Stratovolcan

volcan dont la structure est constituée de l'accumulation de coulées de lave, de tephras et/ou de pyroclastites

Un stratovolcan, ou volcan composite[a], est un volcan constitué de nombreuses couches (strates) de lave durcie et de téphras[1]. Contrairement aux volcans boucliers, les stratovolcans sont caractérisés par une forme généralement conique et un profil escarpé[2], et beaucoup ont un cratère avec souvent des cônes adventifs sur les flancs[2].

Le Vésuve, près de la ville de Naples en Italie, a violemment éclaté en 79 après JC. La dernière éruption de ce stratovolcan s'est produite en mars 1944.

Ces édifices volcaniques ont été constitués par une succession d'éruptions explosives et d'éruptions effusives. Les produits volcaniques (laves et téphras) sont généralement felsiques, c'est-à-dire assez voire très riches en silice (andésites, dacites et rhyolites), parfois mafiques (pauvres en silice) mais en moindre quantité[3]. Les laves riches en silice sont très visqueuses, ce qui fait qu'elles se refroidissent et durcissent avant d'avoir pu se répandre loin, ce qui explique la forte pente des flancs des stratovolcans. Les coulées de lave felsique étendues sont rares, mais on en connaît qui ont parcouru jusqu'à 15 km[4].

Les stratovolcans font partie des types de volcans les plus courants, ils sont notamment plus communs que les volcans boucliers[5]. Trois exemples célèbres de stratovolcans sont le Vésuve en Italie, dont l'éruption de 79 a enterré les villes romaines de Pompéi et d'Herculanum, le Krakatoa en Indonésie, connu pour son éruption catastrophique de 1883, et la montagne Pelée en Martinique, dont l'éruption de 1902 a détruit la capitale économique et culturelle Saint-Pierre. Ces deux dernières éruptions ont coûté des dizaines de milliers de vies. Plus récemment, les monts Saint Helens aux États-Unis et Pinatubo aux Philippines ont éclaté de façon catastrophique, mais avec moins de morts.

Parmi les stratovolcans basaltiques les plus actifs, on retrouve Oshima Ō-shima au Japon, Hekla en Islande et Klioutchevskoï en Russie[2].

L'existence de stratovolcans est suspectée sur d'autres corps du système solaire, mais n'a pas été démontrée de manière concluante[6]. Parmi les principaux candidats on trouve des édifices isolés sur Mars, comme Zephyria Tholus[7].

FormationModifier

 
Coupe transversale de la zone de subduction et des stratovolcans associés

Les stratovolcans sont communs dans les zones de subduction, formant des chaînes et des amas le long des frontières tectoniques des plaques où la croûte océanique est tirée sous la croûte continentale (volcanisme de l'arc continental, par exemple chaîne des Cascades, Andes, Campanie) ou d'une autre plaque océanique (volcanisme de l'arc insulaire, par exemple le Japon, les Philippines, Îles Aléoutiennes). Ils se rencontrent aussi à l'intérieur d'une plaque tectonique (c'est par exemple le cas de l'ancien volcan du Cantal). Le magma formant des stratovolcans s'élève lorsque l'eau emprisonnée à la fois dans les minéraux hydratés et dans la roche de basalte poreuse de la croûte océanique supérieure est libérée dans la roche du manteau de l'asthénosphère au-dessus de la plaque océanique qui s'affaisse[5]. La libération d'eau des minéraux hydratés est appelée « assèchement » (en anglais : dewatering) et se produit à des pressions et des températures spécifiques pour chaque minéral, à mesure que la plaque descend à de plus grandes profondeurs[8]. L'eau libérée de la roche abaisse le point de fusion de la roche du manteau sus-jacente, qui subit alors une fusion partielle et monte en raison de sa moindre densité par rapport à la roche du manteau environnante, et se concentre temporairement à la base de la lithosphère. Le magma monte ensuite à travers la croûte, incorporant de la roche crustale riche en silice (plus de 50 %), conduisant à une composition intermédiaire finale. Lorsque le magma s'approche de la surface supérieure, il s'accumule dans une chambre magmatique à l'intérieur de la croûte sous le stratovolcan[5]. Leurs éruptions peuvent être explosives, de type vulcanien, strombolien, péléen ou plinien.

Les processus qui déclenchent l'éruption finale restent une question de recherche. Les mécanismes possibles comprennent[5],[9] :

  • Différenciation du magma, dans laquelle le magma le plus léger et le plus riche en silice et les volatils tels que l'eau, les halogènes et le dioxyde de soufre s'accumulent dans la partie la plus élevée de la chambre magmatique. Cela peut considérablement augmenter les pressions[10].
  • Cristallisation fractionnée du magma. Lorsque des minéraux anhydres tels que le feldspath se cristallisent hors du magma, cela concentre les volatils dans le liquide restant, ce qui peut conduire à une seconde ébullition qui provoque la séparation d'une phase gazeuse (dioxyde de carbone ou eau) du magma liquide et augmente les pressions dans la chambre magmatique[11].
  • Injection de magma frais dans la chambre magmatique, qui mélange et chauffe le magma plus froid déjà présent. Cela pourrait forcer les volatils à sortir de la solution et réduire la densité du magma plus froid, ce qui augmente la pression. Il existe des preuves considérables d'un mélange de magma juste avant de nombreuses éruptions, y compris des cristaux d'olivine riches en magnésium dans de la lave silicique fraîchement éclatée qui ne montrent aucun bord de réaction. Cela n'est possible que si la lave a éclaté immédiatement après le mélange, car l'olivine réagit rapidement avec le magma silicique pour former un bord de pyroxène[12].

Ces déclencheurs internes peuvent être modifiés par des déclencheurs externes tels que l'effondrement du secteur (en), les tremblements de terre ou les interactions avec les eaux souterraines. Certains de ces déclencheurs ne fonctionnent que dans des conditions limitées. Par exemple, l'effondrement d'un secteur (où une partie du flanc d'un volcan s'effondre lors d'un glissement de terrain massif) ne peut déclencher l'éruption que d'une chambre magmatique très peu profonde. La différenciation du magma et la dilatation thermique sont également inefficaces en tant que déclencheurs d'éruptions à partir de chambres magmatiques profondes[13].

Quel que soit le mécanisme précis, la pression dans la chambre magmatique augmente jusqu'à un point critique où le toit de la chambre magmatique se fracture et le contenu de la chambre magmatique est pourvu d'un chemin vers la surface à travers lequel éclater.

DangersModifier

 
L'Etna sur l'île de Sicile, dans le sud de l'Italie
Mont Fuji à Honshu (en haut) et le Mont Unzen à Kyushu (en bas), deux stratovolcans du Japon.

Dans l'histoire écrite (en), les éruptions explosives sur de la zone de subduction (frontière convergente) des volcans ont posé le plus grand danger pour les civilisations[14]. Les stratovolcans de la zone de subduction, tels que le mont St. Helens, le mont Etna et le mont Pinatubo, éclatent généralement avec une force explosive : le magma est trop rigide pour permettre une fuite facile des gaz volcaniques. En conséquence, les énormes pressions internes des gaz volcaniques piégés restent et se mélangent dans le magma pâteux. À la suite de la rupture du confinement et de l'ouverture du cratère, le magma dégaze de manière explosive. Le magma et les gaz explosent à grande vitesse et à pleine force.

Depuis 1600 CE, près de 300 000 personnes ont été tuées par des éruptions volcaniques[14]. La plupart des décès ont été causés par des coulées pyroclastiques et des lahars, des dangers mortels qui accompagnent souvent les éruptions explosives des stratovolcans de la zone de subduction. Les écoulements pyroclastiques sont des mélanges incandescents rapides, en forme d'avalanche, de balayage du sol, de débris volcaniques chauds, de cendres fines, de lave fragmentée et de gaz surchauffés qui peuvent voyager à des vitesses supérieures à 160 km/h. Environ 30 000 personnes ont été tuées par des coulées pyroclastiques lors de l'éruption de la montagne Pelée en 1902 sur l'île de la Martinique dans les Caraïbes. De mars à , trois éruptions explosives d'El Chichón dans l'État du Chiapas, dans le sud-est du Mexique, ont provoqué la pire catastrophe volcanique de l'histoire de ce pays. Les villages à moins de 8 km du volcan ont été détruits par des coulées pyroclastiques, tuant plus de 2 000 personnes.

Deux volcans de la décennie qui ont éclaté en 1991 fournissent des exemples de dangers liés aux stratovolcans. Le , le mont Pinatubo a craché un nuage de cendres jusqu'à 40 km dans l'air et a produit d'énormes surtensions pyroclastiques et des inondations de lahar qui ont dévasté une grande zone autour du volcan. Pinatubo, situé dans le centre de Luzon à seulement 90 km à l'Ouest-Nord-Ouest de Manille, était en sommeil pendant six siècles avant l'éruption de 1991, qui se classe comme l'une des plus grandes éruptions du 20e siècle[14]. Toujours en 1991, le volcan Unzen du Japon, situé sur l'île de Kyushu à environ 40 km Est de Nagasaki, s'est réveillé de son sommeil de 200 ans pour produire un nouveau dôme de lave à son sommet. À partir de juin, l'effondrement répété de ce dôme en éruption a généré des flux de cendres qui ont balayé les pentes de la montagne à des vitesses aussi élevées que 200 km/h. Unzen est l'un des plus de 75 volcans actifs au Japon ; une éruption en 1792 a tué plus de 15 000 personnes - la pire catastrophe volcanique de l'histoire du pays.

L'éruption du Vésuve en 79 a complètement étouffé les anciennes villes voisines de Pompéi et d'Herculanum avec d'épais dépôts de surtensions pyroclastiques et de coulées de lave. Bien que le nombre de morts soit estimé entre 13 000 et 26 000, le nombre exact n'est toujours pas clair. Le Vésuve est reconnu comme l'un des volcans les plus dangereux, en raison de sa capacité à de puissantes éruptions explosives combinée à la forte densité de population de la région métropolitaine de Naples (totalisant environ 3,6 millions d'habitants).

CendresModifier

 
Couverture enneigée des dépôts de cendres du mont Pinatubo dans un parking de la base aérienne de Clark (15 juin 1991)

En plus d'affecter éventuellement le climat, les nuages volcaniques des éruptions explosives posent également un grave danger pour la sécurité aérienne[14]. Par exemple, lors de l'éruption de Galunggung en 1982 à Java, le vol 9 de British Airways a volé dans le nuage de cendres, souffrant d'une panne moteur temporaire et de dommages structurels. Au cours des deux dernières décennies[Quand ?], plus de 60 avions, pour la plupart des avions de ligne commerciaux, ont été endommagés par des rencontres en vol avec des cendres volcaniques. Certaines de ces rencontres ont entraîné la perte de puissance de tous les moteurs, nécessitant des atterrissages d'urgence. Heureusement, à ce jour[Quand ?], aucun accident ne s'est produit en raison du vol d'un avion à réaction dans les cendres volcaniques. Les chutes de cendres sont une menace pour la santé lorsqu'elles sont inhalées et constituent également une menace pour les biens avec une accumulation suffisante. Une accumulation de 30 cm suffit à provoquer l'effondrement de la plupart des bâtiments[réf. nécessaire]. Les nuages denses de cendres volcaniques chaudes, provoqués par l'effondrement d'une colonne éruptive ou étant expulsés latéralement lors de l'effondrement partiel d'un édifice volcanique ou d'un dôme de lave pendant des éruptions explosives, peuvent générer des flux ou des surtensions pyroclastiques dévastateurs, qui peuvent balayer tout sur leur passage.

LaveModifier

 
Le volcan Mayon extrudant des coulées de lave lors de son éruption le 29 décembre 2009

Les coulées de lave des stratovolcans ne constituent généralement pas une menace importante pour les humains et les animaux, car la lave hautement visqueuse se déplace assez lentement pour que tout le monde puisse fuir le chemin de l'écoulement. Les coulées de lave sont plus une menace pour la propriété. Cependant, tous les stratovolcans n'émettent pas de lave visqueuse et collante. Le Nyiragongo est très dangereux car son magma a une teneur en silice inhabituellement faible, ce qui le rend assez fluide. Les laves fluides sont généralement associées à la formation de larges volcans boucliers tels que ceux d'Hawaï, mais le Nyiragongo a des pentes très raides sur lesquelles la lave peut couler jusqu'à 100 km. Les coulées de lave pourraient faire fondre la glace et les glaciers qui se sont accumulés sur le cratère du volcan et les pentes supérieures, générant des flux massifs de lahar. Rarement, la lave généralement fluide pourrait également générer des fontaines de lave massives, tandis que la lave de viscosité plus épaisse peut se solidifier dans l'évent, créant un bloc qui peut entraîner des éruptions hautement explosives.

Bombes volcaniquesModifier

Les bombes volcaniques sont des roches ignées extrusives allant de la taille de livres à celle de petites voitures, qui sont éjectées de manière explosive des stratovolcans pendant leurs phases éruptives culminantes. Ces « bombes » peuvent voyager plus de 20 km loin du volcan, et présentent un risque pour les bâtiments et les êtres vivants lors de la prise de vue[Quoi ?] à des vitesses très élevées (centaines de kilomètres par heure) dans les airs. La plupart des bombes n'explosent pas elles-mêmes à l'impact, mais portent plutôt une énergie suffisante pour avoir des effets destructeurs comme si elles explosaient.

LaharModifier

Les lahars (d'un terme javanais pour les coulées de boue volcaniques) sont des mélanges de débris volcaniques et d'eau. Les lahars proviennent généralement de deux sources: les précipitations ou la fonte de la neige et de la glace par des éléments volcaniques chauds, comme la lave. En fonction de la proportion et de la température de l'eau par rapport au matériau volcanique, les lahars peuvent aller de coulées épaisses et gluantes qui ont la consistance d'un béton humide à des inondations à écoulement rapide et épais[14]. Tandis que les lahars déferlent sur les flancs escarpés des stratovolcans, ils ont la force et la vitesse pour aplatir ou noyer tout sur leur passage. Des nuages de cendres chaudes, des coulées de lave et des ondes pyroclastiques éjectées lors de l'éruption du Nevado del Ruiz en Colombie en 1985 ont fait fondre la neige et la glace au sommet de ce haut (5 321 m) volcan andin. Le lahar qui a suivi a inondé la ville d'Armero et les colonies voisines, tuant 25 000 personnes.

Effets sur le climat et l'atmosphèreModifier

 
Éruption de Paluweh vue de l'espace

Selon les exemples ci-dessus, alors que les éruptions d'Unzen ont causé des morts et des dégâts locaux considérables dans le passé, l'impact de l'éruption du mont Pinatubo en était mondial. Des températures légèrement plus fraîches que d'habitude ont été enregistrées dans le monde entier, avec des couchers de soleil brillants et des levers de soleil intenses attribués aux particules ; cette éruption a soulevé des particules haut dans la stratosphère. Les aérosols qui se sont formés à partir du dioxyde de soufre (SO2), du dioxyde de carbone (CO2) et d'autres gaz se sont dispersés dans le monde. La masse de SO2 dans ce nuage - environ 22 millions de tonnes - combinée à l'eau (à la fois d'origine volcanique et atmosphérique) a formé des gouttelettes d'acide sulfurique, empêchant une partie de la lumière du soleil d'atteindre la troposphère et le sol. Le refroidissement dans certaines régions aurait été jusqu'à 0,5 K[14]. Une éruption de la taille du mont Pinatubo a tendance à affecter le temps pendant quelques années ; le matériau injecté dans la stratosphère tombe progressivement dans la troposphère, où il est emporté par la pluie et les précipitations nuageuses.

Un phénomène similaire, mais extraordinairement plus puissant, s'est produit lors de l'éruption cataclysmique d' du mont Tambora sur l'île de Sumbawa en Indonésie. L'éruption du mont Tambora est reconnue comme l'éruption la plus puissante de l'histoire enregistrée. Son nuage d'éruption a abaissé les températures mondiales jusqu'à 3,5 K[14]. Dans l'année qui a suivi l'éruption, la majeure partie de l'hémisphère nord a connu des températures nettement plus fraîches pendant l'été. Dans certaines régions d'Europe, d'Asie, d'Afrique et d'Amérique du Nord, 1816 était connue sous le nom de « Année sans été », ce qui provoqua une crise agricole considérable et une brève mais amère famine, qui provoqua une série de détresses sur la plupart des continents touchés.

Notes et référencesModifier

NotesModifier

  1. L'adjectif composite fait référence à la variabilité des strates, en termes de texture (laves ou téphras) mais aussi de composition (la richesse en silice, notamment, varie souvent considérément).

RéférencesModifier

  1. « Principal Types of Volcanoes », 19 javier 2009
  2. a b et c (en) Vyacheslav Zobin, Developments in Volcanology, vol. 6 : Introduction to Volcanic Seismology, Elsevier, , 474 p. (ISBN 9780444513403, ISSN 1871-644X, DOI https://doi.org/10.1016/S1871-644X(03)80205-X, présentation en ligne), chap. 5 (« Volcano-tectonic earthquakes at basaltic volcanoes »), pages 67-91
  3. (en) Teide Volcano: Geology and Eruptions of a Highly Differentiated Oceanic Stratovolcano, Berlin Heidelberg, Springer-Verlag, coll. « Active Volcanoes of the World », (ISBN 978-3-642-25892-3, lire en ligne)
  4. « Garibaldi volcanic belt: Garibaldi Lake volcanic field » [archive du ], Catalogue of Canadian volcanoes, Geological Survey of Canada, (consulté le ).
  5. a b c et d Schmincke 2003.
  6. Nadine Barlow, Mars : an introduction to its interior, surface and atmosphere, Cambridge, UK, Cambridge University Press, (ISBN 9780521852265)
  7. Stewart et Head, « Ancient Martian volcanoes in the Aeolis region: New evidence from MOLA data », Journal of Geophysical Research, vol. 106, no E8,‎ , p. 17505 (DOI 10.1029/2000JE001322, Bibcode 2001JGR...10617505S).
  8. Schmidt, Rüpke, Morgan et Hort, « How Large a Feedback Effect Does Slab Dewatering Have on Itself ? », AGU Fall Meeting Abstracts, vol. 2001,‎ , T41C–0871 (Bibcode 2001AGUFM.T41C0871S)
  9. Cañón-Tapia, « Volcanic eruption triggers: A hierarchical classification », Earth-Science Reviews, vol. 129,‎ , p. 100–119 (DOI 10.1016/j.earscirev.2013.11.011)
  10. Schmincke 2003, p. 52.
  11. Wech, Thelen et Thomas, « Deep long-period earthquakes generated by second boiling beneath Mauna Kea volcano », Science, vol. 368, no 6492,‎ , p. 775–779 (DOI 10.1126/science.aba4798)
  12. Schmincke 2003, p. 54.
  13. a et b Cañón-Tapia 2014.
  14. a b c d e f et g W. Jacquelyne Kious et Robert I. Tilling, « Plate tectonics and people »

Voir aussiModifier

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BibliographieModifier

Articles connexesModifier

Liens externesModifier