La Terre

Le volcanisme


Introduction

Lorsque l'on prononce le mot "volcan", la première image qui nous vient à l'esprit est celle d'une montagne en cône troqué, aux flancs abrupts, sans végétation, avec le sommet souvent couvert de neige et coiffé d'un panache de fumée qui s'élève dans le ciel. En réalité, celui que nous venons de décrire n'est qu'un type de volcan, que les spécialiste appellent "strato-volcan". Il en existe bien d'autres qui peuvent être très diffèrents entre eux. Dans certains cas, les parois abrupts laissent la place aux pente douces et souvent très fertiles, qui s'étendent sur des dizaines de kilomètres, depuis le sommet jusqu'aux plaines environnantes: c'est le cas des "volcans-boucliers". Dans d'autres cas, la structure extérieur est totalement absente et le volcan constitée d'une importante dépression de quelques centaines de mètres de profondeur et de quelques kilomètres de large que l'on appelle une "caldeira".

En réalité, la forme du dôme volcanique dépend du type d'activité du volcan lui même: si elle est explosive, cela produit principalement pierres ponces et cendres qui s'accumulent autour du cratère, construisant au fur et à mesure des structures aux pentes abruptes, profondément sillonnées par des cours d'eau. A l'inverse, les volcans produisant essentiellement des coulées de lave sont caractérisés par des pentes douces qui s'étendent sur des dizaines de kilomères à partir du centre d'émission.

A sont tour, le type d'activité du volcan dépend des caractéristiques physiques et chimiques des magmas produits, ces derniers étant le résultat des caractéristiques géologiques du site volcanique; la présence, le type et l'activité du volcan, dépendent donc plus généralement de la situation géodynamique terrestre. Par conséquent, pour comprendre les volcans et leur activité, il faut d'abord prendre en compte les processus géologiques généraux en cours sur notre planète.

Géodynamique terrestre

La surface terrestre n'a pas toujours eu l'aspect que nous lui connaissons aujourd'hui. Au fil des ères géologiques, les continents n'ont cessé de se déplacer, en créant de nouveaux océans et en recouvrant de plus anciens, pendant que d'imposantes chaînes de montagnes surgissaient aux frontières des plaques continentales, soulevant le fond des océans de milliers de mètres. C'est la tectonique des plaques, que nous avons vu précédemment qui est responsable tout ceci.

Voici un petit aperçu de la Terre au cours des temps géologiques d'il y a 250 millions d'années à aujourd'hui:

La Terre il y a 250 millions d'années: supercontinent Pangée. La Terre il y a 160 millions d'années: le supercontinent Pangée se disloque. Formation de deux nouveaux continents: Gondwana et Laurasia. La Terre il y a 130 millions d'années: le supercontinent Pangée continu de se disloquer. La Terre il y a 100 millions d'années: le supercontinent Pangée n'existe plus. Les continents actuels se dessinent de plus en plus. La Terre il y a 50 millions d'années. La Terre il y a 10 millions d'années. La Terre aujourd'hui
C'est aux frontières de plaques que se concentre la majeur partie de l'activité géologique de la planète et que se trouvent la plupart des volcans actifs. En fonction de facteurs géodynamiques qui en déterminent la morphologie et l'activité, il est possible d'établir une classification des vocans:
  • volcans d'arcs insulaire (par exemple les volcans d'Alaska, du Japon et d'Indonésie);
  • volcans de point chaud (les volcans des îles Hawaii, la Réunion);
  • volcans de dorsale océanique (les volcans d'Islande);
  • volcans de marge continentale active (les volcans d'Amérique du Nord et ceux des Andes);
  • volcans du rift continentale (les volcans d'Afrique de l'Est).
Nous allons traiter tout ces types de volcans séparément.

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Volcans de dorsale océanique

Le fond des océans est silloné par un réseau de fractures profondes et ininterrompues qui s'étendent sur 75000 km et produit une lave de composition basaltique. Le système des dorsales océaniques se trouvent en correspondance des marges des plaques divergentes, c'est à dire les régions ou ces dernière s'éloignent les unes des autres. Le magma produit par les roches partiellement fondues du manteau supérieur (asthénosphère) remonte dans les fractures et provoque des éruptions sous-marines de part et d'autre de chaque fracture. Au contact de l'eau, la lave se refroidit rapidement et forme des structures particulières appelées coussins ou pillow lava. Toutefois, une partie du magma qui remonte n'atteint pas la surface et se solidifie à l'intérieur de la croûte terrestre en formant des roches intrusives de composition basaltique appelées gabbros. Ainsi, le renouvellement de la couche volcanique est constante, tandis que s'étendent les plaques océaniques de part et d'autre de la dorsale. Au fur et à mesure que de nouvelles roches sont produites, celles dont prennent la place sont éloignées de la dorsale et s'altèrent au contact de l'eau de l'océan. Entre-temps, des sédiments océaniques imprégnés d'eau s'accumulent sur la roche volcanique, formant des couches de centaines de mètres d'épaisseur. L'accumulation de la lave sur les côtés de la dorsale crée un relief pouvant atteindre la surface de l'eau à certains endroits. l'Islande est l'exemple le plus significatif d'émersion de la dorsale océanique et ses nombreux volcans sont autant de foyers d'activité de la dorsale elle-même.

Photographie représentant le volcan Laki au sud de l'Islande, constitué d'une fissure volcanique de 25 kilomètres de longueur égrenée de plus d'une centaine de cratères.

Photographie représentant le volcan Laki au sud de l'Islande, constitué d'une fissure volcanique de 25 kilomètres de longueur égrenée de plus d'une centaine de cratères.


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Volcans de rift continentale

La phase qui précède l'ouverture d'un nouvelle océan est marquée par une remontée de roches du manteau terrestre. Les poussées qui la ééterminent se transmettent aux roches de la croûte, les fragilisent et en provoquent l'effondrement en correspondance de l'aire de remontée. C'est ainsi que se forme un rift continental- zone de dépression qui s'étend sur des centaines, voir de milliers, de kilomèkilomètree;tres- qui peut être bordé de nombreux centres volcaniques générés par la remontée du magma à travers les fractures de la croûte. L'activité volcanique que l'on y constate peut être tantôt explosive tantôt effusive et les volcans que l'on y trouve des strato-volcans comme des volcans-boucliers. Si l'aire du rift est suffisamment affaissée, on peut assister à des épisodes de transgression marine comme à des phénomènes de volcanisme sous-marin. Enfin, à un stade avancé du processus, cela finit par prendre la configuration d'une dorsale océanique et la région du rift donne naissance à un véritable océan. L'exemple le plus célèbre est celui de la Rift Valley en Afrique de l'Est, un gigantesque ensemble de fractures qui commence dans la vallée du Jourdain au Moyen-Orient, traverse la Mer Rouge et s'étend jusqu'au Mozambique sur un parcours de plus de 6500 km. Dans cette région, un nouvel océan est en voie de formation et à terme (dans quelques millions d'années) la région à l'Est de la Rift Valley sera séparée du reste de l'Afrique comme cela est arrivé autrefois à l'Amérique du Sud, collée au continent africain il y a quelques 130 millions d'années.

Représentation de l'ouverture d'un rift: première étape.
Représentation de l'ouverture d'un rift: seconde étape.
Représentation de l'ouverture d'un rift: troisième étape.
Représentation de l'ouverture d'un rift: quatrième étape.
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Volcans de marge continentale

Nous avons vu que les roches volcaniques qui forment le fond des océans sont progressivement éloignées de la dorsale les ayant produites. Mais que se passe-t-il lorsque les roches océaniques poussées de plus en plus loin se heurtent aux continent? On assiste alors au processus contraire de celui observé au niveau des dorsales: les roches denses du fond océanique plongent sous le continent tout au long de ce que l'on appelle le plan de subduction. Pendant que le fond océanique replonge dans le manteau terrestre, la couverture sédimentaire et une partie des roches volcaniques sous-jacentes sont poussées vers le continent et de se fait "repliées" et surélevées, en finissant par former une chaîne de montagne. C'est ainsi que se sont formées de grandes chaînes côtières comme celle des Andes, produite par la collision de la plaque océanique Pacifique avec la plaque continentale d'Amérique du Sud.

Au fur et à mesure qu'elles plongent sous la surface terrestre, les roches volcaniques du fond océanique voient leur température augmenter et de ce fait elles libèrent progressivement l'eau contenue dans les nombreuses fractures, comme celle piégée dans les minéraux désormais profondément altérés par l'exposition prolongée à l'environnement océanique. Cette eau va donc agir sur les roches du manteau en provoquant leur fusion partielle. Le résultat final est la production de magma, lequel, étant moins dense que les roches environnantes, a tendance à remonter et va s'accumuler dans des réservoirs qui par la suite alimenterons les volcans de marge continentale. En raison de ces grandes quantités d'eau et du processus particulier de production du magma générant des fluides très visqueux, l'activité de ces volcans est principalement explosive. Dans la plupart des cas il s'agit de strato-volcans et de vastes caldeiras, comme les volcans des Andes, ceux d'Amérique Centrale et ceux des régions nord-occidentales des Etats-Unis.

Mont Rainier et en arrière plan le mont Saint Helens

Le mont Rainier et le mont St Helens en arrière plan, chaîne des Cascades, Etas-Unis.


Mont Saint Helens après son éruption du 18 mai 1980

Le Mont St Helens, dans la chaîne des Cascades, Nord-Ouest des Etats-Unis.


Représentation de la zone de subduction sous la côte Ouest des Etats-Unis, responsable d'un volcanisme de marge continentale.

Représentation de la zone de subduction sous la côte Ouest des Etats-Unis, responsable d'un volcanisme de marge continentale.


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Volcans d'arc insulaire

Lorsque les roches basaltiques du fond océanique sont réabsorbées par subduction en correspondance d'une marge continentale, la succession d'évènements décrit précédemment nous renseigne aussi sur les processus qui conduisent à la production du magma et à la formation d'une chaîne de volcans. Cependant, dans de nombreux cas, le processus de subduction se vérifie avant que les roches n'atteignent un continent. Dans ce cas, l'une des deux plaques océaniques se plie et est engloutie par le manteau en plongeant sous la plaque antagoniste. Le processus de production du magma est en tout point semblable à celui relatif à la formation des volcans de marge continentale, sauf que cette fois le magma qui remonte n'a pas à vaincre la résistance des roches continentales. Il s'en suit que le magma atteint la surface beaucoup plus facilement et les volcans surgissent plus nombreux. Ceux-ci se développent alors en chaînes- en ligne droites ou plus souvent arquées- formant des îles qui vont constituer le front volcanique. Appartiennent à cette typologie les volcans des îles Aléoutiennes en Alaska, le système volcanique constituée par le Japon, les îles Kouriles et la péninsule de la Kamtchatka, les îles Mariannes et Izu Shichito....

Représentation d'un volcan d'arc insulaire.

Représentation d'un volcan d'arc insulaire.


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Volcans de point chaud

Les types de volcans décrits jusqu'à présent se trouvent à la frontière de deux plaques différentes, ou bien dans des régions ou une seule plaque se fend en deux parties. Il existe cependant des aires géographiques appelées à juste titre points chauds (hot spot), où l'on assiste à une remontée de magma des profondeurs de la Terre, même loin des limites des plaques. Ces zones de remontée semblent fixes contrairement à la plaque qui le surplombe. En d'autres termes, le point chaud ne change pas de position tandis que la plaque oû il se manifeste est en mouvement. Par conséquent, étant donné que le point chaud se manifeste en surface par l'apparition d'un volcan, le résultat final est un alignement de volcans d'autant plus anciens qu'ils sont éloignés du point chaud.

Cet alignement constitue ainsi une sorte de trace du déplacement de la plaque au fil des ères géologiques et en révèle les éventuels changements de directions et de vitesses. Appartiennent à cette typologie les îles Hawaii et Empereur au milieu du Pacifique, comme les Galapagos au large de l'Equateur, ou bien la Réunion dans l'océan Indien, dans les trois cas des ensembles de volcans-boucliers partiellement émergés. Dans un contexte continental, on trouve des exemples de points chauds dans les manifestations volcaniques de Yellowstone de le Nord du continent américain, et des les volcans du Cameroun en Afrique. Représentation de la chaine de volcans de point chaud Hawaï / Empereur.

Représentation de la chaine de volcans de point chaud Hawaï / Empereur.


Photographie de la formation du cône volcanique de Puu Oo en 1983, sur la zone du Rift Est du Kilauea, sur l'île d'Hawaï.

Photographie de la formation du cône volcanique de Puu Oo en 1983, sur la zone du Rift Est du Kilauea, sur l'île d'Hawaï.



Coulée de lave dans un tunnel sur le volcan hawaïen Kilauea.

Coulée de lave dans un tunnel sur le volcan hawaïen Kilauea.


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