peuvent jouer sans se casser et continuent d’opposer une résistance suffisante à l’ascension du magma. Les remplissages de sills peuvent, comme pour les cheminées volcaniques, être dégagés. Généralement, ils sont formés par des laves assez fluides pour donner des roches dures.

Dans la même famille, le laccolite* (figure 36) est le boursouflement de lave qui a soulevé en dôme elliptique, à profil transversal convexe, des roches sédimentaires.

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En surface, le laccolite se traduit par un bombement anticlinal, assorti parfois de petits plissements, mais peu cassé. En profondeur, au contact de la masse de magma, les structures deviennent plus complexes. Le laccolite se subdivise en une série de pustules inégales, pénétrant plus ou moins loin dans cette couverture.

Les laccolites ne sont pas constitués uniquement par les laves mais aussi par des magmas profonds. Il en est de granitiques et de rhyolitiques. Certaines intrusions de granites largement recoupées par l’érosion, de dessin circulaire, avec filons annulaires ou radiaux, sont interprétés comme des laccolites profonds.

Figure 36 – Sill (A) et laccolite (B) (Derruau, 2002).

Les dimensions des laccolites sont très variables. Certains sont petits et ne sont pas plus grands que la cheminée d’un gros volcan. D’autres, au contraire, couvrent des dizaines, voire des centaines de kilomètres carrés. Ils passent aux batholites*. Les laccolites de dimensions assez grandes sont souvent formés de plusieurs masses magmatiques coalescentes.

Dans le cas où ces épanchements de matière intrusive dans une série sédimentaire ont un

sommet tabulaire, on les nomme lopolites*. Dans le paragraphe précédent nous avons parlé des planèzes, ici nous introduisons le terme de barrancos* (de l’espagnol : ravin), ravins divergents sur cône de scories.

Ils sillonnent les flancs de ces édifices très vulnérables, sauf si les produits pyroclastiques ne se soient soudés au cours de leur refroidissement. Rétrécis vers l’aval, ils découpent les strato-volcans en plateaux triangulaires (les planèzes). Enfin, les cônes emboîtés, ou cônes complexes, sont édifiés au cours de plusieurs éruptions séparées par des périodes de repos et d’érosion. Ils sont formés de lits en disposition ravinante, constitué de matériaux plus hétérogènes.

Les pentes habituellement régulières de ces édifices peuvent alors être interrompues par des replats ou des contrepentes correspondant à des emboîtements de cratères plus ou moins concentriques. On en trouve un exemple au Puy de Côme. c. Les formes complexes de destruction Tout d’abord, les cendres volcaniques sont très sensibles à l’érosion parce que, comme elles sont fines, elles se saturent rapidement d’eau de pluie, se comportent comme des roches imperméables, sont emportées par le ruissellement. Les scories grossières, quant à elles, résistent un peu mieux. Mais elles sont meubles et sujettes au creeping, de sorte que les pentes des cônes de scories s’émoussent très vite. Ainsi, au bout de quelques dizaines de milliers d’années, les cratères ne sont plus apparents et les cônes, dont les pentes étaient voisines de 35 degrés à l’origine, ne sont plus que de l’ordre de 25 degrés. Autrement, la plupart des formes volcaniques de destruction sont dues soit à de violentes explosions, généralement successives, qui font sauter toute une partie de volcan, soit à l’effondrement du volcan sur lui-même.

Dans le premier cas, on observe alors la formation de cratères d’explosion appelés maars*. Dans le second, on a affaire à un cratère d’effondrement : la caldera*.

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Le phénomène à l’origine de la formation des maars rejoint celui des éruptions phréatiques ou phréato-magmatiques (figure 37).

L’arrivée du magma dans des terrains riches en eau, le long des cheminées ou de dykes, provoque des explosions.

Dans le cas des éruptions phréatiques, au cours desquelles le magma reste en profondeur, la

vaporisation de l’eau, responsable de très fortes pressions, pulvérise l’encaissant* en fragments de toutes tailles - surtout des cendres et des poussières -, laissant une dépression superficielle circulaire aux parois initialement verticales. Le rayon de cratère varie avec la profondeur et l’intensité de l’explosion, elles-mêmes liées à des facteurs multiples.

Figure 37 – La formation des maars (Peulvast et Vanney, 2001).

1 : schéma de la formation et de l’évolution d’un maar basaltique ; 2 : ouverture d’une fissure éruptive, l’une sur le tracé d’un cours d’eau, l’autre en terrain sec ; 3 : éruption phréato-magmatique ; 4 : état final.

Dans le cas des éruptions phréato-magmatiques, au cours desquelles le magma, associé à l’eau, parvient en surface, des éléments magmatiques se mélangent aux débris lithiques, par exemple sous la forme de pépérites*, roches où des granules de basalte émietté sont dispersées dans une matrice fine provenant de l’encaissant sédimentaire gorgé d’eau et pulvérisé. Très consolidées, ces pépérites sont facilement déchaussées en buttes lors d’une dissection ultérieure.

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Les dépressions circulaires formées par les deux types d’éruption sont souvent occupées par des laces, du fait de l’imperméabilisation du fond par des argiles d’altération. Les plus connues sont dans l’Eifel, où encore en Auvergne et au Velay, avec le Lac Pavin. Les maars s’ouvrent dans des situations topographiques variées, à la différence des autres cratères. Selon la profondeur de l’explosion, les diamètres varient de 100 à 1500 mètres, et les profondeurs de quelques dizaines de mètres à 200 mètres. Les débris éjectés retombent en partie dans le cratère et en partie à la périphérie, sous forme d’un anneau ou d’un croissant selon la direction de l’explosion, celle du vent et l’orientation de la topographie. Ces remparts construits sont formés de dépôts épais de 10 à 40 mètres où l’on distingue des centaines de lits peu épais à granulométrie décroissante vers le haut. Ces lits correspondent à autant de petites éruptions et constituent des édifices que l’on différencie en fonction du rapport hauteur / largeur : les tufs* (« tuff » en anglais). Au contraire, les calderas (figure 38) sont formées par l’effondrement du volcan. En effet, sous un volcan, il existe un réservoir de matières volcaniques qui s’est peu à peu vidé au cours de l’éruption. Le volcan n’est donc plus supporté par son tréfonds et peut s’effondrer en partie. Il en résulte encore une cavité circulaire, en général beaucoup plus grande que celle d’un cratère d’explosion. Certains cratères d’explosion sont appelés calderas, quand ils sont de grande taille (plus d’un kilomètre et demi de diamètre). Les calderas (« chaudron » en espagnol) sont donc définies comme des grands cratères, de diamètre supérieur à un ou deux kilomètres. Ce seuil correspond à peu près au changement de nature des dépressions s’ouvrant au centre des grands édifices volcaniques.

Figure 38 – Schéma de formation d’une caldera (Peulvast et Vanney, 2001).

I. intumescence régionale et formation de fractures annulaires ; II. Eruptions ignimbritiques à l’origine de la caldera ; III. Effondrement de la caldera ; IV. Volcanisme pré-résurgent et sédimentation ; V. résurgence ; VI. Volcanisme sur les fractures

annulaires. Tireté : base des ignimbrites.

Cette appellation est donc appliquée à des dépressions formées par effondrement du plancher le long de failles annulaires, souvent en liaison avec des éruptions catastrophiques.

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Il convient de distinguer des calderas d’explosion ou somma, formées par effondrement rapide du toit de la chambre magmatique lors d’une vidange brutale, des calderas d’effondrement ou de subsidence, généralement ouvertes au sommet de grands volcans-boucliers en réponse à l’épanchement de grandes quantités de basalte, et des calderas d’explosion et d’effondrement, comme celle du Krakatoa. Les calderas de dimensions modestes (quelques kilomètres de diamètre) ont généralement une forme en entonnoir, tandis que les plus grandes (jusqu’à 60 à 100 kilomètres) tendent vers une forme cylindrique, voire polylobée. Les parois internes de ces dépressions correspondent alors à des escarpements de faille aux formes d’autant plus vigoureuses que le fonctionnement est récent. Les calderas sont étroitement associées aux émissions pyroclastiques, l’explosion qui leur donne naissance fournit des masses de cendres considérables, comme au Krakatoa ou au Katmai, en Alaska. Nous avons simplement étudié, le phénomène physique qu’est le volcanisme à la surface de la Terre. Or nous peuplons également la planète depuis quelques temps déjà, et l’espace habité de la surface terrestre, ou oekoumène, ne cesse de croître. Il se produit forcément des rencontres entre les Hommes et les volcans, mais surtout des catastrophes dues aux éruptions. C’est à cette cohabitation entre sociétés humaines et volcans que nous allons maintenant nous intéresser.

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Quatrième partie : Sociétés humaines et volcans

1. Pourquoi vit-on près d’un volcan ?

Dès leur apparition sur Terre, les hommes ont eu à subir les effets des éruptions volcaniques. De grandes civilisations se sont développées sous leur menace.

Les hommes entretiennent des relations ambiguës avec les volcans. Ils se sont contentés de les admirer et de les craindre, et ne se sont donné les moyens de les comprendre qu’à la fin du 20è siècle.

Pourquoi vit-on près des volcans ? On dit souvent que la réponse tient dans le profit que les hommes tirent des volcans. L’exploitation du soufre dans l’île de Java, la fertilité des sols volcaniques sont citées comme autant de preuves. C’est très souvent la force de l’habitude et le coût d’une évacuation qui souvent empêchent les hommes de s’éloigner des volcans.

2. Les risques liés à l’activité volcanique a. Qu’est-ce que le risque ?

Le risque est la potentialité, voire l’éventualité de l’accident. Ceux liés au volcanisme sont du ressort de la géodynamique interne. L’accident évoque ici une catastrophe due à un phénomène volcanique.

Le terme catastrophe comporte ici une signification négative. Selon la définition physique et mathématique de R. Thom, la catastrophe est événement qui signifie un changement de forme ou une transformation brutale. Ce sont les tempêtes qui viennent en tête des catastrophes naturelles, les éruptions volcaniques sont troisièmes, derrière les inondations.

Le Dictionnaire de l’environnement (1991) nous donne une définition du risque : c’est la

« possibilité de survenance d’un événement susceptible de porter atteinte à l’équilibre naturel ». D’après le Ministère de l’environnement, le risque résulte « de la conjonction d’un aléa et des

enjeux en présence ». L’aléa est la « probabilité d’un événement qui peut affecter le système étudié, naturel ou

technologique ». Les enjeux sont « les personnes, les biens, les équipements, l’environnement menacés par

l’aléa, et susceptibles de subir des dommages et des préjudices ». Enfin la vulnérabilité « mesure les conséquences dommageables de l’événement sur les

enjeux concernés ». Les risques volcaniques sont très difficiles à définir, et la plupart du temps, les spécialistes se

contentent de dresser la carte mondiale des volcans en activité (figure 6). Le volcanisme se manifeste de différentes façons : le dynamisme éruptif peut se présenter

sous la forme d’éruptions magmatiques, phréatiques, engendrant parfois des coulées de boue : les lahars.

Le risque est lié au type d’éruption. Les éruptions magmatiques, effusives, se traduisent par des coulées de lave, les gaz s’échappant facilement. Les coulées de lave font peu de victimes humaines mais elles sont pratiquement impossibles à arrêter et détruisent tout.

Le risque est beaucoup plus grand en cas de volcanisme explosif, qu’il s’agisse de projection de cendres, de lapillis, de bombes ou de blocs. Les nuées ardentes sont également très destructrices.

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Parfois, les risques liés aux éruptions volcaniques sont dus à des conséquences lointaines de celles-ci. Il existe des risques de tsunamis consécutifs à des explosions, ou par exemple les cendres émises dans l’atmosphère par le volcan El Chichon ont fait le tour de la terre très rapidement.

Le plus souvent, on peut dire que l’impact des éruptions est relativement localisé, qu’il s’agisse de nuées ardentes ou de coulées de boue. b. Le risque dans le monde

La répartition des risques naturels est globalement bien connue : la ceinture de feu du Pacifique, les zones de contact des plaques tectoniques, les arcs insulaires, les zones tropicales sont le siège de phénomènes exceptionnels.

L’origine des risques liés à la géodynamique interne est totalement indépendante de l’homme. Cependant les caractéristiques des éruptions varient d’un volcan à un autre, voire d’une éruption à une autre. Dans tous les cas, les caractéristiques locales sont importantes.

Les impacts physiques interfèrent avec les caractéristiques de l’occupation du sol par l’homme : densité de l’habitat et de la population, type de construction, d’activités, niveau de développement. Les risques naturels ont été cartographiés pour la première fois par une compagnie d’assurances. Il en résulte une carte des risques naturels, liés à la géodynamique interne, comme à l’externe.

Par exemple, en France, différentes cartes ont été établies pour chaque risque naturel et technologique. Toujours en France, la carte des risques liés au volcanisme est surtout significative pour la Martinique et la Réunion.

c. L’évaluation des risques

Du point de vue de l’évaluation des risques, la caractéristique la plus problématique des éruptions volcaniques est leur rareté. D’une éruption à l’autre, la mémoire se perd et les descendants ne peuvent se convaincre de la réalité d’une catastrophe qu’ils n’ont pas vécue.

Les hommes semblent avoir du mal à admettre que certaines catastrophes ne s’annoncent par aucun signe avant-coureur.

A la carte globale des risques naturels, il faut superposer la carte de la distribution de la population mondiale.

De cette analyse conjointe, il résulte que le nombre des victimes des cyclones et même des séismes diminue dans les pays développés. Cependant les dégâts matériels augmentent en fonction de la densification de l’occupation des zones à risques.

Dans les pays en voie de développement, le nombre de victimes des catastrophes naturelles est grand, souvent amplifié par épidémie ou famine dans des territoires à forte population. Cependant, les dommages matériels indemnisés atteignent un niveau moins élevé.

En tous cas, on peut espérer que la décennie internationale de la prévention des catastrophes naturelles, instaurée en 1990 par les Nations Unies, débouchera sur la diminution des pertes en vies humaines et l’atténuation des dommages matériels aussi bien dans les pays en développement que dans les pays développés avec charge pour ces derniers d’effectuer des transferts de technologie vers les pays moins avancés et/ou moins riches. d. Quand l’événement survient : la catastrophe

Au-dessus de l’Indonésie et de Java en particulier, deux catastrophes aériennes sont évitées de justesse le 23 juin 1982 et le 13 juillet 1982. Les cendres émises par un volcan lors de son éruption ne sont pas détectables au radar. Elles se coincent dans les réacteurs qui tombent en panne lorsqu’ils ne sont pas « solidifiés » par la lave projetée dans l’atmosphère.

On estime aujourd’hui que 80 appareils auraient été mis en difficulté par des cendres volcaniques durant les quinze dernières années.

Autre exemple : l’éruption du Nevado del Ruiz en Colombie en 1985. Elle est, avec celle de la montagne Pelée, l’une des plus meurtrières jamais enregistrées. Une coulée de boue, liée à la fonte d’une partie de la calotte glaciaire qui recouvrait le volcan (à 5400 mètres d’altitude) a presque totalement enseveli la ville d’Armero, à 200 kilomètres au nord-ouest de Bogota, et a provoqué la mort de 20 000 personnes. La catastrophe fut en partie évitée lors de l’éruption du mont Saint Helens (figure 39), aux Etats-Unis, en 1980, qui fit tout de même 60 morts.

Figure 39 – L’éruption du Saint Helens, en 1980 (d’après D. Westercamp).

Ce volcan, situé dans la chaîne des Cascades, fait partie de la Ceinture de feu du Pacifique. Non loin, la plaque Juan de Fuca plonge sous la plaque nord-américaine en donnant naissance aux volcans. La carte montre les zones détruites lors de l’éruption de 1980 (coulées de ponces et souffle cendreux) et des secteurs à risque très élevé (zonage réalisé dans les années 1970). Les effets de souffle ont été sous-estimés, et l’effondrement du sommet du volcan non simulé.

La prise en compte et l’évaluation des risques est importante ; elle peut même être dangereuse si elle est mal faite ou si le risque est sous-estimé, comme pour l’exemple précédent.

C’est pour cela que de plus en plus, à travers le monde, se développent les moyens d’observation, de prévision et surtout de prévention des risques volcanologiques.

3. Prévision et prévention a. Quelques définitions…

Prévoir une catastrophe implique que l’on soit capable de la localiser, mais également, de préciser dans quelle limite de temps est faite la prévision.

Prévenir une catastrophe naturelle, c’est prendre les mesures nécessaires et indispensables pour en réduire les effets.

D’ailleurs, la seule méthode véritablement efficace pour éviter les morts et les destructions est d’abandonner les régions menacées. Malheureusement, il est hors de question de l’appliquer car les

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populations concernées habitent non pas des villages isolés dans des régions reculées, mais parmi les plus grandes mégalopoles du monde (Mexico, près du Popocatépetl ; Tôkyô, près du Fuji-Yama ; Naples, près du Vésuve et des champs Phlégréens…).

En ce qui concerne la prévision du risque, elle n’en est encore qu’à ses débuts, et l’analyse des éruptions anciennes, comme la surveillance des appareils volcaniques – avec mise en place de capteurs divers – demeure nécessaire. b. La surveillance des volcans Pour maîtriser la prévision, pour mieux assurer la prévention et la protection des populations, il convient de suivre les frémissements des appareils volcaniques - et c’est le but de la surveillance instrumentale -, mais il faut aussi comprendre comment ils fonctionnent. La connaissance des zones menacées est fondée sur l’analyse historique des événements passés et l’étude des produits émis, ainsi que sur l’observation de certaines éruptions récentes. La surveillance des volcans est assurée par une série de capteurs géophysiques (sismomètres, inclinomètres, magnétomètres) qui détectent les premiers dysfonctionnements sur la montagne Pelée, le Piton de la Fournaise à la Réunion, la Soufrière en Guadeloupe ou l’Etna. Le programme interdisciplinaire de recherche pour la prévision et la surveillance des éruptions volcaniques (PIRPSEV) du CNRS oriente et finance de nouvelles recherches sur les volcans tandis que le BRGM s’efforce de définir les scénarios éruptifs les plus probables pour déterminer les zones les plus menacées en calculant l’intensité du risque. La surveillance doit porter sur de nombreux appareils car un volcan qui dort n’est pas obligatoirement un volcan mort. Mais la surveillance classique (sismologie, magnétométrie, gravimétrie, déformations de la surface, analyses de gaz) est onéreuse : elle est donc limitée aux appareils actifs.

Pour ces appareils actifs, différentes méthodes sont utilisés. Par exemple, l'utilisation d'un réseau de sismographes relié à un observatoire est la plus

connue de ces méthodes. Il permet de détecter en particulier les tremors liés à la montée du magma, quand l'éruption est imminente.

L'étude des déformations d'un édifice volcanique à l'aide de tiltmètres permet aussi de repérer la montée du magma, les flancs du volcan gonflant de plusieurs millimètres. Encore plus précis, les inclinomètres peuvent percevoir des modifications de l'ordre du microradian.

Les variations des champs magnétique et gravimétrique peuvent témoigner d'une migration du magma ; elles se mesurent à l'aide de magnétomètres et de gravimètres. L'analyse des fumerolles comme le suivi chimique des sources d'eau situées à proximité du volcan s'avère aussi nécessaire, les moindres variations étant significatives.

Enfin les satellites jouent aussi leur rôle, soit pour transmettre automatiquement des données, soit pour l'étude des variations thermiques de certaines zones d'un volcan. c. La prévention

Il est possible de lutter contre certains phénomènes volcaniques de faible ampleur. Par exemple, sur l’Etna, les petites coulées sont détournées des villages par des barrages de terre, donc par une modification de la topographie.

Mais dès que les volumes émis deviennent plus importants, il devient alors impossible de canaliser les coulées de lave.

L'évacuation des zones menacées en cas d'éruption est l'arme ultime des autorités afin de limiter les pertes humaines. Comme pour les coulées de lave sur l’Etna, il est aussi possible de limiter les dégâts causés aux biens par l'édification de barrages, de digues et de canaux de déviation dans les vallées menacées (figure 40).

Figure 40 – Barrage anti-lahars, sur la face Sud du Merapi, sur l’île de Java, en Indonésie

(photographie d’Alain catté).

Les Japonais le font très bien (sans oublier la sensibilisation régulière des populations locales), mais aussi les Indonésiens.

Par exemple, au pied du Merapi, de nombreux barrages tentent de canaliser les éventuelles coulées pyroclastiques qu'émet ce volcan considéré comme l'un des plus dangereux au monde (en raison de la présence à ses pieds d'une ville de plus d'un million d'habitants, Jogyakarta).

Dans le cas où une éruption est déclarée

probable, il faut encore prévoir quand elle se produira et la forme qu’elle prendra.

L’enregistrement en continu des déformations et des séismes permet de suivre la progression du magma vers la surface.

Enfin, et ce n’est pas la tâche la plus facile, une fois que l’éruption est commencée, il est utile d’estimer sa durée.

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Conclusion Après avoir étudié les deux principaux mécanismes de formation des volcans terrestres, ainsi que leur localisation le long du rift, des zones de subduction ou encore au-dessus des points chauds, nous avons été amenés à nous intéresser à leurs modalités et donc à leurs types d’éruption, en fonction tout d’abord des caractéristiques du magma, puis de celles des émissions de matériaux dans l’atmosphère. Ces éléments nous ont conduits à nous pencher sur les formes de relief liées au volcanisme, tant élémentaires, comme les coulées de lave et tous les éléments qui leurs sont rattachés, que complexes, tels les grands types de volcans ou encore les cratères d’explosion ou d’effondrement. En dernier lieu, nous avons essayé de comprendre quels étaient les motivations des populations à rester près des volcans, les risques que ces comportements engendrent, leur prévention, ainsi que les solutions qui pouvaient y être apportées. Depuis toujours, l’homme doit apprendre à vivre avec les volcans, en se maintenant à distance raisonnable et en les surveillant constamment.

Désormais, comprendre les phénomènes naturels et leur fonctionnement, définir des zones à risques (selon la fréquence, l’intensité, la probabilité de retour) et évaluer le degré de risque, tenter de prévoir et de prédire les événements, de définir les mesures curatives, voire préventives, pour limiter les dégâts, sont autant de pistes de recherche pour les chercheurs en sciences de la terre, ceux des sciences humaines, et pour les hommes qui ont une part de responsabilité dans l’aménagement du territoire et le gestion – voire la protection – de l’environnement.

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Glossaire Aiguille : montagne de forme plus ou moins effilée. Andésitique : vient de andésite : roche volcanique caractéristique, très abondante dans les marges continentales actives et les arcs insulaires. Asthénosphère : partie supérieure du manteau, animée de mouvements convectifs s'organisant en courants ascendants et descendants reliés par des mouvements horizontaux. Barranco : ravin entaillant les flancs d'un édifice volcanique formé de produits pyroclastiques. Basalte : magma relativement pauvre en silice (moins de 50 % en masse), très fluide et basique. Batholite : corps plutonique, intrusif, de grandes dimensions (de l'ordre d’une centaine de kilomètres carrés), constitué le plus souvent de granites, et en général discordant avec les structures des roches encaissantes. Bloc : fragment rocheux, anguleux ou émoussé, de taille supérieure à 10 centimètres. Caldera : vaste cratère circulaire de diamètre kilométrique, aux bords internes subverticaux taillés dans un empilement de coulées ou dans une alternance de coulées et de produits pyroclastiques, et issu d'un effondrement le long de failles concentriques. Chambre ou réservoir magmatique : lieu où séjourne, s’accumule et « mûrit » un magma. Cendre : fragments volcaniques de taille inférieure au millimètre, projetés par les éruptions volcaniques. Cinérite : dépôt stratifié de cendres volcaniques. Convectif : vient de convection : mouvement vertical de l'air, ascendant ou descendant, par opposition à l'advection, qui désigne les mouvements horizontaux. Cratère : cavité de forme arrondie, relevant de dynamismes volcaniques variés (éruptions, affaissements), sur les flancs ou plus souvent au sommet d'un volcan. Cuesta : Forme de relief dissymétrique dégagée dans une structure monoclinale de résistance contrastée, superposant une couche résistante à une couche tendre. Dacitique : vient de dacite : magma moyennement riche en silice (52 à 66 %), intermédiaire de la série magmatique qui comprend, du moins au plus siliceux, les basaltes, les andésites, les dacites et les rhyolites. Dôme : toit galbé de plan centré, à versant continu ou à pans. Dyke : filon de rocher magmatique, mis en relief par l'érosion. Encaissant : enveloppe de terrains dans laquelle s'est mise en place une formation géologique (filon, intrusion) ou une unité tectonique. Filon : appareil rocheux à structure planaire, recoupant des formations encaissantes. Filon-couche : fracture filonienne parallèle à la stratification dans des terrains sédimentaires. Hyaloclastite : roche volcanique fragmentée, produite lors de la rencontre brutale d'une coulée de lave avec de l'eau.

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Ignimbrite : roche volcanique constituée de débris dacitiques* à rhyolitiques soudés à chaud. Elle résulte de l'éruption explosive de magma très visqueux et riche en gaz, et présente un aspect hétérogène avec des niveaux compacts, vitreux, et des niveaux bréchiques. Intumescence : action par laquelle une chose enfle, augmente de volume. Ici, cela correspond à une extrusion de lave pâteuse. Laccolite : intrusion plutonique lenticulaire, pouvant atteindre plusieurs kilomètres d'extension, concordante avec les structures de l'encaissant. Lahar : coulée boueuse de flanc de volcan. Lithosphère : enveloppe concentrique du globe terrestre, surmontant l'asthénosphère, d'épaisseur variant de 70 kilomètres (sous les océans) à 150 kilomètres (sous les continents). La lithosphère correspond à l'ensemble rigide croûte plus manteau supérieur et est fragmentée en plaques mobiles les unes par rapport aux autres. Lopolite : massif plutonique de plusieurs kilomètres de diamètre, formant cuvette et concordant avec l'encaissant. Maar : cratère d'explosion volcanique, généralement occupé par un lac. Mâchefer : scorie provenant de la combustion de charbon produisant des cendres à demi fusibles (susceptibles de fondre sous l'effet de la chaleur). Mesa : plateau constitué par les restes d'une coulée volcanique dominant les environs par inversion de relief. Neck : corps volcanique, parfois bréchique, en forme de colonne verticale qui correspond généralement à une cheminée dégagée par l'érosion. Nuée ardente : ce sont des coulées de blocs (fragments issus de la carapace solidifiée de la coulée) et de cendres (fragments de magma liquide provenant du cœur de la coulée), le tout enrobé par de la vapeur d'eau. Elle est brève, intense et descend en roulant sur le sol en détruisant tout sur son passage. Pépérite : calcaire ou marne lacustre contenant des sphérolites de verre volcanique évoquant des grains de poivre. Planèze : plateau incliné, triangulaire, à sommet dirigé vers l'amont, découpé dans les coulées d'un volcan par des rivières rayonnantes. Plaques : méga-compartiments de matière rigide, constitués par la croûte terrestre et le manteau supérieur, les plaques sont des unités individualisées et soumises aux mouvements de translation produits par la dynamique interne du globe. Ponces : roches volcaniques poreuses, légères et très dures. Elles sont issues de laves très bulleuses, émises lors de l'éruption d'un volcan de type explosif. Rhyolite : magma riche en silice (plus de 70 %), terme ultime de la série magmatique qui commence avec les basaltes. Il est très visqueux, acide et en général riche en eau. Rift : en milieu continental, synonyme de fossé d'effondrement. En milieu océanique, fossé affectant le plancher océanique au niveau de certaines rides ou dorsales dont il constitue la vallée axiale. Ring-dyke : filon annulaire. Scoriacé : bulleux, rude et léger comme une scorie. Sill : filon magmatique mis en place entre deux couches et parallèlement au plan stratigraphique.

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Subsidence : mouvement vertical de la lithosphère dirigé du haut vers le bas. Elle peut être liée à une accumulation d'épaisses séries sédimentaires dans un bassin peu profond, ou à des causes tectoniques. Tuf (volcanique) : accumulation de projections volcaniques de taille variée (de la cendre au bloc), consolidée ultérieurement par les eaux d'infiltration.

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Bibliographie BAUD P., BOURGEAT S., BRAS C., Dictionnaire de Géographie, Coll. Initial, Hatier, 1999, 509 p. DAGORNE A. et DARS R., Les risques naturels, Coll. Que sais-je?, P.U.F., 2003, 128 p. DERRUAU M., Les formes du relief terrestre, Coll. U, Armand-Colin, 2002, 120 p. JAUPART C., Les Volcans, Coll. Dominos, Flammarion, 1998, 127 p. LE CŒUR C. (dir.), Eléments de géographie physique, Coll. Grand Amphi, Bréal, 2002, 448 p. PEULVAST J.-P., VANNEY J.-R., Géomorphologie structurale : Terre, corps planétaires solides, Tome 1, GIB, 2001, 505 p. TRICART J., Précis de géomorphologie, Tome 1, S.E.D.E.S., 1968, 322 p. Le Larousse Expression, CD-Rom.

Sources Internet http://www.ipgp.jussieu.fr/francais/rub-terre/surface/surface-volcans.html http://perso.club-internet.fr/acatte/index.htm http://perso.club-internet.fr/decobed/santorin.html http://membres.lycos.fr/volcanogeol/pillows/ http://volcanoes.usgs.gov/Products/Pglossary/pahoehoe.html http://www.santorini.net/home.html