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Le volcanisme

Le phénomène volcanique

On définit un phénomène naturel comme la réalisation d’un événement particulier, sans tenir compte de son intensité ou de sa probabilité d’occurrence.

La tectonique des plaques

La tectonique des plaques, dont le principe est connu depuis la seconde moitié du XXe siècle, est à l’origine des chaînes de montagne et de phénomènes tels que les séismes et le volcanisme.

Schéma globe


La Lithosphère (croûte et manteau supérieur) est morcelée en plusieurs fragments, appelés plaques. Sept plaques majeures recouvrent la surface terrestre. En raison des mouvements de convection au sein du manteau, ces plaques sont mobiles les unes par rapport aux autres, avec des vitesses de quelques centimètres par an.
Ces mouvements de plaques peuvent être divergents, convergents ou en coulissage.

Carte plaques


Les volcans

Un volcan est une émission en surface de produits (gazeux, liquides et solides) d’origine magmatique profonde. Il peut être terrestre ou sous-marin.
L’énergie dégagée lors d’une éruption volcanique peut atteindre, voire dépasser pour les événements cataclysmaux, 1020 joules, soit dix millions de fois la puissance de la bombe lâchée sur Hiroshima en 1945.

Les produits d’une éruption
Lorsqu’un magma arrive à proximité de la surface terrestre, il dégaze et se transforme alors en plusieurs produits :
les gaz : au cours d’une éruption, un milliard de tonnes de gaz peut être relâché dans l’atmosphère. Leurs compositions varient selon le magma originel, mais aussi selon son degré d’évolution. Les trois principaux gaz émis par les édifices volcaniques sont, par ordre d’importance, la vapeur d’eau (H2O), le dioxyde de carbone (CO2) et l’anhydride sulfureux (SO2). En quantité bien moindre, mais avec des conséquences loin d’être négligeables, on retrouve également le monoxyde de carbone (CO), l’acide chlorhydrique (HCl), l’hydrogène (H2), l’hydrogène sulfuré (H2S) et le soufre (S2) ;
les liquides : le magma, une fois dégazé, peut être émis sous forme de lave et s’épandre en coulées ;
les solides : au sein de cette fraction solide, appelée tephra (cendres en grec), on distingue trois familles en fonction de la taille de l’élément : les bombes (plus de 64 mm), les lapillis (de 2 à 64 mm) et les cendres (moins de 2 mm). Ils sont projetés dans l’atmosphère, d’autant plus loin qu’ils sont légers.

L’activité d’un volcan
On caractérise souvent un volcan par son activité : on parle de volcan actif ou de volcan éteint. La distinction entre ces deux termes n’est pas évidente : un volcan actif peut être en activité ou en sommeil ; une période de sommeil prolongée peut laisser à penser que le volcan est éteint, alors qu’une nouvelle éruption est possible à tout moment.
On considère qu’un volcan est éteint si le temps écoulé depuis sa dernière éruption est largement supérieur à la moyenne des périodes de sommeil passées.

Schéma volcan base


La localisation du volcanisme

L’activité volcanique étant liée à la tectonique des plaques, il est normal que, dans la majorité des cas, les volcans soient situés en limite de plaques.

Le volcanisme des dorsales océaniques
C’est le plus important système volcanique de la Terre, puisqu’il a produit la totalité des fonds océaniques, soit près de 70% de la surface terrestre.
Lorsque une remontée de magma a lieu sous un continent, la croûte continentale s’amincit au niveau d’un rift, puis se rompt, permettant l’arrivée en surface de ce magma. Ce phénomène se met évidemment en place sur une très longue durée (quelques millions d’années).
Si le phénomène se prolonge suffisamment, on passe à une phase océanique : la mer envahit le rift, appelé alors dorsale océanique. Les roches formées à partir de ce magma, au niveau des grandes failles qui caractérisent un rift, constituent la croûte océanique.
Les dorsales marquent la limite entre deux plaques divergentes. La croûte océanique s’éloigne de part et d’autre de l’axe de la dorsale par le jeu de la tectonique des plaques.
Ce type de volcanisme ne concerne pas le territoire français. L’Islande est un exemple d’une dorsale océanique dont le volcanisme émerge, ce qui permet une observation directe du phénomène.

Le volcanisme des zones de subduction
La taille de la Terre étant constante, la croûte créée au niveau des dorsales océaniques doit nécessairement disparaître ailleurs.
Cela se passe au niveau des convergences de plaques (océaniques ou continentales). Le long de la ligne de convergence, la plaque la plus dense plonge sous l’autre. On parle alors de subduction.
La subduction s’accompagne généralement d’une fusion partielle de la croûte plongeante ou du manteau alentour, ce qui peut donner lieu à un volcanisme en arrière de la zone de subduction.
Lorsque ce sont deux plaques océaniques qui convergent, un arc insulaire volcanique se forme. Les îles de la Martinique et de la Guadeloupe appartiennent à l’arc insulaire des Petites Antilles.
En cas de convergence d’une plaque océanique et d’une plaque continentale, la première plonge sous la seconde. Il n’y a aucun exemple sur le territoire français de ce type de volcanisme. En Amérique, la cordillère des Andes s’est formée par ce mécanisme.

Le volcanisme intra-plaque
Les différents types de volcanisme décrits jusqu’ici se trouvent à la frontière de deux plaques ou dans une région où une plaque se sépare en deux. Il existe cependant un autre type de volcanisme appelé volcanisme de point chaud. Il se caractérise par une remontée beaucoup plus profonde de magma, vraisemblablement depuis l’interface noyau-manteau, à près de trois mille kilomètres de profondeur. Ces zones de remontées sont fixes par rapport aux plaques lithosphériques en mouvement. Un alignement de volcans se forme alors au fur et à mesure de ce déplacement relatif de la plaque par rapport à la source de magma. Cette succession de volcans (le plus ancien étant le plus éloigné du point chaud) permet de déterminer la vitesse et la direction de déplacement de la plaque.
En France, l’île de la Réunion, la Polynésie française et l’Auvergne appartiennent à ce type de volcanisme.

Schéma croute


 
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