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Volcanologie Cours complet Approche physique Exercices corrigés LICENCE 3 ET MASTER SV-STU CAPES DE SVT & AGREGATION DE SV-STU ÉCOLES D’INGENIEURS G. CHAZOT J.-F. LÉNAT R. MAURY A. AGRANIER O. ROCHE

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Volcanologie

•Courscomplet•Approchephysique•Exercicescorrigés

LICENCE 3 ET MASTER SV-STU

CAPES DE SVT & AGREGATION DE SV-STU

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G . CHAZOT • J.-F. LÉNAT • R . MAURY • A . AGRANIER • O . ROCHE

VolcanologieGilles Chazot, professeur à l’université de Brest (laboratoire Géosciences Océan), est auteur de nombreux travaux sur le manteau source des basaltes. Ses recherches actuelles portent sur le volcanisme du rift est-africain, de la ligne volcanique du Cameroun et sur les arcs insulaires du Pacifique.

Jean-François Lénat, physicien émérite à l’Observatoire de physique du globe de Clermont-Ferrand, ancien directeur de l’Observatoire volcanologique du Piton de la Fournaise, est un spécialiste de la structure interne et du fonctionnement des volcans.

René Maury, professeur émérite à l’université de Brest (laboratoire Géosciences Océan), a publié de nombreux articles sur le volcanisme intraplaque des océans et celui de leurs marges en rapport avec leur évolution géodynamique.

Arnaud Agranier, maître de conférences à l’université de Brest (laboratoire Géosciences Océan), est un géochimiste spécialiste de l’analyse des laves et de leur manteau-source. Ses travaux portent sur la croûte océanique et les grandes provinces volcaniques.

Olivier Roche, chargé de recherches à l’IRD et directeur adjoint du laboratoire Magmas et Volcans de l’université Clermont Auvergne, est spécialiste de volcanologie physique. Il travaille en particulier sur la dynamique des éruptions explosives et celle des écoulements pyroclastiques et gravitaires associés.

G. CHAZOT • J.-F. LÉNAT • R. MAURY • A. AGRANIER • O. ROCHE

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Chez le même éditeur (extrait du catalogue)

Daniel J.-Y., Brahic a., hoffert M., MaurY r., Schaaf a., tarDY M., avec BalDeYrou-BaillY a. et MerzerauD G., Sciences de la Terre et de l’Univers, 3e édition.

Deconinck J.-f., Paléoclimats. L’enregistrement des variations climatiques. Delcaillau B., Géomorphologie. Interaction Tectonique - Climat - Érosion. DelannoY J.-J., Deline P., lhénaff r., Géographie physique. Aspects et dynamiques du géosystème terrestre.Juteau t., MaurY r., La croûte océanique. Pétrologie et dynamique endogènes.MerzerauD G., Sédimentologie.MerzerauD G., Stratigraphie séquentielle. Histoire, principes et applications.Meunier a., Les argiles par la pratique. Cristallochimie, minéralogie, géologie.roY-BarMan M. & JeanDel c., Géochimie marine. Circulation océanique, cycle du carbone et changement

climatique. SchneiDer J.-l., Les traumatismes de la Terre. Géologie des phénomènes naturels extrêmes. van vliet-lanoë B., Cryosphère. Histoire et environnements de notre ère glaciaire. van vliet-lanoë B., Les environnements froids. Glaciaire et périglaciaire.

En couverture : Coulée basaltique du Pu’u O’o (Hawaii) atteignant l’océan © Premium AccessRelecture & correction : Jean-Louis LiennardAdaptation maquette & mise en pages : Jean-Louis Liennard/GraphieProdMaquette de couverture : Primo&PrimoCouverture : Linda Skoropad/Prescricom

Dépôt légal :Bibliothèque royale de Belgique : 2017/13647/111Bibliothèque nationale, Paris : août 2017ISBN : 978-2-8073-0723-0 Tous droits réservés pour tous pays.Il est interdit, sauf accord préalable et écrit de l’éditeur, de reproduire (notamment par photocopie)partiellement ou totalement le présent ouvrage, de le stocker dans une banque de donnéesou de le communiquer au public, sous quelque forme ou de quelque manière que ce soit. © De Boeck Supérieur SA, 2017 - Rue du Bosquet 7, B1348 Louvain-la-NeuveDe Boeck Supérieur - 5 allée de la 2e DB, 75015 Paris

Pour toute information sur notre fonds et les nouveautés dans votre domaine de spécialisation, consultez notre site web :

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Sommaire

Avant-propos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IX

Chapitre 1 – Nature, origine et évolution des magmas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

Chapitre 2 – Les contextes géodynamiques du volcanisme . . . . . . . . . . . . . . . 49

Chapitre 3 – Phénoménologie du volcanisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97

Chapitre 4 – La physique des éruptions volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197

Chapitre 5 – Aléas et surveillance de l’activité volcanique . . . . . . . . . . . . . . . 221

Chapitre 6 – Le volcanisme dans le Système solaire . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Corrigés des exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 301

Références bibliographiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 311

Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 321

Atlas couleur

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Table des matières

Avant-propos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IX

Chapitre 1 Nature, origine et évolution des magmas

1 . Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

2 . Les outils de la chimie des magmas et leurs apports . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2

2.1. Composition en éléments majeurs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2

◆ E1.01– Calcul de la norme CIPW – 5

2.2. Teneurs en eau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

2.3. Compositions en éléments en traces . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

2.4. Applications à la fusion partielle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

2.5. Applications à la cristallisation fractionnée . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

◆ E1.02– La fugacité d’oxygène et les conditions d’oxydoréduction – 19

2.6. Compositions isotopiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

◆ Les isotopes stables – 21 ◆ Les isotopes radiogéniques – 22 ◆ E1.03– Notations des compositions isoto-piques – 23 ◆ Applications géochronologiques – 24 ◆ E1.04– Datation de coulées de laves par la méthode des droites isochrones : exemple du système rubidium–strontium (Rb-Sr) – 25 ◆ E1.05– Détail des équations concernant les déséquilibres radioactifs – 28 ◆ Applications au traçage des sources des magmas – 30 ◆ E1.06– Composants mantelliques et éléments majeurs – 32

3 . La diversité des magmas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

3.1. Les critères d’identification des magmas mantelliques primaires . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

◆ E1.07– Profondeurs et températures d’extraction des magmas basaltiques – 34 ◆ E1.08– Les inclusions vitreuses – 36

3.2. Les magmas tholéiitiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36

3.3. Les magmas alcalins . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38

◆ E1.09– Les magmas carbonatitiques – 39 ◆ E1.10– Les magmas kimberlitiques – 41

3.4. Les magmas calco-alcalins . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

Chapitre 2 Les contextes géodynamiques du volcanisme

1 . Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

1.1. Le volcanisme, élément clef de la tectonique globale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

◆ E2.01– Les apports de l’étude des chaînes volcaniques linéaires – 50

1.2. Les relations indirectes entre la composition des magmas et leur contexte géodynamique de mise en place . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53

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TABLE DES MATIÈRES V

2 . Le volcanisme des zones d’accrétion océaniques :

dorsales et bassins d’arrière-arc . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

2.1. Les éruptions à l’axe des dorsales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

◆ E2.02– La dorsale Juan de Fuca et l’« Axial Seamount » – 57

2.2. Types de dorsales et structures volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

2.3. Le volcanisme des bassins d’arrière-arc . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61

2.4. Les interactions dorsales–panaches . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63

2.5. Les variations de la composition des basaltes océaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65

3 . Le volcanisme intraplaque des océans et des continents . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66

3.1. La distribution du volcanisme intraplaque actif et récent . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66

3.2. La diversité des panaches et des points chauds . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66

3.3. Les chaînes volcaniques linéaires des océans . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71

◆ E2.03– L’apport des isotopes du soufre – 72 ◆ E2.04– Les points chauds alignés des Australes–Cook – 73

3.4. Le volcanisme intraplaque dispersé des continents (trapps et rifts volcaniques majeurs exclus) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

3.5. Les grandes provinces volcaniques (GPV) : trapps, plateaux océaniques, rifts volcaniques majeurs et marges passives volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76

4 . Le volcanisme des zones de convergence : subduction et collision . . . . . . . . . . . . 82

4.1. La diversité des arcs volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82

4.2. La genèse des magmas calco-alcalins . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85

4.3. La genèse des magmas d’arc « atypiques » . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87

4.4. Évolution du volcanisme de la subduction océanique à la collision et la subduction continentale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92

Chapitre 3 Phénoménologie du volcanisme

1 . Le volcanisme effusif – Les magmas mafiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97

1.1. Les coulées de lave . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97

1.2. Les tunnels de lave . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98

1.3. Morphologie et structure des coulées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99

◆ Coulées pahoehoe – 99 ◆ Coulées aa – 103

1.4. Un cas particulier des éruptions effusives : les lacs de lave . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108

1.5. Le volcanisme sous-marin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109

2 . Le volcanisme effusif – Les magmas intermédiaires et felsiques . . . . . . . . . . . . . . 111

2.1. Les coulées . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

2.2. Les dômes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 112

2807307230_BICHRO.indb 5 03/07/2017 17:39

VI VOLCANOLOGIE

3 . Le volcanisme explosif – Classification des éruptions volcaniques . . . . . . . . . . . . 115

3.1. Classification des éruptions volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115

◆ E3.01– Quantité de magma émise à la surface versus quantité de magma cristallisée en profondeur – 116

3.2. La classification de Lacroix . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 118

3.3. La classification de Gèze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

3.4. La classification de Walker . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

3.5. Le Volcanic Explosivity Index (VEI) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122

4 . Le volcanisme explosif – Les produits . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122

4.1. Terminologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122

4.2. Quelques pyroclastes particuliers . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 124

◆  Les bombes – 124 ◆  Les cendres – 125 ◆  Les lapilli accrétionnés – 125 ◆  Les ponces – 126 ◆ Les réticulites – 127 ◆ Les cheveux et les larmes de Pélé – 127

5 . Le volcanisme explosif – Dynamismes éruptifs et morphologie des édifices . . . . 128

5.1. Le volcanisme explosif : du magma et du gaz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128

◆ E3.02– Le déclenchement des éruptions – 129

5.2. Les éruptions hawaiiennes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131

5.3. Les éruptions stromboliennes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134

5.4. Les éruptions vulcaniennes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136

5.5. Les éruptions pliniennes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 137

5.6. Les écoulements pyroclastiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 142

◆ Les déferlantes pyroclastiques – 142 ◆ Les coulées ou écoulements pyroclastiques – 144 ◆ E3.03– Le DRE

(Dense Rock Equivalent) ou comment calculer le volume réel de magma émis lors d’une éruption – 148

5.7. Les calderas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

◆ E3.04– Les supervolcans – 154

5.8. Les avalanches de débris . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

5.9. La rencontre de l’eau et du magma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 160

◆  Le phréatomagmatisme (ou hydrovolcanisme) – 160 ◆  Les éruptions phréatiques – 163 ◆ Les lahars – 164 ◆ Les lacs volcaniques – 165 ◆ Les éruptions sous-glaciaires – 167

6 . Quelques éruptions marquantes des temps historiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 168

6.1. L’éruption la plus célèbre de l’Histoire : le Vésuve en 79 après J.-C. . . . . . . . . . . . . . . 168

6.2. La plus importante éruption basaltique de l’Histoire : le Laki (Islande) en 1783 . . . . . 172

6.3. Une éruption induit un changement climatique : le Tambora en 1815 . . . . . . . . . . . . . 175

6.4. Une révolution en volcanologie : l’éruption du mont Saint Helens en 1980 . . . . . . . . . 179

6.5. Une des plus importantes éruptions du xxe siècle : le Pinatubo en 1991 . . . . . . . . . . . 184

6.6. Un volcan très spécial : l’Oldoinyo Lengai en Tanzanie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 189

6.7. Une émission de CO2 : le lac Nyos en 1986 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 191

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195

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TABLE DES MATIÈRES VII

Chapitre 4 La physique des éruptions volcaniques

1 . Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 197

2 . La physique des magmas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

3 . Dynamique des chambres magmatiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 202

4 . Propagation des filons . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205

5 . Dynamique d’ascension du magma dans le conduit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 206

6 . Dynamisme effusif : dômes et coulées de lave . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 211

7 . Dynamisme explosif : jets et colonnes éruptives . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213

8 . Courants de densité pyroclastiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 216

Exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 219

Chapitre 5 Aléas et surveillance de l’activité volcanique

1 . Introduction : l’importance planétaire de l’activité volcanique . . . . . . . . . . . . . . . . 221

1.1. Localisation des volcans . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 221

1.2. Échelles des éruptions : les indices quantitatifs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 224

1.3. Statistiques sur les éruptions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225

1.4. Victimes du volcanisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 226

1.5. Le cas des trapps . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 230

1.6. Diffusion de l’information sur l’activité volcanique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 230

2 . Les aléas volcaniques : généralités . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 231

2.1. Les coulées de lave . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 232

◆ Nature et forme des coulées de lave – 233 ◆ Les facteurs prépondérants contrôlant la longueur et l’extension des coulées de lave – 234 ◆ Les aléas associés aux coulées de lave – 236 ◆ Prévention et protection contre les effets des coulées de lave – 237 ◆ Prévision des trajets et de l’extension des coulées – 237 ◆ Contrôle artificiel du trajet et de l’extension des coulées de lave – 239

2.2. Les dômes de lave . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 241

2.3. Les écoulements de pyroclastites . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 243

◆ Origine des écoulements de pyroclastites – 243 ◆ Les aléas associés aux écoulements de pyroclastites – 244 ◆ Prévention – 244

2.4. Les lahars ou coulées de débris . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 246

◆ Origine – 246 ◆ Les aléas liés aux lahars – 247 ◆ Prévention – 247 ◆ Systèmes de détection de lahars – 247 ◆ Ouvrages de protection – 247

2.5. Les téphras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 248

◆  Nature des cendres volcaniques – 249 ◆  Les aléas associés aux téphras – 249 ◆  Retombées balistiques – 249 ◆ Retombées de cendres – 250

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VIII VOLCANOLOGIE

2.6. Les gaz volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 254

◆ E5.01– Les gaz volcaniques – 254 ◆ Toxicité en champ proche – 256 ◆ Le « vog » – 257 ◆ Effets globaux des gaz volcaniques – 257

2.7. Les événements volcano-tectoniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 258

◆ Les effondrements de calderas – 258 ◆ Calderas de volcans basaltiques – 258 ◆ Calderas de volcans andésitiques et felsiques – 259 ◆ Effondrements structuraux et gravitaires – 259 ◆ Les éboulements – 259 ◆ Les glissements de blocs – 259 ◆ Les avalanches de débris – 260

2.8. Autres types d’aléas volcaniques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 260

◆ Les séismes volcaniques – 260 ◆ Les ondes de pression atmosphériques – 260 ◆ Les tsunamis – 262 ◆ Les phénomènes électriques – 262

3 . Surveillance de l’activité volcanique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 262

3.1. Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 262

3.2. Surveillance non instrumentale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 263

3.3. Surveillance instrumentale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 263

◆  Surveillance sismique – 264 ◆  Dynamique des signaux et des capteurs – 264 ◆  Les principaux types de signaux sismiques volcaniques – 265 ◆ Les réseaux sismiques – 268 ◆ Traitement des signaux sismiques en temps réel – 269 ◆  Localisation des sources sismiques – 270 ◆  Variations spatiales et temporelles de la b-value – 271 ◆ Surveillance des volcans à partir du bruit de fond sismique – 272 ◆ Surveillance acoustique – 272 ◆ Surveillance de la déformation – 273 ◆ Physionomie générale de la déformation des volcans – 274 ◆ Modélisation de la déformation – 275 ◆ Les méthodes de surveillance de la déformation – 276 ◆ Surveillance microgravimétrique – 280 ◆ Surveillance magnétique – 281 ◆ Surveillance électrique et électromagnétique – 281 ◆ Surveillance en courant continu – 282 ◆ Surveillance électromagnétique – 282 ◆ Surveillance des potentiels spontanés – 282 ◆ Surveillance électromagnétique spatiale – 282 ◆ Surveillance par télédétection spatiale et au sol – 283 ◆ La place croissante de la surveillance par télédétection – 283 ◆ Observation des modifications de surface – 283 ◆ La télédétection thermique – 283 ◆ La surveillance des émissions de gaz – 285 ◆ Radars et Lidars – 286 ◆ Le projet A-Train – 288 ◆ Autres types de surveillance des gazs – 288

3.4. Autres types de surveillance et perspectives . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 288

Chapitre 6 Le volcanisme dans le Système solaire

1 . Introduction . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

2 . La Lune . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

3 . Vénus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 291

4 . Mars . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

5 . Io . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

6 . Le cryovolcanisme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 298

Corrigés des exercices . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 301

Références bibliographiques . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 311

Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 321

Atlas couleur

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Avant-Propos

Source de dangers redoutables mais aussi d’émerveillements visuels incomparables, le volcanisme fascine l’humanité depuis des millénaires. Si le premier témoignage volcano-logique détaillé qui nous soit parvenu concerne l’éruption du Vésuve de l’an  79, décrite dans les lettres de Pline le Jeune, plusieurs dessins, pétroglyphes ou peintures préhistoriques représentant probablement des éruptions ont été décrits. Les plus anciens, et de loin, seraient les signes en gerbes de la grotte Chauvet-Pont d’Arc (36 000 ans) et la remarquable peinture murale néolithique de Çatalhöyük (Turquie centrale) âgée de 8 000 ans.

Figure. Témoignages préhistoriques vraisemblables d’éruptions volcaniques.

(a) Signes en forme de gerbes (spray-shape signs) sur le panneau des Mégacéros de la grotte Chauvet-Pont d’Arc, datés à 36 000 ans et contemporains des éruptions des cônes stromboliens du Bas-Vivarais, qui sont visibles depuis le sommet de la falaise hébergeant la grotte. (D’après Nomade et al., 2016.)

(b) Peinture murale de Çatalhöyük (Turquie centrale) âgée de 8 000 ans et représentant une éruption du volcan Hasan Däg, proche du village néolithique. (Musée des Civilisations

anatoliennes, Ankara, Turquie.)

Les méthodes d’étude des phénomènes volcaniques se sont considérablement diver-sifiées au cours des vingt dernières années. Si les principales notions concernant les origines des magmas, leurs contextes géodynamiques et leurs modes de mise en place (dynamismes et structures des édifices) n’ont pas changé de façon majeure, les développements techno-logiques ont conduit à des avancées considérables concernant en particulier : la datation des événements très récents ; la modélisation physique et la simulation numérique des éruptions ; et, surtout, la surveillance de l’activité volcanique, qui a pleinement bénéficié des progrès des technologies spatiales et de la mise au point de nouveaux capteurs ou détecteurs enregistrant

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en continu un grand nombre de paramètres physiques. Il en a résulté une amélioration remarquable non seulement du suivi des éruptions en cours, mais aussi de la prévision de leur déclenchement et de leur évolution, qui ont été illustrés par exemple lors de l’éruption du volcan sous-glaciaire islandais Bárdarbunga en 2014.

Ce livre est destiné aux étudiants en Sciences de la Terre et de l’Univers (niveaux L2-L3 et M1-M2) ainsi qu’aux enseignants de STU et SVT et aux candidats au CAPES et à l’Agréga tion de SVT. Nous espérons qu’il intéressera également la communauté très active des volcano logues amateurs et celle, bien plus vaste et diversifiée, des passionnés des plus spectaculaires (et des plus actifs) objets géologiques : les volcans. Son organisation reflète notre souci de présenter prioritairement, tout en respectant les règles pédagogiques, les progrès scienti fiques et technologiques évoqués plus haut. Nous avons donc traité de façon relativement concise les notions relatives à la nature, l’origine et l’évolution des magmas (chapitre 1), et aux contextes géodynamiques du volcanisme (chapitre 2), sans négliger l’illustra tion des dynamismes volcaniques et des types d’édifices qui en résultent (chapitre 3). Le chapitre 4, consacré à la physique des éruptions, montre comment il est possible d’étudier quantitativement ces dynamismes. Enfin, nous avons réservé une large place, par rapport aux ouvrages universitaires du même type, à la présentation des aléas et de la surveillance de l’acti vité volcanique (chapitre 5). Ces choix nous ont conduits à n’illustrer que briève-ment les progrès récents dans la connaissance du volcanisme des autres planètes du Système solaire (chapitre 6) et à ne pas aborder, faute de place, d’autres questions, pourtant impor-tantes et intéressantes, comme celles des ressources minérales et énergétiques (géothermie) liées au volcanisme. Dans la mesure du possible, des exercices ont été proposés à la fin des différents chapitres, et leurs corrigés sont rassemblés à la fin de l’ouvrage.

Nous remercions l’université de Bretagne Occidentale (Brest) et le laboratoire Magmas et Volcans (Clermont-Ferrand) pour le soutien financier qu’ils ont accordé au projet, les nombreux collègues et les doctorants qui nous ont fourni des documents, de même que Tom Pfeiffer qui nous a autorisés à reproduire certaines de ses photographies, et tout particulière ment Bernadette Coléno pour son aide à la conception et à la réalisation des figures et Jean-Louis Liennard pour sa patiente et précise édition des différents chapitres. Un grand merci enfin à nos épouses pour leur patience et leur bonne humeur pendant la rédaction de ce livre.

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Nature, origine et évolution des magmas

1 . Introduction

On appelle magma un liquide généralement silicaté, produit par la fusion des roches du manteau et/ou de la croûte terrestre. Les liquides magmatiques sont caractérisés par des propriétés physiques (température, viscosité) et chimiques (teneur en eau, en volatils, fugacité d’oxygène, concentrations élémentaires et compositions isotopiques), elles-mêmes dépendantes des environnements et conditions de formations.

La plupart des liquides magmatiques, et notamment ceux de composition basaltique, sont produits par fusion partielle de sources solides dans le manteau. Les premiers liquides extraits sont qualifiés de « primaires ». Ils peuvent ensuite évoluer du fait de la cristallisation fractionnée, l’assimilation d’encaissant et parfois la démixtion de phases liquides devenues immiscibles  (Fig. 1.01). Les compositions des liquides primaires dépendent de la nature de la roche source (péridotites « normales » ; péridotites enrichies par des fluides ; pyroxénites du manteau, basaltes et/ou sédiments de croûtes océaniques entrées en subduction), des conditions de la fusion partielle (pression, température, taux de fusion) et donc du contexte

1

Magmas évolués

Magmas intermédiaires

Magmas primaires

Source

Contamination Cristallisationfractionnée

Contamination CristallisationfractionnéeDémixtion

Fusion partielle

Selon la composition de départ et les conditions physico-chimiques :- lignées tholéiitiques (basaltes → andésites → rhyolites)- lignées alcalines (basaltes → trachy-andésites → trachytes)- lignées fortement alcalines (basanites → téphrites → phonolites)- lignées calco-alcalines (basaltes → andésites → rhyolites)

Selon la pétrologie de la source, la profondeur et le taux de fusion partielle :- tholéiitiques (basaltes)- alcalins (basanites, picrites, kimberlites…)- calco-alcalins (basaltes, andésites magnésiennes ?)- adakitiques (adakites, andésites magnésiennes ?)

Figure 1.01. Séquence schématique de production et d’évolution de liquides magmatiques dans le manteau.

Les magmas primaires se forment par fusion partielle d’une source solide (voir section 2.4). Les compositions chimiques évoluent ensuite par cristallisation fractionnée (voir section 2.5), contamination par l’encaissant, et éventuellement démixtion de liquides de natures différentes. Les magmas sont susceptibles d’atteindre la surface et provoquer une éruption à chacune des étapes du processus, si le contexte géologique le permet.

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2 VOLCANOLOGIE

géologique dans lequel elle intervient. Les laves évoluées s’inscrivent quant à elles dans des

« lignées évolutives » caractéristiques, déterminées par plusieurs paramètres, dont le principal

est la composition du magma primaire.

2 . Les outils de la chimie des magmas et leurs apports

En complément aux observations optiques, les outils chimiques dédiés à l’étude des

roches volcaniques sont répertoriés sur la figure 1.02. Il s’agit, pour l’essentiel, de mesures

de concentrations en éléments majeurs, en eau, en éléments en traces et de compositions

isotopiques (isotopes stables et radiogéniques).

Outils Applications

Observationspétrologiques

Élémentsmajeurs

Perte au feu

Élémentstraces

Isotopesradiogéniques

Isotopesstables

Nom

encl

atur

eS

ourc

e de

s m

agm

as

Con

ditio

ns d

e la

fusi

on

Évo

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éru

ptifs

Géo

chro

nolo

gie

Alté

ratio

n, p

roce

ssus

pos

t-mag

mat

ique

s

Figure 1.02. Les outils de géochimie des magmas et leurs principaux champs d’applications.

2.1. Composition en éléments majeurs

La mesure des teneurs en éléments majeurs dans les roches volcaniques est généralement

réalisée en laboratoire par fluorescence X (X-ray Fluorescence, XRF) ou par spectrométrie

optique (Inductively coupled Plasma Atomic Emission Spectroscopy, ICP-AES). Il est toutefois

possible de l’obtenir, avec une moindre précision, directement sur le terrain, à l’aide de

dispo sitifs XRF portatifs. La mesure ponctuelle des compositions des minéraux et des verres

volcaniques est faite à l’aide de la microsonde électronique.

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1. NATURE, ORIGINE ET ÉVOLUTION DES MAGMAS 3

Les éléments majeurs sont présents dans les roches à des teneurs de quelques pourcents

à quelques dizaines de %. L’usage veut que les résultats soient exprimés en pourcentages de

masses d’oxydes comme illustré dans le tableau 1.01. Outre l’oxygène (O) et la silice (Si),

les principaux constituants des roches silicatées sont l’aluminium (Al), le fer (Fe), le magné-

sium  (Mg), le calcium  (Ca), les alcalins – potassium  (K) et sodium  (Na)  – et, dans une

moindre mesure, le manganèse (Mn) et le phosphore (P).

Péridotite Basalte Andésite Rhyolite

SiO2 42,26 49,2 57,94 72,82

TiO2 0,63 1,84 0,87 0,28

Al2O3 4,23 15,74 17,02 13,27

FeOtotal 10,28 11,01 6,98 2,62

MgO 31,24 6,73 3,33 0,39

CaO 5,05 9,47 6,79 1,14

Na2O 0,49 2,91 3,48 3,55

K2O 0,34 1,1 1,62 4,3

H2O 4,22 1,37 1,17 1,31

P2O5 0,1 0,35 0,21 0,07

Total 98,84 99,72 99,41 99,76

Tableau 1.01. Concentrations en éléments majeurs d’une péridotite (source

des magmas), d’un basalte (magma mafique), d’une andésite (magma intermédiaire),

et d’une rhyolite (magma felsique).

(D’après Lemaitre, 1976.)

Les compositions en pourcentages d’oxydes des éléments majeurs sont utilisées pour

définir la nomenclature des roches volcaniques. La classification la plus communément

utilisée est celle de la figure 1.03, comparant le total des oxydes des éléments alcalins à la

teneur en silice (TAS : Na2O + K2O / SiO2, Total Alkali Silica). Cette systématique peut être

appliquée aux laves dont la perte au feu est inférieure à 2 %, en recalculant leurs compositions

anhydres. Il s’agit toutefois d’une classification exclusivement descriptive, sans signification

génétique particulière. Un usage ancien conduit à appeler « acides » les laves riches en silice

et « basiques » celles riches en calcium. Les termes ultramafiques, mafiques, intermédiaires et

felsiques, tels que définis sur la figure 1.03, sont aujourd’hui d’un usage plus courant.

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4 VOLCANOLOGIE

SiO2 (% masse)

Hawaiite Mugéarite Benmoréite

Trachy-basalte

potassiqueShoshonite Latite

K2O ≤ Na2O − 2 %

K2O ≥ Na2O − 2 %

mafiquesintermédiaires

felsiques

14

10

12

8

4

6

2

37 41 45 49 53 57 61 65 69 73

Phonolite

Téphri-phonolite

Phono-téphrite

Téphrite(ol < 10 %)

Basanite(ol > 10 %)

Basaltepicritique

Trachyte

Trachy-andésiteTrachy-

andésitebasaltiqueTrachy-

basalte

Basalte Andésitebasaltique Andésite Dacite

Rhyolite

Na 2O

+ K

2O (%

mas

se)

série

forte

ment a

lcalin

e

série modérément alcaline

série calco-alcaline

52 63

Foïdite(néphélinite,

mélilitite)

Figure 1.03. Classification des roches volcaniques dans le diagramme TAS : total des alcalins (Na2O + K2O) en fonction de la silice.

Une subdivision des domaines en gris sur le diagramme (trachybasalte à trachyandésite) est proposée sur la base des teneurs relatives en sodium et en potassium. Les flèches bleues identifient les séries magmatiques calco-alcalines, modérément alcalines et forte-ment alcalines. (D’après Le Bas et al., 1986, et Le Bas, 2000.)

Le refroidissement des coulées de lave, en contact avec l’air ou l’eau, est généralement

très rapide. Cette cinétique rend souvent impossible la croissance de cristaux suffisamment

grands pour être reconnaissables optiquement. Une partie de la roche volcanique peut

même ne pas cristalliser, elle constitue alors une pâte (mésostase) partiellement ou totale-

ment vitreuse (amorphe). Dans un tel cas, les compositions en éléments majeurs permettent

de calculer la composition minéralogique dite normative (minéraux fictifs) de la roche. La

méthode de calcul de norme la plus classique, désignée par l’acronyme CIPW (Cross et al.,

1903) d’après les initiales de ses inventeurs (Cross, Iddings, Pirsson et Washington), est

détaillée dans l’encadré E1.01. Elle permet de faire des distinctions subtiles parmi les roches

mafiques et de les replacer dans le tétraèdre clinopyroxène – olivine – néphéline – quartz,

mettant en avant le caractère sursaturé, saturé ou sous-saturé en silice des magmas (Fig. 1.04).

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1. NATURE, ORIGINE ET ÉVOLUTION DES MAGMAS 5

Clinopyroxène

Néphéline

OlivineOrthopyroxène

Quartz

Plagioclases

Basaltesalcalins

Tholéiitesà olivine

Tholéiites à quartz

TholéiitesBa

salte

s à

oliv

ine

Figure 1.04. Tétraèdre clinopyroxène – olivine – néphéline – quartz.

La position des roches volcaniques est obtenue après calcul des normes CIPW (voir encadré E1.01). (D’après Yoder et Tilley, 1962.)

La plupart des « liquides magmatiques primaires » sont produits par fusion partielle du manteau terrestre (voir section 2.4). Dans la gamme de fusion usuelle du manteau (2 à 20 %), les concentrations en éléments majeurs dans les liquides primaires restent assez homo-gènes (Fig. 1.14). Elles ne sont donc pas des outils efficaces pour identifier les processus inter-venant au niveau de la source des magmas. Elles permettent en revanche d’étudier les phéno-mènes de cristallisation fractionnée pouvant intervenir lors de l’ascension des liquides (voir

section 2.5). Sur le diagramme TAS (Fig. 1.03), il est possible d’identifier les séries d’évolutions magmatiques présentées dans la section 3.

E1.01 – Calcul de la norme CIPW

Par convention, cette composition minéralogique fictive d’une roche est calculée en suivant une séquence de cristallisation arbitraire (Fig. 1.05). Les pourcentages massiques d’oxydes d’éléments majeurs (SiO2, MgO, TiO2,  etc.) sont tout d’abord divisés par leurs masses molaires afin d’obtenir le nombre de moles de chaque oxyde par unité de masse de roche. Il s’agit ensuite de « consommer ce stock » d’oxydes en les combinant au sein de minéraux dits normatifs. Certains de ces oxydes sont susceptibles d’appartenir à plusieurs minéraux différents, ce qui génère des indétermi-nations. L’astuce consiste alors à commencer le calcul en utilisant précisément ceux qui n’appartiennent qu’à une seule espèce minérale spécifique.

On commence ainsi par consommer tout le phosphore, le titane, le potassium et enfin le sodium disponibles en formant successivement :

1a - de l’apatite Ca5(PO4)3 en combinant P2O5 et CaO ;

1b - de l’ilménite (FeTiO3) en combinant TiO2 et FeO ;

2a - de l’orthoclase (KAlSi3O8) : K2O, Al2O3 et SiO2 ;

2b - de l’albite (NaAlSi3O8) : Na2O, Al2O3 et SiO2.

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Phénoménologie du volcanisme

1 . Le volcanisme effusif – Les magmas mafiques

Une éruption volcanique se traduit par l’arrivée d’un magma à la surface de la Terre,

que ce soit à l’air libre ou sous l’eau. Arrivé à la surface, le magma prend le nom de lave. Il

atteint parfois la surface dans les conduits superficiels qui alimentent le cratère d’un volcan

mais, bien souvent, c’est l’intersection d’un dyke (Planche II du cahier couleur) dans lequel circule

le magma avec la surface qui permet à celui-ci de s’épancher à l’air libre. Cette intersection

peut se produire sur les pentes du volcan, voire même parfois là où aucun volcan n’est

encore formé. Si le magma est pauvre en gaz, il va alors engendrer une éruption effusive

dont l’aspect va dépendre fortement de sa viscosité, donc principalement de sa composition

chimique. Lorsque le magma est de composition mafique, pauvre en silice, il va former des

coulées de lave tandis que, s’il est de composition felsique, riche en silice, il va se mettre en

place sous la forme de dômes.

1.1. Les coulées de lave

Les coulées de lave peuvent avoir plusieurs origines. Elles sont parfois alimentées par

des fontaines de lave, mais elles peuvent aussi résulter du débordement d’un évent volca-

nique ou d’un cône, parfois se former par circulation de la lave à la base d’un cône, ou alors

être directement formées par l’arrivée d’un dyke à la surface. La morphologie d’une coulée

de lave, c’est-à-dire principalement sa longueur et son épaisseur, va dépendre de plusieurs

paramètres qui sont principalement la température de la lave, sa viscosité qui dépend elle-

même en grande partie de sa composition, du débit de la lave à la source, mais aussi de la

topo graphie. Les coulées les plus fluides peuvent parcourir plusieurs dizaines de kilomètres,

mais ce sont des exceptions. La plupart des coulées ne parcourent que quelques centaines

de mètres à quelques kilomètres à partir de leur point d’émission. Leur épaisseur est aussi

très variable, depuis quelques dizaines de centimètres jusqu’à plusieurs dizaines de mètres.

On a depuis longtemps observé que la surface des coulées de lave pouvait prendre deux

aspects bien différents et, dès le xixe siècle, ces deux types de coulées ont été désignés par des

termes hawaiiens qui s’appliquent ainsi aux coulées de lave mafiques ayant moins de 55 %

de  SiO2 , les coulées  aa et les coulées  pahoehoe. La différence entre ces deux types de

coulées est évidente sur le terrain : il est facile de marcher sur une coulée pahoehoe, il est très

difficile de marcher sur une coulée aa ! La surface d’une coulée pahoehoe est effectivement

constituée de plaques de lave assez lisses, résistantes, et avec peu de relief. Au contraire,

3

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98 VOLCANOLOGIE

les coulées aa sont caractérisées par une surface rugueuse, formées de blocs anguleux et coupants, sans cohésion entre eux. De plus, ces coulées ont souvent des reliefs importants, notamment près des bords. Les deux types de coulées peuvent être produits pendant une même éruption, et même être présents dans une même coulée. On peut ainsi voir une coulée pahoehoe se transformer en coulée aa au cours de sa progression, mais jamais l’inverse. Il n’y a donc pas de différence de composition chimique entre ces deux types de coulées. De toute évidence, la viscosité est un facteur important pour déterminer le type de coulée qui se forme, mais elle n’est pas le seul. La température, la teneur en cristaux peuvent aussi jouer un rôle, ainsi que la déformation de la lave (le taux de cisaillement). Ainsi, si la déformation de la croûte de la coulée qui se forme par refroidissement est très rapide, la lave ne parvient pas à sceller la zone étirée, et la coulée sera de type aa. La transition pahoehoe–aa peut ainsi se produire sur une rupture de pente, là où la lave va accélérer à température constante et où la déformation va devenir trop intense pour préserver une croûte continue à la surface de la coulée. Parfois, la transition peut aussi se faire par simple diminution de température (et donc augmentation de la viscosité) au cours de l’avancée de la coulée.

1.2. Les tunnels de lave

Un aspect important de la mise en place des coulées de lave est la formation de tunnels de lave, qu’on va trouver principalement dans les coulées de type pahoehoe. Lorsqu’une coulée de lave se met en place à la surface, elle refroidit au contact de l’air ambiant et au contact du sol. Les bords de la coulée se refroidissent plus rapidement que le centre et peuvent former de véritables murs de lave solidifiée à l’intérieur desquels la lave va continuer à circuler. Ce phénomène est très fréquent et s’observe dans les coulées aa ou pahoehoe lorsque la lave s’écoule sur des pentes fortes. La largeur de la coulée va alors diminuer. Dans le cas des laves fluides, la surface de la coulée va se refroidir pour former une croûte solide qui va refermer entièrement le sommet de la coulée, isolant sa partie interne dans laquelle la lave fluide va s’écouler dans le tunnel ainsi formé. Dès que cette croûte se forme à un endroit, elle va bloquer les blocs qui se sont formés en amont, et le tunnel va se propager en direction de la source de la lave. La lave peut ainsi circuler dans un tunnel pendant plusieurs kilomètres sans être visible depuis la surface, ou parfois seulement dans des ouvertures du toit du tunnel, souvent appelées « skylights » et qui permettent de voir la lave encore très fluide s’écouler à grande vitesse dans le tunnel. Les tunnels peuvent s’approfondir par érosion thermique et mécanique de leur substratum et faire parfois jusqu’à 20 mètres de hauteur et plusieurs dizaines de kilomètres de longueur. Lorsque la pente diminue, la lave s’étale en delta, empêchant la formation de tunnels.

À la fin de l’éruption, si la lave se refroidit dans le tunnel, elle va occuper tout l’espace et le tunnel ne sera pas visible. Si au contraire la lave est drainée vers l’aval, un tunnel ouvert va alors se créer, dans lequel on pourra ensuite circuler librement. La visite de ces tunnels est

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3. PHÉNOMÉNOLOGIE DU VOLCANISME 99

très spectaculaire puisqu’on peut y voir des stalactites de lave au plafond ou, sur les côtés,

les différents niveaux auxquels a circulé la lave pendant l’éruption. Certains tunnels peuvent

atteindre des dimensions exceptionnelles comme celui du volcan Undara en Australie, déve-

loppé sur plus de 100 km et vieux de 19 Ma, ou encore le tunnel de Kazamura à Hawaii qui

a été visité sur 65 km de longueur et est accessible à plusieurs endroits grâce à des skylights.

Des tunnels de lave aux dimensions plus modestes mais néanmoins très spectaculaires sont

aisément visitables sur les flancs de l’Etna en Sicile, en Islande et à Lanzarote (Canaries).

Au-delà de l’aspect spectaculaire et touristique qu’ils peuvent présenter dans de

nombreuses régions volcaniques, les tunnels de lave revêtent une grande importance pour

la prévention des risques volcaniques. À l’abri de l’air dans le tunnel, la lave refroidit très

peu et reste très fluide. Elle peut donc parcourir des distances considérables, beaucoup plus

longues que si elle reste à l’air libre, et ainsi venir s’étaler sur les pentes basses des volcans

au lieu de se figer sur les parties hautes. Cette circulation en tunnel est en partie responsable

de la forme en bouclier des volcans basaltiques. En effet, elle permet à la lave de s’étaler sur

de grandes surfaces très loin de son point d’émission, et d’atteindre des zones habitées ou

cultivées même sur les pentes basses des volcans, augmentant ainsi les dommages causés par

les éruptions volcaniques basaltiques.

1.3. Morphologie et structure des coulées

1.3.1. Coulées pahoehoe

Les coulées pahoehoe sont en général peu épaisses, avec une surface assez lisse et

compacte sur laquelle il est facile de se déplacer. Différentes structures peuvent néanmoins

être identifiées à la surface de ces coulées, qui permettent de mieux comprendre le mode de

mise en place de ces laves très fluides.

Lorsque qu’une coulée pahoehoe se met en place, sa surface se refroidit rapidement et

forme une croûte dure de plusieurs centimètres d’épaisseur. En dessous, la lave reste fluide

et continue de se mouvoir dans le sens de la pente. La lave forme alors des lobes aplatis qui

s’ouvrent sous la pression de la lave pour donner naissance à un autre lobe dont la surface

se refroidit à son tour avant de s’ouvrir à nouveau  (Fig. 3.01). La lave progresse ainsi par

lobes successifs qui peuvent se chevaucher lors de l’arrivée d’une nouvelle coulée (Fig. 3.02).

Lorsque la quantité de lave est plus importante, elle peut provoquer des surpressions et

soulever la croûte, parfois de plusieurs mètres, pour former des dômes, également appelés

tumuli. La croûte se fracture lorsqu’elle est soulevée, et la lave peut parfois s’échapper par ces

fractures et former de petits écoulements directement par-dessus la croûte fracturée.

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100 VOLCANOLOGIE

Figure 3.02. Coulées pahoehoe récentes sur des coulées plus anciennes.

Les coulées sont de faible épaisseur et progressent par la mise en place de lobes successifs. Caldera de l’Erta Ale, Éthiopie. (Photo G. Chazot)

Déchirure dans la croûte refroidie

(a)

Nouveau lobe

(b)

Étalement du nouveau lobe

(c)

Nouveau lobe

Nouvelledéchirure

0De 1 à quelques

dizaines de mètres

Figure 3.01. Schéma de l’évolution du front d’une

coulée pahoehoe.

L’avancement de la coulée se fait par la formation de nouveaux lobes dont la surface se refroidit avant de se fracturer sous la pression de la lave à l’intérieur. (D’après Lockwood et

Hazlett, 2010, modifié.)

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3. PHÉNOMÉNOLOGIE DU VOLCANISME 101

Un autre aspect typique de la surface des coulées pahoehoe est représenté par les laves

cordées (Fig. 3.03). Ces structures se forment lors du plissement de la coûte supérieure fine,

chaude et donc encore plastique de la coulée, sous la poussée de la lave sous-jacente. Comme

le plus souvent la lave circule un peu plus rapidement au centre de la coulée que sur les

bords, la croûte va donc être plissée perpendiculairement à l’avancée de la coulée, mais les

plis eux-mêmes vont être déformés et parfois s’enrouler sur eux-mêmes.

Figure 3.03. Laves cordées dans la caldera de l’Erta Ale en Éthiopie.

La surface de la coulée se plisse lors du refroidissement, et l’avancée plus rapide de la

coulée au centre que sur les bords déforme les plis. (Photo G. Chazot)

Un aspect moins connu mais très spectaculaire des coulées pahoehoe résulte de la mise

en place d’une coulée fluide en milieu forestier. Au contact des arbres, la lave va se figer en

entourant le tronc qui va ensuite disparaître par combustion (Fig. 3.04). Si la lave est drainée

vers l’aval, le niveau de la surface de la coulée va alors diminuer, laissant un manchon de lave

solidifiée autour de chacun des troncs. Si le niveau de la lave ne diminue pas par drainage,

la combustion du tronc va simplement laisser un trou aisément identifiable à travers toute

l’épaisseur de la coulée (Fig. 3.05). Bien que typiques des coulées pahoehoe, ces formations sont

aussi parfois visibles dans des coulées aa, lorsque la lave se déplace suffisamment vite pour

ne pas brûler entièrement les troncs et combler les vides lors de l’avancement de la coulée.

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102 VOLCANOLOGIE

(a) (b)

(c) (d)Pas de subsidence de la lave Subsidence de la lave

Lavesolidifiée

Moules en creux Moules en relief

Croûtesolidifiée

Lavefluide

Figure 3.04. Mise en place d’une coulée de lave fluide dans une zone de forêt (a, b). Si la lave se refroidit sur place, les troncs sont détruits par le feu et il ne subsiste que leur moule en creux (c). Si au contraire la coulée est drainée rapidement vers l’aval, le niveau de la lave baisse et il ne subsiste que le moule en relief formée par la lave

qui a refroidi rapidement au contact du tronc (d). (D’après Lockwood et Hazlett, 2010, modifié.)

Figure 3.05. Passage d’une coulée de lave de type aa dans une forêt

sur les pentes du volcan Lopévi au Vanuatu.

Après la baisse du niveau de la lave, ne subsistent que les moules en relief, plus ou moins complets, formés par le refroidissement de la lave au contact des troncs d’arbres. (Photo G. Chazot)

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Sommaire1. Nature, origine et évolution des magmas2. Les contextes géodynamiques du volcanisme3. Phénoménologie du volcanisme4. La physique des éruptions volcaniques

5. Aléas et surveillance de l’activité volcanique6. Le volcanisme dans le Système solaireCorrigés des exercicesBibliographie – Index – Atlas couleur

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Arnaud Agranier, Gilles Chazot et RenéMaury sont enseignants-chercheurs au labo-ratoire Géosciences Océan de l’université de Brest. Jean-FrançoisLénatet OlivierRochesont chercheurs au laboratoire Magmas et Volcans de l’université Clermont Auvergne.

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