Tazieff, les Volcans et la dérive des

continents (extrait)

En publiant, en 1972, les Volcans et la dérive des continents, Haroun Tazieff

poursuit son œuvre de vulgarisation scientifique. Mais le volcanologue s’adresse

aussi à ses pairs, géologues et géophysiciens : il souhaite que ceux-ci prennent

conscience de l’importance fondamentale du volcanisme dans l’histoire de la Terre

ainsi que dans la naissance de la vie sur notre planète. Pour cela, il s’appuie sur ses

propres recherches, et notamment sur l’étude de l’Etna, auquel est consacré le

quatrième chapitre.

Les volcans et la dérive des continents, de Haroun Tazieff (chapitre IV)

L’Etna et la prévision volcanologique

Aujourd’hui, ses ancêtres s’étant effacés pour ne laisser que la vaste Valle del Bove, et ses aïeux plus

lointains se trouvant peut-être sous les eaux de la mer Ionienne dont un golfe fut au cours de l’ère tertiaire

le lieu de naissance du complexe etnéen, l’Etna s’élève sur un socle de roches sédimentaires surélevées en

horst, ce qui rappelle les volcans beaucoup plus simples — plus jeunes aussi — de l’Afar.

Comme nombre de grands volcans, il se trouve au croisement d’un réseau d’importantes fractures. Les

moins évidentes d’entre elles, qui n’apparaissent pas ou guère dans la morphologie actuelle, sont celles qui

probablement ont déterminé cette migration d’est en ouest du centre d’activité. Leur présence se

matérialise encore dans le fait que les coulées qui pendant des années d’affilée se sont échappées du pied

de la Bocca Nord-Est dans la zone sommitale suintaient souvent à l’est et à l’ouest de celle-ci. En

revanche, la fracture sud-ouest / nord-est est visible. Avant l’éruption de 1964 qui remplit le cratère

central de laves et en transforma la topographie interne, ce dernier était traversé en diagonale par une

fissure large de plus d’un mètre : elle partait d’une échancrure, toujours visible aujourd’hui, ouverte dans

la courte muraille qui cerclait le cratère, pour aller disparaître sous les coulées émises par la Bocca Nord-

Est. Les coulées littéralement innombrables que cette bouche extrêmement active née en 1911 a émises en

ces soixante ans se sont toutes échappées soit par l’est et l’ouest — la fissure propre de l’édifice pré-

etnéen —, soit par le sud-ouest et le nord-est, cette fracture de grande activité sur laquelle se situe en outre

l’impressionnant gouffre appelé « la Voragine » qui bée dans le nord-est du grand cratère central.

En plus de ces deux directions fondamentales de faiblesse, il en est une troisième qui en représente

approximativement une bissectrice. Outre un nombre incalculable d’éruptions anté-historiques, dont

certaines fissures d’alimentation, désormais transformées en filons durs de magma solidifié, s’avancent en

murailles verticales pareilles à d’étroits arcs-boutants au flanc nord de la Valle del Bove, cette zone

fracturée a laissé s’échapper en 1928 les torrents de lave qui sont allés jusque sur le rivage de la mer

Ionienne engloutir la bourgade de Mascali et ceux qui, en 1971, se sont arrêtés aux portes de Sant’Alfio et

de Fornazzo après avoir anéanti des milliers d’hectares de châtaigniers, d’arbres fruitiers et de vignobles.

Il est logique qu’au point de rencontre de trois zones de fractures aussi importantes un passage demeure

ouvert qui permet au magma de s’élever et d’atteindre la surface de façon virtuellement continue,

expliquant ainsi l’activité éruptive permanente de l’Etna. Cette activité se manifeste de nos jours par de

petites coulées de lave dont le dégazage explosif s’opère dans le grand gouffre du cratère central et dans la

Bocca Nord-Est. La relative violence de ce dégazage contraste avec les fontaines qui jouent dans les lacs

de lave permanents ; c’est la viscosité plus forte du magma, liée elle-même à sa nature moins basique

(moins de chaux, de magnésie et de fer, plus de silice et d’alumine), qui, entravant le passage des gaz,

provoque cette explosivité accrue, mais de toute façon modérée : la hauteur à laquelle sont lancés les

projectiles incandescents — fragments de lave scoriacée ou « bombes » plus denses et parfois fuselées —

ne dépasse guère 250 à 300 m.

Source : Tazieff (Haroun), les Volcans et la dérive des continents, Paris, PUF, 1972.

Volcanisme 1 PRÉSENTATION

volcanisme, ensemble des processus et phénomènes par lesquels des matériaux rocheux fondus, ou magmas,

s’élèvent depuis les profondeurs de la Terre jusqu’à la surface, ou vers la surface, et par lesquels les gaz

associés sont libérés dans l’atmosphère. Le volcanisme est une des manifestations en surface du régime

thermique qui régit l’intérieur du globe terrestre. L’étude de ces processus et des structures, des dépôts et des

formes de relief qu’il crée est appelée volcanologie.

Le magma et les gaz s’infiltrent par les zones de moindre résistance dans la couche externe de la Terre, la

lithosphère, pour atteindre la surface. Ces zones se trouvent principalement le long des frontières entre les

plaques tectoniques terrestres et c’est là que se produit la majeure partie du volcanisme. Lorsque le magma et

les gaz atteignent la surface, ils forment des structures géologiques appelées volcans, dont il existe plusieurs

types. L’image classique d’un volcan, dont l’exemple typique est le mont Fuji, au Japon, ou le mont Mayon, dans

les Philippines, est celle d’une structure conique au sommet de laquelle se trouve une dépression (le cratère).

Dans le cas des volcans explosifs, des cendres, de la vapeur d’eau, des gaz, des roches fondues et des

fragments solides sont projetés par ce cratère. En fait, les volcans de ce type représentent moins de 1 p. 100 de

l’activité volcanique terrestre.

Au moins 80 p. 100 du volcanisme est associé à l’activité des dorsales océaniques qui ceinturent le globe

terrestre et marquent le lieu de divergence entre deux (ou trois) plaques lithosphériques. C’est à l’axe de ces

longues chaînes volcaniques — le plus souvent sous-marines — que s’épanche le magma venu des profondeurs

et que se crée la croûte océanique. La plus grande partie du volcanisme terrestre se produit donc sous les

océans.

Cycle de la roche

Le cycle de la roche représente l'interaction des processus internes (endogènes) et externes (exogènes) de la Terre. Il décrit

notamment les processus de transformation de chacun des trois principaux types de roches (roches sédimentaires,

métamorphiques et magmatiques) en roches de l'un ou l'autre des deux autres types, voire en roches d'un type spécifique

différent. Les sédiments compactés, cimentés et parfois recristallisés forment des roches sédimentaires ; les roches soumises

à de fortes chaleurs et pressions forment des roches métamorphiques ; les roches issues du refroidissement puis de la

solidification de magma forment des roches magmatiques (ou ignées).

Formation des geysers

Les geysers tirent leur origine des eaux souterraines échauffées jusqu'à ébullition au contact de corps magmatiques en cours

de refroidissement. Lorsque l'eau bout, la pression pousse la colonne d'eau et de vapeur vers la surface. La surpression à la

base de la colonne provoque la vaporisation brutale de toute la colonne d'eau et le jaillissement de la vapeur en un

spectaculaire panache. Les fumerolles ont la même origine que les geysers mais dégagent des jets de gaz chaud. Les sources

chaudes sont alimentées de la même manière, mais les eaux, à la pression ordinaire, se contentent de bouillonner dans des

mares au lieu de jaillir à la surface. Ces eaux chaudes naturelles ont des températures qui dépassent souvent les 60 °C.

Îles Galápagos

Les îles Galápagos, dans l'océan Pacifique, font partie de l'Équateur. Le relief de ces îles volcaniques, comme ici celui de l'île

Bartholomé, est ponctué de coulées de lave et de nombreux cratères. Encyclopédie Encarta ALLSTOCK, INC. / Wolfgang

Kaehler

Lac de boue bouillante (Islande)

Le volcanisme ne se manifeste pas seulement par des éruptions spectaculaires. En réchauffant l'eau du sous-sol, il provoque

la formation de jets d'eau, ou geysers, et celle de lacs d'eau chaude, très nombreux en Islande, où ils constituent une

importante ressource économique.

Crater Lake (Oregon)

Après une éruption, le centre du volcan peut s'effondrer et entraîner la formation d'une caldeira, grande dépression circulaire.

Dans les volcans endormis, les caldeiras sont souvent occupées par un lac, comme ici le Crater Lake, en Oregon (nord-ouest

des États-Unis) ; l'île du milieu est le sommet de l'ancien volcan, en partie immergé.

Volcan Popocatépetl (Mexique)

Le volcan du Popocatépetl s'élève à 5 452 m au sud-est de la ville de Mexico, il est le second point culminant du

Mexique. Le volcan dégage occasionnellement de la fumée, mais n'a pas connu récemment d'éruption majeure.

Le cratère a une largeur maximale de plus de 806 mètres de diamètre, pour une profondeur maximale de 505

mètres, et il dégage toujours du soufre. Il forme un volcan double avec le Ixtaccihuatl, un volcan éteint.

Cône de scories

Certains types de volcans sont essentiellement formés de scories, matières volcaniques légères et meubles : on

les appelle les cônes de scories. Lors de l'éruption de ces cônes volcaniques, les scories s'empilent, formant ainsi

un monticule. Les cônes de scories ne sont pas très élevés, généralement de quelques centaines de mètres de

hauteur seulement, car ces matières meubles ont tendance à glisser sur les côtés sous l'effet de la pesanteur.

On les trouve surtout dans les régions de formation géologique récente.

Mont Fuji (Japon)

Le mont Fuji, ou Fuji Yama, est un volcan éteint dont la dernière éruption remonte à 1707. De forme

parfaitement symétrique, cette montagne possède un caractère sacré pour les Japonais, lieu de nombreux

pèlerinages et siège de plusieurs temples et chapelles.

Éruption du Kilauea (1983)

L'éruption du Kilauea projeta de la lave basaltique sur les flancs du Mauna Loa, autre volcan de l'île Hawaii. Les

volcans hawaiiens sont des exemples typiques de volcans boucliers formés à partir de laves. Des volcans

composites sont formés à la suite d'alternance d'éruptions de laves et d'éruptions de cendres.

Éruption du mont Saint Helens (États-Unis)

Le mont Saint Helens, situé dans l'État de Washington, aux États-Unis, entra en éruption en mai 1980 après une

longue période de sommeil. La violence de l'explosion, qui projeta dans l'atmosphère des nuages de cendres et

des débris volcaniques, tua au moins soixante personnes. À l'issue de l'éruption, le sommet du volcan ne

s'élevait plus qu'à 2 549 m contre 2 950 m auparavant.

Coulée de lave à La Réunion

La couche superficielle de lave est ridée car elle a coulé plus vite que les couches les plus internes encore

fluides, qui la déforment au passage.

Coulée de lave au Kilauea (Hawaii)

La surface de la lave est refroidie mais l'intérieur reste liquide pendant de nombreux jours.

Éruption du mont Saint Helens (État de Washington)

Le mont Saint Helens est un volcan actif de la chaîne des Cascades, qui s'élève dans l'ouest des États-Unis. Inactif jusqu'en

1857, il entra en éruption en mai 1980, causant la mort de cinquante-sept personnes et beaucoup de dégâts dans la région

sud-ouest de l'État de Washington. Avant que cette éruption ne détruise plus de 400 m de son sommet, son altitude était de 2

950 m. Depuis 1980, vingt éruptions de moindre importance ont provoqué des écoulements de lave, des émanations de

vapeur et des retombées de cendres. La région de ce volcan est à présent reconnue comme un Monument national américain.

Île Surtsey (Islande) Surtsey, l'une des étendues de terre les plus récentes de la planète, s'est formée au mois de novembre 1963, à la suite de

l'éruption d'un volcan dans le plancher océanique de l'Atlantique nord au sud de l'Islande. La lave en fusion émise par le

volcan pendant près de trois ans et demi entraîna la formation d'une île d'une superficie de 2,5 km2 environ. Le

gouvernement islandais lui donna le nom du dieu du Feu dans la mythologique locale, Surtur, et en fit une

Lave durcie (Hawaii) L'île d'Hawaii abrite deux volcans actifs : le Mauna Loa et le Kilauea. Ces volcans entrent fréquemment en éruption (environ

tous les quatre ans). Ils éjectent de la lave basaltique très fluide, qui parcourt de grandes distances (volcans de type effusif ou

volcans gris). En se refroidissant, ce type de coulée de lave forme des plis ressemblant à des cordes, appelés pahoehoe.

2 VOLCANS

Le volcanisme de surface ou continental est beaucoup moins important que le volcanisme sous-marin en termes

de volume de magma éjecté, mais il est bien mieux connu car il est visible et affecte directement les êtres

humains. On sait depuis l’Antiquité que l’activité volcanique est variable dans le temps et l’espace, depuis des

explosions violentes jusqu’à l’émission paisible du magma, qui s’épanche sous forme de coulées de lave lorsqu’il

atteint la surface (activité effusive).

2.1 Volcans fissuraux

Le volcanisme fissural est surtout présent le long des dorsales océaniques, mais il existe également sur les

continents et il a eu dans certains cas des résultats spectaculaires. Le volcanisme de dorsale associé à

l’accrétion océanique est visible à terre en Islande (dorsale de l’Atlantique Nord) et à Djibouti (prolongation

continentale de la ride d’Aden). Les volcans fissuraux émettent en général de grands volumes de matériaux très

fluides, qui s’épanchent sur de vastes surfaces. Sur les continents, les éruptions successives peuvent donc

construire de grandes plaines ou plateaux. Ce volcanisme, tout comme celui associé aux panaches mantelliques

en milieu continental (appelés points chauds par les spécialistes), est à l’origine d’immenses régions issues

d’une activité volcanique, comme le plateau du Dekkan, au centre de l’Inde, le bassin du Paraná, au Brésil, le

plateau de la Columbia, dans le nord-ouest des États-Unis, le plateau du Drakensberg, en Afrique du Sud, et le

plateau central de l’île du Nord, en Nouvelle-Zélande.

2.2 Volcans centraux

Une grande partie de l’activité volcanique produit des volcans dits centraux (c’est-à-dire originaires d’un centre

ponctuel), dont il existe deux types fondamentaux. Les volcans coniques à pente raide sont parfois construits

entièrement de matériaux solides appelés pyroclastites, éjecta ou tephra, variant en taille depuis des cendres et

des scories jusqu’à des bombes et des lapilli. Les pyroclastites sont éjectées de manière explosive au cours

d’une éruption, ou d’une série d’éruptions, pour retomber au sol à proximité immédiate du cratère. Un exemple

bien connu de ce type de volcan est le Paricutín, apparu dans le champ d’un paysan mexicain le 20 février 1943

et qui construisit en six jours un cône de scories de 150 m de haut. À la fin de l’année, le cône avait atteint une

hauteur de 336 m.

Rares sont les volcans coniques qui n’éjectent que des pyroclastites au cours de leurs éruptions. Des coulées de

lave peuvent parfois être émises et la structure volcanique résultante est composée de couches alternées de

pyroclastites et de lave. Ces volcans sont appelés strato-volcans. La majorité des volcans les plus élevés et les

mieux connus du monde sont des strato-volcans : le Stromboli et le Vésuve en Italie, le Popocatépetl au

Mexique, le Cotopaxi en Équateur et le Kilimandjaro en Tanzanie, le mont Fuji au Japon et le mont Mayon aux

Philippines. Les éruptions dites latérales sont caractérisées par la sortie de lave sur les flancs des volcans à la

faveur de conduits secondaires ou de fractures.

2.3 Volcans boucliers

L’autre grand type de volcan central est le volcan bouclier. Ce sont de très grandes structures pouvant atteindre

plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre, aux pentes relativement douces, ne dépassant guère 12°. Ils se

sont formés par l’empilement de plusieurs dizaines de coulées de lave basaltique fluide. Dans le Pacifique nord,

les îles hawaiiennes sont un complexe de volcans boucliers se dressant depuis le fond océanique. Le Mauna Loa,

sur l’île d’Hawaii, est le plus récemment formé. C’est la plus massive des montagnes terrestres, s’élevant à plus

de 10 000 m au-dessus du plancher océanique. En Europe, l’Etna est un volcan bouclier.

2.4 Volcans des zones de subduction

Le volcanisme continental est souvent associé aux zones de subduction qui constituent un des trois types de

frontière entre deux plaques tectoniques. Lorsque deux plaques lithosphériques convergent, la plaque la plus

dense (qui est souvent de type océanique) plonge sous l’autre ; elle s’enfonce alors dans la partie du manteau

supérieur qui se trouve au-dessous de la lithosphère (asthénosphère) et qui est formé de roches silicatées. Ce

phénomène de subduction a pour effet de réincorporer les roches de la lithosphère dans le manteau. Lorsque les

plaques convergentes sont toutes deux de type océanique, c’est la plaque la plus dense qui s’enfonce sous

l’autre. Ce phénomène de convergence océan-océan peut aboutir, des milliers d’années plus tard, à l’obduction,

c’est-à-dire au chevauchement d’un morceau de croûte océanique sur la lithosphère continentale entraînée dans

le mouvement descendant de la plaque océanique lourde.

La lente descente de la croûte océanique dans le manteau supérieur chaud le long du plan de subduction

entraîne un réchauffement progressif de la plaque plongeante et des sédiments gorgés d’eau qui la recouvrent

et qui ont été entraînés dans la subduction. Le magma ainsi formé s’élève pour venir faire éruption à la surface

et donner naissance aux chaînes de volcans andésitiques, en arrière des fosses océaniques.

Ce volcanisme caractérisé par sa forte explosivité est présent en Amérique du Sud, dans les Andes, et en

Amérique du Nord, dans la chaîne des Cascades et dans les montagnes Rocheuses. Dans ce type de

convergence océan-continent, le volcanisme est accompagné d’un épaississement de la croûte continentale.

Dans nombre de cas, comme au Japon ou en Indonésie, la subduction met en contact une plaque océanique et

des îles de nature continentale disposées en arc de cercle et séparées du continent le plus proche par des

bassins marginaux. Le volcanisme de ces îles, lié à la subduction, est lui aussi très explosif.

Un volcanisme intense marque le pourtour de la plaque Pacifique : cette ceinture volcanique, appelée le cercle

de feu du Pacifique, est la zone la plus active du globe tant sur le plan éruptif que sismique. Elle passe par les

Andes, la cordillère occidentale de l’Amérique du Nord, les îles Aléoutiennes, la péninsule du Kamtchatka, l’est

de la Sibérie, les îles Kouriles, le Japon, les Philippines, Célèbes, la Nouvelle-Guinée, les îles Salomon, la

Nouvelle-Calédonie et la Nouvelle-Zélande.

2.5 Caldeiras

Après une éruption, qui marque le vidage partiel de la chambre magmatique, le volcan se dégonfle (un peu à la

manière d’un ballon), entraînant l’effondrement du sommet et la formation d’une grande dépression circulaire

de plusieurs kilomètres de diamètre appelée caldeira. Les caldeiras peuvent également se former par de très

violentes explosions qui détruisent le sommet du volcan en question ; c’est par exemple ce qui s’est passé à la

suite de l’éruption cataclysmale du Krakatau en Indonésie. Les caldeiras de volcans éteints ou endormis peuvent

se remplir d’eau pour former des lacs de cratère.

3 PHÉNOMÈNES MAGMATIQUES

Sous la plupart des volcans actifs ou potentiellement actifs se trouve une (ou plusieurs) chambre(s)

magmatique(s). C’est dans ces grandes poches réservoirs que séjourne le magma issu des profondeurs. Ce

magma s’est formé à plus ou moins grande profondeur par fusion partielle des matériaux de la croûte ou du

manteau terrestre, constitué pour l’essentiel de roches silicatées en mouvement. Le réservoir magmatique est

un point d’étape pour le magma au cours de son voyage vers la surface. Lorsqu’il arrive à la surface, il peut être

plus ou moins liquide, plus ou moins pâteux et le dégazage peut être plus ou moins violent.

Le magma contient des gaz dissous en plus ou moins grande proportion, qui sont libérés progressivement par la

chute de pression au cours de son ascension vers la surface. Près de la surface, cette libération peut être très

soudaine et très explosive et faire intervenir différents gaz comme la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone,

l’hydrogène, le monoxyde de carbone, le dioxyde de soufre, l’hydrogène sulfureux, l’acide chlorhydrique,

l’ammoniac, etc. Différents types d’explosions sont possibles, selon l’énergie dispensée aux particules à leur

sortie de la cheminée. Lorsque l’énergie cinétique est suffisamment forte, les fines particules sont entraînées

avec les gaz chauds très haut dans l’atmosphère et forment un panache de plusieurs dizaines de kilomètres de

haut. Lorsque l’énergie cinétique est faible, le mélange particules incandescentes-gaz retombe rapidement sur

l’édifice volcanique, formant une nuée ardente, qui asphyxie et détruit tout ce qui se trouve sur sa route. Des

morceaux de lave incandescente pouvant atteindre plusieurs tonnes (bombes volcaniques), sont projetés hors

de la cheminée du volcan.

Certains volcans ne connaissent jamais d’éruptions explosives et produisent uniquement des coulées de lave. Ce

type d’éruption est associé à un magma basaltique extrêmement fluide, contenant peu de silice et de gaz. On le

rencontre surtout dans les volcans fissuraux et les volcans de points chauds tels ceux d’Hawaii ou de l’île de la

Réunion (piton de la Fournaise). Plus le magma contient de silice, plus il est visqueux et plus il s’écoule

lentement. Les gaz ont du mal à se dégager du magma visqueux et lorsqu’ils le font, c’est de façon violente

avec des explosions.

4 TYPES D’ÉRUPTION

Tout volcan peut entrer en éruption de différentes façons, mais certains types d’éruption ont tendance à être

associés à des volcans particuliers. Cela se retrouve dans la classification des éruptions volcaniques, chaque

catégorie portant le nom d’un volcan typique. Les éruptions fissurales et les éruptions de points chauds sont

respectivement appelées éruptions islandiques et hawaiiennes. Les éruptions plus explosives sont classées,

d’après l’augmentation de la viscosité du magma, en types strombolien, vulcanien (d’après le volcan Vulcano

des îles Lipari en Italie), vésuvien, plinien et péléen (d’après la montagne Pelée à la Martinique). Les types

vésuvien, plinien (une forme plus violente de vésuvien) et péléen ont le caractère le plus paroxysmique et

expulsent de grandes quantités de cendres et des bombes volcaniques. Les éruptions péléennes sont

caractérisées par l’émission de nuées ardentes. Le 8 mai 1902, l’éruption de la montagne Pelée anéantit

complètement la ville de Saint-Pierre et causa la mort d’environ 30 000 personnes. La plupart des victimes

furent asphyxiées par la nuée ardente.

Les éruptions les plus violentes ont tendance à se produire le long des zones de subduction. Les deux plus

grandes éruptions volcaniques de la période historique, celle du Krakatau et celle du mont Tambora se

produisirent à la jonction des plaques indienne et philippine. Le Tambora, sur la côte septentrionale de l’île de

Sumbawa, fit éruption en 1815, détruisant la moitié de son cône et tuant probablement 50 000 insulaires. L’île

volcanique de Krakatau, entre Java et Sumatra, en Indonésie, fit éruption en 1883, détruisant les deux tiers de

sa surface. Le raz de marée produit par l’éruption causa la mort de dizaines de milliers de personnes dans toute

l’Asie du Sud-Est. Le bruit de l’explosion fut entendu à près de 5 000 km de là, tandis que les millions de tonnes

de cendres projetées dans la haute atmosphère et la stratosphère produisaient des crépuscules spectaculaires

dans le monde entier pendant plus d’un an.

En contraste marqué avec les éruptions explosives, qui ont tué d’innombrables personnes au cours de l’histoire,

les éruptions islandiques et hawaïennes, et dans une certaine mesure les éruptions stromboliennes, sont

rarement dangereuses. La lave peut s’écouler rapidement mais elle est généralement assez lente pour

permettre aux hommes de lui échapper. En revanche, leurs biens sont souvent détruits. À l’occasion, il a été

possible de détourner la coulée de lave des habitations en creusant des canaux, en construisant des murs de

retenue ou même en la faisant exploser, mais ces méthodes sont rarement très efficaces.

Éruption du mont Saint Helens (État de Washington) Le mont Saint Helens est un volcan actif de la chaîne des

Cascades, qui s'élève dans l'ouest des États-Unis. Inactif jusqu'en 1857, il entra en éruption en mai 1980,

causant la mort de cinquante-sept personnes et beaucoup de dégâts dans la région sud-ouest de l'État de

Washington. Avant que cette éruption ne détruise plus de 400 m de son sommet, son altitude était de 2 950 m.

Depuis 1980, vingt éruptions de moindre importance ont provoqué des écoulements de lave, des émanations de

vapeur et des retombées de cendres. La région de ce volcan est à présent reconnue comme un Monument

national américain.Photo Researchers, Inc./David Weintraub

4.1 Dépôts volcaniques

Le magma émerge habituellement à des températures de 800° à 1 200 °C. Il se refroidit ensuite à mesure qu’il

s’écoule en durcissant à partir de sa surface jusqu’à ce qu’il se solidifie complètement et donne lieu à ce que l’on

appelle une coulée de lave (ce terme désigne donc à la fois le flot de lave liquide et la structure fixe résultant de

sa solidification). En fonction surtout de la viscosité du magma originel, les coulées de lave ont des formes et

des textures de surface différentes. Les trois types principaux de lave sont appelés pahoehoe, aa et coulées à

blocs.

Les pahoehoe sont produits par une lave très fluide et qui s’écoule donc facilement. Lorsque cette lave arrive à

la surface, elle se répand rapidement en une mince couche plastique, qui est étirée par la lave qui continue de

s’écouler au-dessous et se fige en formant des plis et des structures ressemblant à des cordes (on parle de

laves cordées). Le deuxième type, aa ou cheire, est produit par une lave un peu plus visqueuse, qui forme une

croûte dure et épaisse en refroidissant. Cette croûte est brisée par la lave qui s’écoule en-dessous d’elle et

forme une surface fragmentée, déchiquetée. Les coulées à blocs sont également fragmentées mais leur surface

est plus lisse. Les bulles de gaz contenues dans le magma ne s’échappent pas complètement dans l’atmosphère

au cours de l’éruption. Une certaine proportion peut rester piégée dans la lave et former des vésicules. Ces

vésicules peuvent persister après la solidification de la lave. La pierre ponce est une lave fortement vésiculaire.

En fait, certaines comportent tellement de vésicules qu’elles peuvent flotter sur l’eau.

Enfin, les écoulements pyroclastiques retombant sur le sol peuvent se cimenter pour former ce que l’on appelle

des tufs. Les matériaux d’une nuée ardente peuvent également se solidifier en ignimbrites. Tufs et ignimbrites

sont donc des roches composites faites d’une grande variété de fragments volcaniques.

4.2 Formes magmatiques

Les roches formées à partir d’un magma refroidi et solidifié sont appelées roches magmatiques. Une coulée de

lave en surface est une roche magmatique, mais il en existe d’autres formes. Parfois, le magma n’atteint pas la

surface mais il est détourné vers des cavités souterraines naturelles, ou bien il se fraie un passage dans les

terrains encaissants pour créer ses propres cavités. Lorsque le magma refroidit et cristallise sous la surface, on

parle de plutons ; les granites sont un exemple de plutons. Le magma peut également être si chaud qu’il fait

fondre une partie des terrains encaissants.

Le magma qui pénètre dans des ouvertures souterraines s’y solidifie et cristallise généralement pour former des

intrusions, souvent de grande taille. Un sill est une intrusion horizontale aplatie se trouvant entre deux strates

sédimentaires. Des exemples en sont les Salisbury Crags, à Édimbourg, et les Palisades, le long de la rive

gauche de l’Hudson, près de New York. Un laccolithe se trouve également entre des couches sédimentaires. Il se

forme lorsque la pression du magma force la couche supérieure vers le haut pour former un dôme central et

créer une intrusion en forme de champignon (les granites prennent souvent la forme de laccolithe).

Lorsqu’un volcan est éteint ou endormi, le magma restant dans la cheminée peut se solidifier pour former un

culot volcanique. Si les matériaux du cône qui l’entoure sont enlevés par l’érosion, le culot peut être exposé et

former un trait caractéristique du paysage. Le Castle Rock, à Édimbourg, est un culot volcanique. Dans le cas du

volcanisme fissural, le magma se solidifiant dans la fissure peut former une intrusion verticale en forme de mur

appelée dyke. Le dyke le plus impressionnant est sans doute le Grand Dyke, riche en minerais, au centre du

Zimbabwe, qui court sur 480 km pour une largeur de 5 à 10 km dans une direction grossièrement nord-sud.

5 POINTS CHAUDS

La majeure partie de l’activité volcanique se produit le long des frontières des plaques tectoniques. Cependant,

le volcanisme existe également loin des bords des plaques, pour des raisons qui sont parfois claires, parfois

encore obscures. Par exemple, on trouve des volcans dans la région de la Rift Valley, en Afrique de l’Est, en

particulier le Kilimandjaro. La Rift Valley est une zone où le continent africain a commencé de se diviser et où

l’on doit s’attendre à voir des quantités encore plus importantes de magma monter en surface dans l’avenir.

La présence de plus de 10 000 volcans sous-marins sur le fond de l’océan Pacifique a, en revanche, longtemps

défié toute explication. Appelés montagnes sous-marines, la plupart de ces volcans, mais pas tous, sont

maintenant éteints. La majorité d’entre eux semblent être éparpillés au hasard au fond des océans, mais

certains forment des alignements, par exemple la chaîne Hawaii-Empereur. Leur présence loin des limites de

plaques que sont les dorsales ou les zones de subduction a maintenant été expliquée. De minces remontées

verticales de matériaux chauds, ou panaches, venant sans doute de la base du manteau inférieur, injectent

périodiquement du magma en surface. Ces points chauds, considérés comme fixes par rapport aux plaques qui

défilent au-dessus, sont à l’origine des guirlandes d’îles volcaniques au centre du Pacifique. Ainsi, le point chaud

Hawaii-Empereur se trouve-t-il aujourd’hui à l’extrémité hawaiienne de la chaîne. Les îles volcaniques qui la

constituent (Nishau, Kawaï, Molokaï, etc.) sont de plus en plus vieilles à mesure que l’on s’éloigne de la position

actuelle du point chaud.

Cependant, tous les points chauds produits par la remontée de panaches du manteau ne se trouvent pas tous

en milieu océanique. Un exemple de point chaud continental est le volcanisme du Yellowstone, aux États-Unis.

S’il n’y a plus d’éruptions volcaniques à Yellowstone aujourd’hui, la chaleur existe encore dans le sous-sol et

génère les sources d’eau chaude et les jets d’eau appelés geysers. En France, les volcans d’Auvergne ont été,

semble-t-il, formés par un ancien point chaud

6 LES RISQUES LIÉS AU VOLCANISME

Des millions de personnes dans le monde sont exposées aux dangers créés par les éruptions volcaniques,

surtout les éruptions explosives. Beaucoup habitent même sur les pentes des volcans. Pourquoi prendre un tel

risque quand le danger est si grand ?

La principale raison en est que les sols volcaniques (cendres, etc.) sont extrêmement fertiles et attirent depuis

longtemps les populations. De nombreuses zones de danger volcanique sont d’anciens centres de civilisation et

continuent d’être des endroits très peuplés. Les volcans continuent donc de faire des victimes, comme le fit par

exemple le mont Pinatubo en 1991. Situé au nord de Manille, le mont Pinatubo entra en éruption en projetant

des millions de tonnes de cendres dans l’atmosphère. Ces cendres se combinèrent aux pluies tropicales pour

produire des coulées de boue massives. On estime à 550 personnes le nombre de victimes directes de

l’éruption ; à la suite de la catastrophe, 650 000 personnes se retrouvèrent sans abri. L’éruption du Pinatubo

montre bien le danger de croire qu’un volcan est inactif ou éteint : dans le cas du Pinatubo, la dernière éruption

remontait à plus de 600 ans. Plus de trois millions de personnes continuent de vivre dans la région de Naples

bien que l’on sache que le Vésuve risque de se réactiver un jour. La dernière éruption violente date de 1906. Il y

en a eu une autre en 1944. Plus récemment, au milieu des années 1990, on a observé des signes précurseurs

d’un éventuel réveil du volcan.

L’activité interne du globe : le volcanisme

ancien en France (fiche)

L’activité interne du globe : le volcanisme ancien en France (fiche)

On appelle volcanisme ancien, le volcanisme qui n’est plus en activité. En France métropolitaine, il n’y a

plus aujourd’hui de volcans actifs. Pourtant, de nombreuses éruptions ont eu lieu dans le passé et certains

volcans sont considérés comme à peine éteints, à l’échelle des temps géologiques. Quels sont-ils ? Quelle

est leur histoire ?

1. Le volcanisme récent

On qualifie de récent, le volcanisme qui a moins de 20 millions d’années. Il est d’âge tertiaire

(cénozoïque) et quaternaire. On dénombre alors en France une trentaine de zones éruptives plus ou

moins groupées dans le Massif central et de petits appareils isolés en Languedoc et en Provence. À cette

époque, la collision entre les plaques de l’Afrique et de l’Europe, qui a provoqué la formation des Alpes, a

aussi entraîné des mouvements le long de failles du vieux continent hercynien. Grâce à ces cassures, du

magma est parvenu jusqu’à la surface. Il a donné de beaux édifices volcaniques et des coulées de laves

encore visibles aujourd’hui dans le paysage. Les deux grands types de volcanisme, effusif et explosif, se

sont côtoyés et succédé en quelques millions d’années.

1.1. Le volcanisme du Massif central

Les volcans du Massif central forment, entre autres, la chaîne des Puys et les Monts d’Auvergne, à

l’ouest de Clermont-Ferrand. Les éruptions ont commencé il y a environ 100 000 ans ; la dernière (il y a

3 500 ans) a pu être observée par des hommes. Sur 35 km du nord au sud, une centaine de volcans de

structure simple et de petite taille (pas plus de 300 m d’altitude) sont alignés le long de lignes de fractures.

Quatre-vingts environ sont des volcans coniques avec cratères ; ils ont émis des coulées de laves

basaltiques (puy du Pariou, de la Vache, de Lassolas ; le puy de la Nugère a rejeté la lave de Volvic).

Sept sont des dômes de trachyte et d’andésite (le puy de Dôme 1 464 m, le Sarcoui) et quinze sont des

dépressions circulaires produites par des explosions, parfois occupées par un lac de cratère (lac Pavin).

Aujourd’hui les nombreuses sources thermominérales d’Auvergne témoignent d’une activité profonde

pouvant toujours donner lieu à des manifestations volcaniques.

Un volcanisme plus ancien et plus complexe, représenté par deux grands volcans, a existé au sud de la

chaîne des Puys. L’énorme volcan du Cantal de 80 km de diamètre, s’est construit à partir du miocène

supérieur (il y a 13 millions d’années) ; ses dimensions ont été comparables à celles de l’Etna actuel qui

culmine à plus de 3 000 m. Son activité éruptive, très variée, s’est poursuivie durant 9 millions d’années.

L’érosion a ramené l’altitude maximale à 1 855 m au Plomb du Cantal. Le volcan du Mont Dore s’est

formé au nord du Cantal à partir de la fin du miocène. D’un diamètre de plus de 30 km, il est resté en

activité pendant plus de 7,5 millions d’années. Ce volcanisme est accompagné de la formation des deux

grands plateaux basaltiques de l’Aubrac et du Cézallier.

À l’est du Massif central, aux sources de la Loire et de l’Allier, le volcanisme du Velay et du Vivarais a

été très important. Il a débuté au même moment que celui du Cantal et ses dernières manifestations sont

contemporaines de celles de la chaîne des Puys. On y observe 150 volcans récents et bien conservés aux

environs de la ville du Puy : des dômes (Mont Gerbier de Jonc), et de grandes coulées basaltiques dans le

Velay et les Coirons (sud de Privas).

1.2. Le volcanisme des autres régions

En Languedoc, les volcans basaltiques d’Agde et de Saint-Thibéry d’âge quaternaire accompagnent au

sud la grande coulée de lave de l’Escandorgue et les autres manifestations du bassin de Lodève situé à

l’ouest de Montpellier.

En Provence, des manifestations volcaniques sont visibles dans le massif des Maures, on peut y voir

également les volcans d’Évenos et du Destrier.

2. Le volcanisme ancien

On appelle ainsi un volcanisme qui s’est produit entre – 600 millions et – 20 millions d’années, c’est-à-

dire depuis la fin du précambrien, au cours des ères primaire (paléozoïque) et secondaire (mésozoïque) et

jusqu’à la moitié de l’ère tertiaire (cénozoïque). Dans ces terrains anciens, l’érosion est très importante et

les volcans ne sont plus visibles. Seules les roches volcaniques ou les restes de coulées peuvent être

retrouvées, intercalées dans des couches sédimentaires.

2.1. Le volcanisme ancien d’origine continentale

Dans le Massif armoricain, les Pyrénées, en Provence on trouve des traces de volcanisme de l’ère

Primaire (de - 550 à – 230 millions d’années).

Des strates de roches volcaniques (basaltes et rhyolites) du début de cette ère sont connues dans la région

des Coëvrons et dans le massif d’Ecouves, près d’Alençon en Normandie, mais aussi dans la région de

Cholet en Vendée. Dans les Pyrénées, un énorme bloc andésitique datant de la fin de cette ère constitue

l’ensemble du massif dominé par le pic du Midi d’Ossau. En Provence, il existe des basaltes du même âge

dans le massif des Maures ainsi qu’une importante coulée rhyolitique dans l’Estérel.

2.2. Le volcanisme ancien d’origine océanique

Dans les Alpes, près de Briançon, des fragments d’une ancienne croûte océanique constituent les massifs

du Chenaillet et du Haut-Queyras situés à 2500-3000 mètres d’altitude. Avant la formation des Alpes,

durant le mésozoïque, cet océan séparait l’Europe et l’Afrique. Ce volcanisme est formé d’un ensemble de

roches sombres : les « ophiolites » avec des laves en oreillers ou pillow lavas, identiques aux roches

volcaniques des dorsales actuelles.

L’activité interne du globe : les zones

volcaniques dans le monde (fiche)

L’activité interne du globe : les zones volcaniques dans le monde (fiche)

Les volcans actifs sont répartis de façon irrégulière à la surface de la Terre. On distingue deux grands

types de volcans : les volcans explosifs et effusifs. Quelle est leur localisation ?

1. Les volcans explosifs

Les volcans explosifs se trouvent en bordure de certains continents. Autour de l’océan Pacifique, ils

forment ce que l’on appelle la ceinture de feu du Pacifique. Plus généralement, ils se situent au-dessus des

zones de subduction.

Quelques exemples des dernières éruptions catastrophiques provoquées par les volcans de la ceinture de

feu :

en Colombie le Nevado del Ruiz, en 1985 ;

aux États-Unis le Mont Saint-Helens, de mars à juin 1980 ;

aux Philippines le Pinatubo, en 1991 ;

au Japon sur l’île d’Hokkaido l’Usu, en avril 2000.

En Europe, le Vulcano, le Stromboli, le Vésuve, l’Etna et les volcans des îles grecques sont au-dessus de

la zone de subduction qui entraîne la Méditerranée sous l’Europe.

Ces volcans sont souvent associés en alignements, encore appelés arcs insulaires (par exemple, le Japon

ou les Antilles), se traduisant par une succession d’îles volcaniques.

L’arc des Antilles comporte des volcans très actifs comme :

la Soufrière de l’île de Montserrat (entrée en éruption le 18 juillet 1995) ;

la Soufrière de la Guadeloupe ;

la Montagne Pelée de la Martinique (dont la dernière éruption a eu lieu en 1929) ;

la Soufrière de Saint-Vincent.

2. Les volcans effusifs

2.1. Les volcans situés au niveau des dorsales océaniques

Les volcans effusifs les plus importants sont situés au fond des océans. Ces volcans sous-marins

constituent une chaîne de montagnes de 65 000 km de long formant ce que l’on appelle les dorsales

océaniques. L’axe de cette chaîne de montagnes sous-marine est occupé par une vallée profonde ou rift,

d’où s’échappe de la lave basaltique par une succession de fissures.

À plus de 2 000 m de profondeur, la pression de l’eau est si forte (200 fois la pression atmosphérique)

qu’elle empêche la libération des gaz contenus dans la lave. Les éruptions volcaniques se produisent donc

sans projection. Par ailleurs, l’eau, dont la température est basse (2 °C), refroidit la lave en fusion

beaucoup plus vite que l’air : elle la fige rapidement, ce qui donne au basalte les formes caractéristiques

« en coussins » ou pillow-lavas.

Des zones particulières permettent d’observer ce volcanisme hors de l’eau :

au niveau de l’Islande, la dorsale océanique Atlantique est anormalement élevée et se retrouve

au-dessus du niveau de la mer ;

en Afrique de l’Est, le Nyragongo et le Kilimandjaro sont situés le long d’un fossé

d’effondrement continental interprété comme l’amorce de l’ouverture d’un nouvel océan (qui

n’existe pas encore).

2.2. Les volcans de point chaud

La plupart des volcans se trouvent, comme on vient de le voir, sur les bordures des plaques tectoniques

(au-dessus des zones de subduction, lieux de rapprochement de plaques ou le long des dorsales, lieux

d’éloignement de plaques).

Le volcanisme de point chaud au contraire se situe au milieu des plaques. Ces volcans sont dus à une

anomalie de température du manteau terrestre. À certains endroits, le manteau est anormalement chaud.

Ce point chaud agit comme si un chalumeau se trouvait sous la croûte terrestre : il la rend plus fragile, le

magma peut alors utiliser ces zones de faiblesse pour se frayer un chemin jusqu’à la surface où il forme

des volcans. Par ailleurs, le déplacement au cours des temps géologiques de la croûte située au-dessus

d’un point chaud entraîne une succession de volcans (le chalumeau est fixe alors que les plaques bougent

au-dessus de lui). Seuls les volcans situés directement au-dessus du point chaud sont actifs. Lorsqu’on suit

l’alignement, on constate que les volcans sont de plus en plus vieux au fur et à mesure que l’on s’éloigne

des volcans actifs. La direction de l’alignement permet de retrouver le mouvement de la plaque (la vitesse

de déplacement des plaques peut aussi être déduite, si on connaît l’âge des volcans anciens). Exemples de

volcanisme de point chaud : l’archipel d’Hawaii, les Açores, les Canaries, les Tuamotu, Tahiti ou la

Réunion. Certains points chauds sont situés sous les continents (moins mobiles que les plaques

océaniques) et donnent des massifs volcaniques isolés. Exemples : le Cameroun en Afrique, Yellowstone

aux États-Unis.

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La « machine Terre » : les conséquences des mouvements des plaques (fiche)

Le visage de la planète Terre, vu depuis l’espace, n’a cessé de changer depuis sa formation il y a 4,5

milliards d’années. Quels sont ces changements ? Quel lien existe-t-il entre ces changements et les

mouvements des plaques ?

1. Le « ballet » des continents

1.1. La théorie de « la dérive des continents »

Au début du XXe siècle, en 1912, un géographe allemand, Alfred Wegener, présente une idée surprenante

à l’époque : le continent américain et le bloc Europe-Asie-Afrique, autrefois soudés, se sont éloignés l’un

de l’autre au cours des temps géologiques.

La théorie de Wegener s’appuie sur de nombreuses observations :

— les formes complémentaires des côtes de l’Amérique du Sud et de l’Afrique lui suggèrent que ces deux

continents sont les deux morceaux d’un même bloc ;

— la présence de roches granitiques de même âge en deux points complémentaires de ces côtes ;

— des faunes et des flores fossiles identiques jusqu’au milieu de l’ère secondaire (mésozoïque) et

différentes ensuite ;

— la présence à l’ère primaire (paléozoïque), plus précisément au carbonifère, d’une calotte glaciaire à la

fois en Amérique du Sud et en Afrique du Sud, alors que des végétations tropicales existaient en Europe et

en Amérique du Nord.

Cependant, à partir de 1925, cette théorie est considérée comme fausse car Wegener n’a pu donner

d’arguments valables pour expliquer les causes d’une telle « dérive ». Les adversaires de la théorie de

Wegener ont, de plus, un argument de poids : le « puzzle » de Wegener présente des imperfections,

l’emboîtement des côtes n’est pas parfait.

1.2. La théorie de « la tectonique des plaques »

À partir de 1960, de nouvelles connaissances apportées par la géophysique permettent de réhabiliter la

théorie de Wegener en apportant des arguments convaincants.

La connaissance du relief des fonds océaniques a permis la découverte :

– des dorsales, alignement de montagnes sous-marines d’origine volcanique ayant en leur centre un rift ou

fossé ;

– des fosses à proximité de certains continents.

Enfin, si, au lieu de considérer les lignes de côte, l’on considère la limite du plateau continental (partie

immergée des continents), le puzzle des continents s’emboîte parfaitement. Wegener avait donc raison

dans les grandes lignes ! Mac Kenzie et Parker, en 1967, Morgan et Le Pichon, en 1968 ont formulé la

théorie de « la tectonique des plaques » qui découpe l’écorce terrestre en plaques lithosphériques mobiles.

1.3.Les déplacements des continents

Au cours des temps géologiques, les mouvements des plaques ont modifié l’apparence de la Terre. Son

visage actuel n’est qu’une étape dans son évolution.

Il y a 250 millions d’années (250 Ma), à la fin de l’ère primaire (paléozoïque), il n’existait qu’un seul

super continent appelé « Pangée » (du grec pan, tout et geo, terre). La Pangée était entourée d’un unique

océan « Panthalassa » (toute la mer) qui pénétrait vers le centre du continent par la mer « Téthys » (déesse

grecque de la mer).

La dislocation de la Pangée a commencé au milieu de l’ère secondaire, au jurassique, il y a 165 Ma avec

l’ouverture des océans Atlantique et Indien. Pendant que l’Amérique s’éloigne vers l’ouest, l’ensemble

des continents remonte vers le nord. L’Afrique, l’Arabie et l’Inde se rapprochent de l’Eurasie, ce

mouvement ayant pour effet de fermer progressivement la Téthys, dont la mer Méditerranée est le dernier

vestige.

On sait maintenant que d’autres continents uniques ont existé dont l’un au début de l’ère primaire. Au

cours de cette ère un cycle complet a eu lieu : fragmentation d’un unique continent, éloignement,

rapprochement et reconstitution d’un nouveau super continent. Le second cycle commence environ 50 Ma

après la fin du premier.

2. La place des océans

2.1. L’ouverture des océans

Au niveau des dorsales océaniques, l’accrétion de matériaux basaltiques entraîne l’agrandissement de la

croûte océanique. La vitesse d’expansion océanique est variable : l’ouverture de l’océan Pacifique est la

plus rapide, 10 à 16 centimètres par an à l’ouest du Chili ; celle de l’Atlantique est plus modeste, 2

centimètres par an.

2.2. La fermeture des océans

La surface de la planète n’est pas en expansion, elle demeure globalement constante. Il en est de même

pour la surface des continents. Il faut donc admettre que l’ouverture des océans est compensée par une

disparition de croûte océanique.

La fermeture de la Téthys continue de nos jours à la vitesse moyenne de 5 millimètres par an.

Depuis le milieu de l’ère secondaire, l’océan Atlantique est en expansion car l’Amérique s’éloigne de

l’Eurasie et de l’Afrique. Le raccourcissement a lieu autour de l’océan Pacifique dont la largeur diminue.

Les plaques Pacifique, et les plaques de Nazca et des Cocos plongent sous les continents du pourtour par

subduction.

L’océan Pacifique se ferme donc plus vite qu’il ne se crée, alors que l’océan Atlantique ne fait que

s’agrandir. On peut imaginer que dans une centaine de millions d’années, le Pacifique sera refermé et

qu’un océan unique, l’Atlantique, entourera un continent unique à moins que l’activité interne de la Terre

ne se modifie et n’entraîne un renversement de la situation à la surface.

3. La formation des chaînes de montagnes

Au niveau des frontières convergentes, lorsque le mouvement des plaques provoque la rencontre de deux

continents, leur poids équivalent ne permet pas que l’un s’enfonce au-dessous de l’autre : il y a collision.

Les roches sont alors comprimées, déformées, plissées et faillées, provoquant la surrection de chaînes de

montagnes. Ainsi, les chaînes Alpines sont la conséquence de la collision de l’Afrique et de l’Europe, et

l’Himalaya, toujours en formation, résulte de la collision de l’Inde et de l’Asie.

Au niveau des zones de subduction, la lithosphère océanique comprime et soulève la plaque continentale

tout en provoquant un important volcanisme andésitique. La Cordillère des Andes en est la meilleure

illustration.

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Les grandes zones climatiques : les risques naturels (dossier)

Les risques naturels sont d’origine géologique (séismes, éruptions volcaniques) et atmosphérique

(cyclones, orages, tempêtes). Le nombre de victimes des catastrophes naturelles augmente en moyenne de

6 p. 100 par an. Non parce que la nature se fait plus violente mais parce que les populations exposées sont

plus nombreuses. Pourquoi deux milliards d’habitants « choisissent-ils » de vivre dans des régions

menacées ?

1. Les risques d’origine géologique

La Terre n’est pas un astre mort mais une planète vivante : les séismes et les éruptions volcaniques sont

l’expression de l’instabilité de l’écorce terrestre.

1.1. Les séismes

Un séisme, ou tremblement de terre, est provoqué par un brusque déplacement de matière en profondeur

(foyer du séisme). À l’épicentre, point de la surface à la verticale du foyer, les destructions sont les plus

importantes : éboulements, ouverture de larges fissures dans le sol, effondrements de bâtiments. Ces

modifications brutales peuvent aussi provoquer des perturbations hydrographiques : des sources jaillissent,

des lacs se vident.

Les effets indirects peuvent être encore plus meurtriers : la rupture des canalisations de gaz a provoqué de

gigantesques incendies à San Francisco (aux États-Unis) en 1906, à Yokohama (au Japon) en 1923. Des

régions côtières au Chili et au Japon peuvent être ravagées par les tsumanis, raz de marée formant un mur

d’eau de 15 à 20 mètres de haut, dus à une éruption volcanique ou à un tremblement de terre sous-marin.

Les séismes entraînent de spectaculaires catastrophes : Lisbonne (au Portugal) a été entièrement détruite

en 1755 et 600 000 personnes sont mortes dans la Chine du Nord-Est en 1976.

Il est difficile de les prévoir mais on peut diminuer les risques humains en évitant de construire dans les

régions réputées dangereuses. Des règles de construction ont été mises au point, préconisant l’usage de

matériaux dotés d’une certaine élasticité : béton armé et acier. Cependant ces normes antisismiques ne

sont pas adoptées partout (souvent pour des raisons économiques), d’où les récents séismes meurtriers,

comme celui de Turquie en 1998.

1.2. Les éruptions volcaniques

Un volcan est une sorte de cheminée où monte le magma sous pression. Par l’orifice (le cratère), le

magma entre en contact avec l’atmosphère (ou l’eau de mer) sous forme de coulées de lave, de projection

de scories et de cendres. Certains volcans fonctionnent en permanence comme le piton de la Fournaise à la

Réunion (France), d’autres sont dits éteints, peut-être à tort, comme les monts d’Auvergne.

Le volcanisme a marqué la mémoire des hommes : l’explosion du volcan Santorin dans la mer Égée, il y a

3 500 ans (70 km3 de roches ont été pulvérisées en un jour, provoquant un gigantesque raz de marée sur

les côtes crétoises), la destruction de Pompéi par l’éruption du Vésuve en 79 apr. J.-C. ou celle de Saint-

Pierre à la Martinique en 1902.

Plus récemment, en 1985, dans la cordillère des Andes, le Nevado del Ruiz, un volcan couronné d’un

glacier culminant à 5 400 mètres, a été le cadre d’une catastrophe sans précédent : les cendres chaudes

d’une éruption volcanique ont fait fondre une partie du glacier. Les pentes gorgées d’eau se sont

transformées en torrents de boue ensevelissant la ville d’Armero (25 000 habitants).

Les dangers ne semblent pas suffisants pour chasser les populations : les retombées des éruptions

volcaniques enrichissent les terres agricoles. Celles-ci deviennent particulièrement fertiles, comme les

terres noires à coton du nord-ouest de l’Inde, les terres violettes à café du Sud-Est brésilien, qui attirent

une forte population.

2. Les risques d’origine atmosphérique

2.1. Les cyclones

Les cyclones tropicaux appelés typhons en Asie, hurricanes aux Caraïbes et willy-willy en Australie sont

des dépressions caractérisées par des vents violents et des pluies torrentielles. Ils tirent leur énergie de la

chaleur accumulée par l’eau de mer à la fin de la saison chaude. Le cyclone naît sur la mer et meurt sur un

continent.

Une région tropicale à risques voit se développer une vingtaine de cyclones par an. Tous ne sont pas

dévastateurs. Les vents violents arrachent les toits des maisons, déracinent les arbres, les pluies gonflent

les rivières provoquant des inondations. Les régions les plus menacées sont les côtes et les vallées

exposées aux vents réguliers comme la côte sud-est de la Réunion.

1998 a été l’année des ouragans, des pluies diluviennes et des inondations provoquées par une inversion

de température des eaux du Pacifique, que l’on appelle El Niðo. Le cyclone Mitch en octobre 1998 a

ravagé le Honduras, le Nicaragua et une partie du Salvador et du Guatemala en Amérique centrale.

Extrêmement violent, il a fait 10 000 morts ; un million de personnes ont été déplacées et 70 p. 100 de la

production agricole a été détruite.

Dans les pays industriels, comme les États-Unis, le Japon ou la France (les DOM-TOM), on peut

construire des immeubles capables de résister au vent, avertir les populations et, au besoin, les évacuer.

La situation des pays pauvres est différente : les constructions sont légères, les moyens de surveillance et

de communication peu développés et les secours manquent d’équipements.

2.2. Les tempêtes et les inondations

Les tempêtes (des pluies torrentielles accompagnées de vents violents) sont rares dans la zone tempérée.

Elles peuvent cependant provoquer des dégâts matériels considérables : les deux tempêtes de décembre

1999 ont dévasté une partie des forêts françaises et gravement endommagé les réseaux électrique et

téléphonique.

Les inondations résultent d’un accident climatique, de pluies anormalement abondantes, qui font grossir

les rivières. Celles-ci sortent de leur lit et inondent leur vallée : ce sont les crues. Les inondations ont

évidemment des conséquences d’autant plus graves que les installations humaines sont importantes dans

les plaines alluviales. La croissance des villes s’est souvent faite sur des terrains inondables. Ailleurs, les

populations sont fortement incitées à s’installer sur des terres à risques parce qu’elles offrent de bonnes

conditions à la production agricole : c’est le cas des plaines alluviales en Asie.

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L’activité interne du globe : les zones

volcaniques dans le monde (fiche)

L’activité interne du globe : les zones volcaniques dans le monde (fiche)

Les volcans actifs sont répartis de façon irrégulière à la surface de la Terre. On distingue deux grands

types de volcans : les volcans explosifs et effusifs. Quelle est leur localisation ?

1. Les volcans explosifs

Les volcans explosifs se trouvent en bordure de certains continents. Autour de l’océan Pacifique, ils

forment ce que l’on appelle la ceinture de feu du Pacifique. Plus généralement, ils se situent au-dessus des

zones de subduction.

Quelques exemples des dernières éruptions catastrophiques provoquées par les volcans de la ceinture de

feu :

en Colombie le Nevado del Ruiz, en 1985 ;

aux États-Unis le Mont Saint-Helens, de mars à juin 1980 ;

aux Philippines le Pinatubo, en 1991 ;

au Japon sur l’île d’Hokkaido l’Usu, en avril 2000.

En Europe, le Vulcano, le Stromboli, le Vésuve, l’Etna et les volcans des îles grecques sont au-dessus de

la zone de subduction qui entraîne la Méditerranée sous l’Europe.

Ces volcans sont souvent associés en alignements, encore appelés arcs insulaires (par exemple, le Japon

ou les Antilles), se traduisant par une succession d’îles volcaniques.

L’arc des Antilles comporte des volcans très actifs comme :

la Soufrière de l’île de Montserrat (entrée en éruption le 18 juillet 1995) ;

la Soufrière de la Guadeloupe ;

la Montagne Pelée de la Martinique (dont la dernière éruption a eu lieu en 1929) ;

la Soufrière de Saint-Vincent.

2. Les volcans effusifs

2.1. Les volcans situés au niveau des dorsales océaniques

Les volcans effusifs les plus importants sont situés au fond des océans. Ces volcans sous-marins

constituent une chaîne de montagnes de 65 000 km de long formant ce que l’on appelle les dorsales

océaniques. L’axe de cette chaîne de montagnes sous-marine est occupé par une vallée profonde ou rift,

d’où s’échappe de la lave basaltique par une succession de fissures.

À plus de 2 000 m de profondeur, la pression de l’eau est si forte (200 fois la pression atmosphérique)

qu’elle empêche la libération des gaz contenus dans la lave. Les éruptions volcaniques se produisent donc

sans projection. Par ailleurs, l’eau, dont la température est basse (2 °C), refroidit la lave en fusion

beaucoup plus vite que l’air : elle la fige rapidement, ce qui donne au basalte les formes caractéristiques

« en coussins » ou pillow-lavas.

Des zones particulières permettent d’observer ce volcanisme hors de l’eau :

au niveau de l’Islande, la dorsale océanique Atlantique est anormalement élevée et se retrouve

au-dessus du niveau de la mer ;

en Afrique de l’Est, le Nyragongo et le Kilimandjaro sont situés le long d’un fossé

d’effondrement continental interprété comme l’amorce de l’ouverture d’un nouvel océan (qui

n’existe pas encore).

2.2. Les volcans de point chaud

La plupart des volcans se trouvent, comme on vient de le voir, sur les bordures des plaques tectoniques

(au-dessus des zones de subduction, lieux de rapprochement de plaques ou le long des dorsales, lieux

d’éloignement de plaques).

Le volcanisme de point chaud au contraire se situe au milieu des plaques. Ces volcans sont dus à une

anomalie de température du manteau terrestre. À certains endroits, le manteau est anormalement chaud.

Ce point chaud agit comme si un chalumeau se trouvait sous la croûte terrestre : il la rend plus fragile, le

magma peut alors utiliser ces zones de faiblesse pour se frayer un chemin jusqu’à la surface où il forme

des volcans. Par ailleurs, le déplacement au cours des temps géologiques de la croûte située au-dessus

d’un point chaud entraîne une succession de volcans (le chalumeau est fixe alors que les plaques bougent

au-dessus de lui). Seuls les volcans situés directement au-dessus du point chaud sont actifs. Lorsqu’on suit

l’alignement, on constate que les volcans sont de plus en plus vieux au fur et à mesure que l’on s’éloigne

des volcans actifs. La direction de l’alignement permet de retrouver le mouvement de la plaque (la vitesse

de déplacement des plaques peut aussi être déduite, si on connaît l’âge des volcans anciens). Exemples de

volcanisme de point chaud : l’archipel d’Hawaii, les Açores, les Canaries, les Tuamotu, Tahiti ou la

Réunion. Certains points chauds sont situés sous les continents (moins mobiles que les plaques

océaniques) et donnent des massifs volcaniques isolés. Exemples : le Cameroun en Afrique, Yellowstone

aux États-Unis.

L’activité interne du globe : le volcanisme

(dossier)

L’activité interne du globe : le volcanisme (dossier)

On appelle volcanisme l’ensemble des manifestations liées aux volcans. Ces deux mots ont pour origine le

nom « Vulcain » qui désignait le dieu du feu des Romains. Les volcans constituent des lieux de dissipation

de l’énergie interne de la Terre. Comment le volcanisme se manifeste-t-il ? Quelles sont ses

conséquences ?

1. Qu’est-ce qu’un volcan ?

Les volcans sont les lieux où des laves (magmas en fusion) et des gaz arrivent à la surface de la Terre, soit

à l’air libre, soit sous l’eau. Un volcan comporte, en général, un cône volcanique formé par l’accumulation

de matières éjectées par le cratère, point de sortie de la cheminée.

2. Les différentes périodes dans la vie d’un volcan

2.1. La formation d’un volcan

Elle peut être extrêmement rapide et peut se faire indifféremment sur de la croûte continentale ou de la

croûte océanique. Le Paricutín est ainsi apparu le 20 février 1943 dans un champ de maïs sur un plateau

mexicain ; 8 jours après, il y avait un cône de scories de 180 mètres de haut… Aux Açores, le

28 septembre 1957, un nouveau volcan est apparu en mer par 100 mètres de fond, à l’ouest de l’île de

Faial.

2.2. Les volcans en éruption

Une éruption correspond à une activité intense du volcan. Ce n’est jamais un événement bref comme un

séisme ; une éruption peut en effet durer plusieurs semaines, voire plusieurs années (plus de 2 ans pour

l’éruption de la montagne Pelée à la Martinique en 1902 ; plus de 9 ans pour celle du mont Saint Helens

aux États-Unis en 1980). Au cours de ces périodes de « crise », les manifestations éruptives peuvent être

très différentes les unes des autres, elles dépendent de la nature du magma.

2.3. Les volcans en période de repos et les volcans éteints

Le mot volcan évoque habituellement l’image d’une montagne conique au sommet de laquelle s’ouvre un

cratère d’où s’échappe un panache de fumée. Cette image correspond à un volcan actif en période de

repos. Cela signifie qu’il peut de nouveau entrer en éruption.

Par ailleurs, il est très difficile de savoir si un volcan est véritablement éteint. Dans les Pyrénées, le volcan

du pays d’Ossau a vécu plusieurs dizaines de millions d’années à la fin de l’ère Primaire ; son activité est

terminée depuis plus de 200 millions d’années. On le considère comme éteint. En revanche, les volcans

récents de la chaîne des Puys dans le Massif central étaient encore en activité, il y a moins de 150 000 ans.

Sont-ils éteints ou au repos ? Dans l’Antiquité, on n’imaginait pas que le Vésuve en Italie était un volcan,

jusqu’à ce qu’il se réveille brusquement (en 79 apr. J.-C.) et détruise les villes d’Herculanum et Pompéi.

3. La diversité des éruptions

3.1. Les éruptions explosives

Les éruptions explosives sont caractéristiques des volcans à lave très visqueuse. Le magma peut, en se

refroidissant, boucher le cratère. Lors de l’éruption, le bouchon explose et des fragments de roche sont

envoyés en l’air. Les éruptions explosives, les plus importantes par le volume de matière émise, sont

caractérisées par un jet de matières de plus de 20 km de hauteur, à la vitesse de 100 à 300 mètres par

seconde (300 à 1 000 km/h). Un panache de poussières, étalé comme un champignon, se forme dans la

haute atmosphère. Les fragments refroidis retombent en pluie de cendres et de fragments de lave (les

bombes volcaniques). Ces explosions peuvent détruire le bouchon de lave refroidie au fond du cratère et,

parfois même, le cône volcanique. Ainsi, le mont Saint Helens, dans l’ouest des États-Unis (État de

Washington), a été décapité en 1991. Le Krakatau, entre Java et Sumatra a été totalement détruit en 1883.

Après une série d’explosions importantes, l’île entière a totalement disparu dans l’océan. L’affaissement

final a provoqué un raz-de-marée ressenti dans toutes les mers du globe. On explique de la même façon la

destruction, dans la haute Antiquité, de l’île de Santorin en Méditerranée, destruction qui aurait fondé le

mythe de l’Atlantide.

Ces éruptions peuvent être essentiellement gazeuses. Au Stromboli, les explosions sont dues à

l’éclatement d’énormes bulles de gaz qui se forment au sein de la lave dans la cheminée volcanique.

Le phénomène des nuées ardentes, lui, résulte de l’explosion d’une lave très visqueuse sous la pression

des gaz. La nuée ardente est essentiellement composée de gaz et de cendres à très haute température.

Ceux-ci forment une sorte de nuage qui dévale les pentes du volcan. Leur vitesse de déplacement est de

l’ordre de 100 à 600 km/h. Ce sont les manifestations volcaniques les plus dangereuses. Plusieurs se sont

produites lors de l’éruption du Pinatubo aux Philippines en 1991 et, la même année, lors de celle du mont

Unzen au Japon. Une de ces nuées, apparue sur un bord du cratère bouché par un énorme bloc d’andésite,

a dévalé en 2 minutes la montagne Pelée à la Martinique en 1902. Elle a détruit la ville de Saint-Pierre

tuant 28 000 personnes.

3.2. Les éruptions effusives

Les éruptions effusives sont caractérisées par l’émission de coulées de laves. Les coulées basaltiques

fluides peuvent atteindre plusieurs dizaines de kilomètres sur des surfaces presque planes. C’est le cas à

Hawaii où les volcans ont une forme de cônes réguliers aplatis. En 1992, au piton de la Fournaise à la

Réunion, de telles coulées issues de fissures latérales ont atteint la mer et agrandi l’île de plusieurs

kilomètres carrés. En janvier et février 2000, on a pu observer sur l’Etna, en Sicile, des fontaines de lave.

Ces éruptions sont moins dangereuses que les éruptions explosives car il n’y a pas (ou peu) de bombes

volcaniques et les coulées sont suffisamment lentes pour permettre une évacuation de la population (ce qui

n’est pas le cas pour les nuées ardentes).

4. Les différents types d’appareils volcaniques

La variété des formes d’appareils volcaniques dépend des types d’éruptions, des produits émis et de leur

localisation.

4.1. Les appareils aériens

L’accumulation de laves fluides autour d’un point d’émission conduit à un volcan bouclier, conique, à

base très large : la Réunion, 240 kilomètres de diamètre à 3 000 mètres de profondeur. Le Mona Loa à

Hawaii est le plus grand volcan du monde : 9 200 mètres de hauteur ! Sa base est à – 5 000 mètres sous

l’océan et son sommet culmine à + 4 200 mètres. Son diamètre, à la base, est équivalent à la moitié de la

largeur de la France !

Le même type de laves émises par de larges fissures conduit à la formation de très grands plateaux

basaltiques constitués d’un empilement de coulées horizontales (les trapps) : l’Aubrac, les Coirons en

France, le Dekkan en Inde et bien d’autres dont certains sont sous-marins.

Les laves plus acides sont plus visqueuses. Elles s’écoulent peu et sont, le plus souvent, éjectées par des

explosions. Elles donnent des volcans en forme de dômes ou de cônes de scories.

Les strato-volcans (le Cantal dans le Massif central ou l’Etna) ont des appareils plus complexes. Les

éruptions et les émissions de matières ont varié au cours du temps : les coulées de laves alternent avec les

dépôts de cendres, de bombes et de scories. Une coupe d’un strato-volcan montre donc une succession de

couches de matériaux différents.

4.2. Le volcanisme sous-marin

Au fond des océans, la lave basaltique fluide est soumise à la pression de l’eau qui empêche la libération

des gaz (à 2 000 mètres de profondeur la pression est égale à 200 fois la pression atmosphérique), ce qui

empêche les explosions. De plus, à la température de 2 °C (température moyenne de l’eau au fond de

l’océan), la lave se refroidit très vite. Le basalte prend la forme de « coussins » ou « d’oreillers » appelés

pillow-lavas.

5. Les phénomènes associés au volcanisme

Les fumerolles sont des jets de vapeur d’eau à travers des fissures aux alentours des cratères. Leur

température est variable (12 °C à 210 °C). Elles sont riches en dioxyde de carbone et en hydrogène

sulfuré. Au contact de l’air, le soufre cristallise et forme des dépôts jaunes.

Les geysers sont des sources très chaudes, jaillissantes et intermittentes, riches en éléments chimiques

dissous qui donnent des roches caractéristiques en se déposant autour des trous.

L’hydrothermalisme est une manifestation liée à l’activité volcanique sous-marine. Des panaches d’eau

très riches en éléments minéraux sont émis à très haute température (200 à 300 °C). Ce sont les fumeurs

noirs.

6. Les causes du volcanisme

Le volcanisme est principalement dû à la remontée de magmas provenant de niveaux différents de la

lithosphère.

6.1. L’origine des magmas

Un magma prend naissance en profondeur :

dans le manteau supérieur (c’est le cas pour le volcanisme océanique). Ce magma a une

composition basaltique ;

au niveau des zones de subduction, il se compose du produit de fusion de roches provenant de

la croûte continentale et du manteau. Sa composition est alors andésitique ;

dans les continents, lors de la formation de chaînes de montagne. La composition est alors

celle du granite. Il peut donner des laves rhyolitiques.

6.2. La formation des magmas

Les magmas sont formés de la fusion de matériaux présents en profondeur. La fusion n’est pas seulement

due à la température ; la présence d’eau ainsi que le phénomène de décompression sont des facteurs très

importants.

Pour expliquer comment un magma se forme par décompression, voici une observation facile à faire à

l’aide d’un sac empli de billes. Si l’on resserre bien les parois du sac, les billes ne bougent pas ; elles sont

calées les unes contre les autres. Si l’on relâche la paroi du sac, les billes glissent, roulent et s’étalent. En

profondeur, les roches sont soumises à la pression des couches supérieures et, même à très haute

température, elles sont solides. Si la température augmente dans une zone, les roches se dilatent un peu et

deviennent plus légères, elles ont tendance à monter très lentement en poussant et en réchauffant les

roches qui les entourent. Lorsqu’elles montent, la pression qui s’exerce diminue d’autant et, à un moment

donné, cette diminution est suffisante (comme pour les billes du sac) pour que certains minéraux

commencent à fondre donnant naissance à un magma.

6.3. La chambre magmatique

Sous presque tous les grands volcans, à une profondeur variant entre 10 et 30 km, se trouve un réservoir

de magma ou chambre magmatique. La durée de séjour du magma y est très variable. Une éruption

volcanique correspond à une reprise de l’ascension du magma de cette chambre vers l’extérieur. Cette

reprise peut-être provoquée par une arrivée nouvelle de magma profond.

Au cours du séjour dans le réservoir, le magma se refroidit très lentement ; une partie de la matière se

solidifie formant de gros cristaux, les phénocristaux des roches volcaniques. Si le refroidissement est

plus important la partie cristallisée augmente et tombe au fond de la chambre magmatique. La partie

toujours en fusion constitue un magma de composition chimique différente de celui d’origine (certains

éléments chimiques ont disparu de la phase liquide du magma et se retrouvent dans les cristaux solides).

Ce phénomène explique qu’un volcan peut émettre des laves différentes lors d’éruptions espacées dans le

temps : la chambre magmatique se vide petit à petit, alors que la composition du magma change entre

deux éruptions.

7. Les conséquences du volcanisme

7.1. Les ressources naturelles

Certains minéraux (le soufre) et certaines roches (les scories) sont exploités pour l’industrie ou la

construction.

Les cendres volcaniques fertilisent d’immenses régions, en particulier en Indonésie.

En Islande, certaines maisons sont chauffées grâce à la présence de sources d’eau chaude.

7.2. Les modifications climatiques

Certaines grandes éruptions explosives entraînent des modifications climatiques. Les gaz et les cendres

peuvent séjourner plusieurs années à plus de 10 000 mètres d’altitude. L’ensemble forme un écran qui

absorbe et réfléchit le rayonnement solaire et entraîne un refroidissement global.

1816 fut une année très froide et « sans été » en Europe et en Amérique du Nord à la suite de l’énorme

éruption du Tambora en Indonésie en 1815. L’éruption du Pinatubo en 1991 a confirmé ces effets.

7.3. Les risques pour les populations

Certaines éruptions sont marquées par des bilans très lourds en vies humaines perdues. Les connaissances

géologiques actuelles permettent de reconstituer l’histoire de l’activité éruptive d’un volcan en datant les

différentes coulées volcaniques et de prévoir ainsi son comportement. On établit les scénarios d’éruption

les plus probables et une carte des risques ; on surveille la fréquence des séismes et les gonflements du sol

sur le volcan et l’on met au point des plans d’évacuation.

Géologie

1 PRÉSENTATION

géologie, science traitant de l’origine de la Terre, de son histoire, de sa forme, des matériaux qui la composent

et des processus qui influent ou qui ont influé sur elle.

La géologie s’intéresse aux roches et aux matériaux dérivés qui composent les couches externes du globe

terrestre. Afin de comprendre la genèse de ces matériaux, les géologues recourent aux connaissances d’autres

domaines scientifiques, comme la physique, la chimie et la biologie. Ainsi, des secteurs aujourd’hui très

importants de la géologie, comme la géochimie, la géophysique, la géochronologie (emploi des méthodes de

datation) ou encore la paléontologie, peuvent-ils maintenant être considérés comme des disciplines à part

entière, qui donnent aux géologues la possibilité de mieux appréhender le fonctionnement de la planète Terre à

travers le temps.

Si chacune des sciences de la Terre suit sa propre démarche, toutes sont étroitement liées à la géologie. Ainsi,

l’étude des eaux de la Terre, dans leur relation avec les processus géologiques (hydrogéologie), fait appel aux

connaissances de l’hydrologie et de l’océanographie ; de la même façon que la mesure et l’établissement des

cartes de la surface de la Terre utilisent les acquis de la cartographie et de la géodésie. L’étude des corps

célestes, et notamment de la Lune, de Mars et de Vénus, fournit également des indices sur les origines de la

Terre. Limitées à l’origine aux observations télescopiques à partir de la Terre, ces investigations ont connu un

essor formidable avec le développement de la recherche spatiale à partir des années soixante.

La géologie ne se cantonne pas à l’étude des formes du relief terrestre (géomorphologie) et autres

caractéristiques de la surface de la Terre ; elle considère également la structure interne de la planète. Les

connaissances qu’elle en dégage sont bien sûr d’un intérêt scientifique primordial ; mais ce savoir sert aussi

directement l’Homme. Ainsi, la géologie appliquée a-t-elle pour fonctions essentielles la prospection de minéraux

utiles, la localisation des structures géologiques susceptibles de servir de soubassement aux bâtiments et

ouvrages divers et la prévision des risques naturels associés aux forces géodynamiques décrites ci-dessous.

2 HISTOIRE DE LA PENSÉE GÉOLOGIQUE

Les Anciens considéraient nombre des structures et des processus géologiques comme l’œuvre des dieux et des

déesses. L’environnement naturel leur semblait dangereux et mystérieux ; ils l’appréhendaient avec crainte et

étonnement. Ainsi les Sumériens et les Babyloniens qui à l’origine de découvertes remarquables en

mathématiques et en astronomie, ont cherché dans le monde de la mythologie l’explication des phénomènes

naturels. Ailleurs, les légendes irlandaises, par exemple, suggèrent que des êtres fabuleux sont à l’origine de

certains phénomènes naturels comme l’ensemble de colonnes basaltiques connu sous le nom de Chaussée des

Géants, le long de la côte nord-est de l’Irlande. Ce type de croyances était aussi très répandu dans les

civilisations du Nouveau Monde ; par exemple, selon les Indiens, les sillons qui entaillent les flancs de la Tour du

Diable (Devil’s Tower), colossal monolithe volcanique du Wyoming, seraient les traces des griffes d’un ours

géant.

2.1 De l’Antiquité au Moyen Âge

De la même manière, dans la Grèce et la Rome Antique, de nombreux dieux sont identifiés aux processus

géologiques. Par exemple, les éruptions volcaniques en Sicile sont attribuées au dieu romain Vulcain. Le

philosophe grec Thalès de Milet, au VIe siècle av. J.-C., est le premier à s’affranchir de la forme de pensée

mythologique et symbolique. Il considère les mécanismes géologiques comme des événements naturels et

ordonnés, susceptibles d’être étudiés à la lumière de la raison, et non pas comme des interventions

surnaturelles. Le philosophe grec Démocrite fait progresser cette philosophie naturaliste en affirmant que toute

matière est composée d’atomes. À partir de cette théorie atomiste, il propose des explications rationnelles de

toutes sortes de phénomènes géologiques : tremblements de terre, éruptions volcaniques, cycle hydrologique,

érosion et sédimentation. Ses enseignements sont exposés par le poète latin Lucrèce dans son épopée en six

livres (De natura rerum) « De la nature ». Aristote, le philosophe de la nature le plus influent des temps

anciens, comprend, au IVe siècle av. J.-C., que les coquilles enfouies dans les couches sédimentaires sont

similaires aux coquillages trouvés le long des plages. À partir de cette observation, il en déduit que les positions

relatives des continents et des mers ont dû fluctuer dans le passé, et il comprend également que de tels

changements nécessitent de longues périodes de temps. Théophraste, élève d’Aristote, contribue à la pensée

géologique en écrivant le premier ouvrage de minéralogie, Des pierres. Toutes les recherches dans ce domaine,

durant tout le Moyen Âge et les siècles qui suivent, se réfèrent à Théophraste.

2.2 La Renaissance

La Renaissance marque une nouvelle étape dans les sciences de la Terre. Les savants commencent à observer

les processus géologiques comme le faisaient les Grecs anciens. Léonard de Vinci, peintre et ingénieur, peut être

également considéré comme un pionnier des sciences naturelles. Il comprend, par exemple, que les paysages

sont sculptés par l’érosion et que les coquillages fossilisés dans les calcaires de l’Apennin sont les restes

d’organismes marins qui ont vécu au fond d’une mer qui a dû recouvrir l’Italie jadis.

Après Léonard de Vinci, le savant français Bernard Palissy écrit plusieurs traités sur la nature et l’étude

scientifique des sols, des eaux souterraines et des fossiles. Cependant, les œuvres les plus importantes de cette

époque sont celles de Georgius Agricola, minéralogiste allemand, qui publie en 1546 De Natura Fossilium, (« Sur

la nature des fossiles ») et en 1556 De Re Metallica, (« De la métallurgie »). Agricola fait le point sur les

connaissances les plus récentes en matière de géologie, de minéralogie, d’exploitation minière et de métallurgie.

Ses œuvres ont été traduites dans de nombreuses langues.

2.3 XVIIe siècle

Le danois Niels Steensen — Nicolas Sténon pour les Français — figure parmi les savants les plus importants du

XVIIe siècle. En 1669, il démontre que les angles des faces des cristaux de quartz sont constants,

indépendamment de la forme et de la taille de ces cristaux, et par extension, que la structure des autres types

de cristaux doit également être constante. Ainsi, en attirant l’attention sur la signification de la forme du cristal,

Sténon jette les bases de la cristallographie. Ses observations sur la nature des strates rocheuses l’amènent

aussi à formuler le principe de superposition, un des principes de base de la stratigraphie (voir ci-dessous).

2.4 XVIIIe et XIXe siècles

La pensée géologique au XVIIIe siècle voit s’affronter des écoles opposées. Les plutoniens, qui pensent que les

roches terrestres résultent de la solidification d’une masse en fusion qui, par la suite, a été altérée par d’autres

processus, sont opposés aux neptuniens, dont le chef de file est le géologue allemand Abraham Gottlob Werner.

Pour Werner, la croûte terrestre se compose d’une série de strates, résultant des dépôts sédimentaires

chimiques et mécaniques d’un vaste océan, déposées régulièrement, comme les couches d’un oignon. Par

opposition, le géologue britannique James Hutton et les plutoniens — ainsi nommait-on ses partisans —

distinguent les roches sédimentaires des roches intrusives d’origine volcanique.

En 1785, Hutton introduit le concept d’uniformitarisme, selon lequel l’histoire de la Terre peut être interprétée,

dans son ensemble, à partir des processus géologiques quotidiens connus des observateurs modernes. Il pense

que la plupart de ces mécanismes, opérant aussi lentement qu’ils le font aujourd’hui, doivent nécessiter des

millions d’années pour produire les formes du relief actuel. Cette théorie le met en opposition avec les opinions

théologiques de l’époque, qui soutiennent que la Terre a environ quatre mille ans. Les adversaires d’Hutton,

menés par le naturaliste français Georges Cuvier, pensent que des changements violents, soudains — des

catastrophes naturelles comme les inondations et les tremblements de terre — sont responsables des

caractéristiques géologiques de la Terre. D’où leur nom : les catastrophistes.

Le débat qui s’est déchaîné entre ces deux écoles commence à pencher en faveur des uniformitaristes avec la

publication, par Charles Lyell, des Principes de géologie (1830-1833). Né en 1797, l’année de la mort d’Hutton,

Lyell a une influence majeure sur la théorie géologique moderne, attaquant courageusement les préjugés

théologiques relatifs à l’âge de la Terre et rejetant les tentatives d’interprétation de la géologie à travers les

Écritures.

Dans les colonies américaines, l’observateur, dessinateur et cartographe Lewis Evans a déjà apporté de

remarquables contributions à la connaissance géologique de l’Amérique, avant même que paraisse l’ouvrage de

Lyell. Selon Evans, l’érosion des rivières et les dépôts alluvionnaires sont des processus évidents qui ont été

l’œuvre du passé. De plus, à travers les observations d’Evans, le concept d’isostasie — selon lequel la densité de

la croûte terrestre décroît au fur et à mesure que son épaisseur augmente — fait également son apparition pour

la première fois dans les écrits américains sur la géologie.

Outre les travaux de Lyell, d’autres développements se produisent au début du XIXe siècle dans le domaine de

la géologie : de nouvelles réactions aux concepts géologiques traditionnels, les débuts de la théorie glaciaire, les

débuts de la géomorphologie américaine, les théories de l’orogenèse, les débuts de l’exploration marine et le

développement de l’école structuraliste (voir ci-dessous). Les grandes expéditions géologiques, principalement

dans l’Ouest américain, constituent enfin des événements scientifiques majeurs.

2.4.1 La théorie glaciaire

La théorie glaciaire est élaborée d’après les travaux de Lyell et de bien d’autres savants. D’abord proposée en

1840 et acceptée plus tard universellement, cette théorie affirme que des sédiments glaciaires ont été

abandonnés par les glaciers et les inlandsis qui progressent lentement, pendant le pléistocène (voir

quaternaire), des hautes latitudes jusqu’aux latitudes moyennes. Le naturaliste suisse Horace Benedict de

Saussure est parmi les premiers à déclarer que les glaciers des Alpes pouvaient déplacer de gros rochers. Puis le

naturaliste suisse Louis Agassiz interprète correctement l’impact, sur le relief, de cet agent d’érosion et de

transport et, avec ses collègues, accumule divers types de preuves qui confirment l’avancée et le retrait des

glaciers continentaux et des glaciers de montagne.

2.4.2 Stratigraphie

Des progrès sont réalisés dans le domaine de la stratigraphie par le géologue anglais William Smith, qui délimite

les principales couches géologiques de l’Angleterre et les représente sur une carte qui reste pratiquement

inchangée aujourd’hui. Smith représente d’abord les strates sur des distances relativement courtes, puis il met

en corrélation les unités stratigraphiques de même âge mais de composition rocheuse différente. Après le

développement de la théorie de l’évolution par Charles Darwin à la fin du XIXe siècle, la notion de transformation

progressive d’une espèce vivante conduit au principe de succession faunistique. Selon ce principe, les espèces

vivantes correspondant aux différentes périodes de l’histoire de la Terre sont uniques pour chaque période

donnée. Les restes fossilisés constituent une base d’identification des dépôts de même âge partout dans le

monde, de même qu’ils peuvent servir à relier les fragments distincts en une séquence chronologique, l’échelle

des temps géologiques (voir ci-dessous).

2.4.3 Cycles d’activité géologique

De nombreux géologues du XIXe siècle commencent à considérer la Terre comme une planète dynamiquement

et thermiquement active, à l’intérieur comme à l’extérieur. Les structuralistes, ou néocatastrophistes, pensent

que les formes du relief ont pour origine des bouleversements structurels ou cataclysmiques. C’est ainsi que le

géologue anglais William Buckland et ses partisans expliquent les séquences stratigraphiques et les discordances

qui peuvent y apparaître par les variations fréquentes du niveau de la mer et les soulèvements continentaux.

Par opposition, James Hutton envisage l’histoire de la Terre en termes de cycles successifs d’activité géologique.

Il dénomme ceintures orogéniques les longues chaînes de roches plissées qui, pense-t-il, résultent d’une série

de cycles de ce type, et réserve le terme d’orogenèse à la formation des montagnes par plissement et

soulèvement. D’autres géologues reprennent, par la suite, ces concepts orogéniques, distinguant quatre cycles

majeurs : le huronien (fin du précambrien), le calédonien (paléozoïque inférieur), l’hercynien, ou varisque (fin

du paléozoïque) et l’alpin (fin du crétacé).

2.5 XXe siècle

Les progrès techniques réalisés au XXe siècle fournissent de nouveaux outils sophistiqués aux géologues, leur

permettant de mesurer et de contrôler les phénomènes avec une précision inconnue jusque-là. Parallèlement,

les notions théoriques de base de la géologie subissent une véritable révolution avec l’introduction et le

développement de la tectonique des plaques, hypothèse selon laquelle la croûte terrestre est divisée en un

certain nombre de plaques qui se déplacent, entrent en collision et se séparent au cours des temps géologiques.

Les plaques principales prennent naissance au niveau des dorsales médio-océaniques, ou zones de distension,

et se déplacent vers les fosses sous-marines, ou zones de subduction, où la croûte s’enfonce à nouveau en

profondeur. Les zones du globe où se produisent les séismes majeurs marquent les limites entre les plaques

lithosphériques, l’activité sismique pouvant alors être interprétée comme la résultante des mouvements

horizontaux de ces plaques.

Cette hypothèse est liée au concept de la dérive des continents, proposée pour la première fois sous sa forme

moderne par le météorologiste allemand Alfred Wegener en 1912. Cette hypothèse se trouve confirmée

ultérieurement quand l’exploration sous-marine fournit la preuve de l’expansion des fonds océaniques — par la

production de croûte — le long des dorsales océaniques. La théorie de la tectonique des plaques est ensuite

appliquée à la naissance et à la croissance des continents, à la formation de croûte continentale et de croûte

océanique, à la nature des couches profondes de la Terre et à leur évolution dans le temps. Ainsi, au XXe siècle,

les géologues élaborent une théorie d’ensemble où prennent place bon nombre des principaux processus qui ont

donné forme à la Terre et à son relief.

3 ÉCHELLE DES TEMPS GÉOLOGIQUES

L’histoire géologique du globe s’inscrit dans quatre grandes catégories de roches, résultant chacune d’un type

d’activité différent : l’érosion et la sédimentation donnent naissance à des couches successives de roches

sédimentaires ; la roche en fusion, qui remonte des chambres magmatiques profondes, s’épanche et se refroidit

à la surface du globe où elle fournit des témoignages de l’activité volcanique ; les structures géologiques

formées à partir de roches préexistantes apportent la preuve des déformations antérieures ; des témoignages

du plutonisme, c’est-à-dire de l’activité magmatique en cours dans les profondeurs de la Terre, sont fournis par

l’étude des roches granitiques et métamorphiques profondes. Un tableau chronologique des événements

géologiques passés peut être établi grâce à diverses techniques radiométriques et par les méthodes de la

chronologie relative.

Les divisions de l’échelle des temps géologiques qui en résultent sont fondées tout d’abord sur les modifications

observées dans les formes fossiles d’une strate à l’autre. La majeure partie, cependant (les cinq-sixièmes

environ), des quatre à six milliards d’années qu’a duré l’histoire de la Terre, est enregistrée dans des roches qui

ne contiennent pratiquement pas de fossiles. Des témoignages fossiles permettant d’établir des corrélations

stratigraphiques pertinentes n’existent que pour les 600 derniers millions d’années, à partir des dépôts du

cambrien inférieur. Les spécialistes distinguent donc deux grandes périodes dans l’histoire de la planète : le

cryptozoïque (vie cachée), ou précambrien, et le phanérozoïque (vie apparente), qui regroupe l’ensemble des

temps géologiques depuis le début du paléozoïque (ère primaire).

Les différences fondamentales apparaissant dans les séries fossiles des roches phanérozoïques d’âge ancien,

moyen ou récent, ont permis de distinguer trois grandes ères : le paléozoïque (vie ancienne), le mésozoïque

(vie moyenne) ou Secondaire, et le cénozoïque (vie récente). Les principales subdivisions à l’intérieur de chaque

ère définissent les périodes géologiques, durant lesquelles les roches de systèmes correspondants ont été

déposées sur l’ensemble du globe. Ces périodes sont généralement désignées d’après les régions où les roches

de la période considérée ont été trouvées ; par exemple, le Permien est nommé d’après la province de Perm, en

Russie. Certaines périodes portent le nom de dépôts spécifiques, comme la période carbonifère, riche en dépôts

de charbon ou de peuples anciens, comme l’ordovicien et le silurien, qui sont deux peuples de l’Angleterre et du

pays de Galles antiques. Le tertiaire et le quaternaire, qui forment le cénozoïque, sont, de plus, divisés en

époques et en âges, du paléocène à l’holocène, ou à des époques plus récentes encore. À ces divisions

chronologiques correspondent des divisions stratigraphiques : le système (équivalent géochronologique : la

période), la série (équivalent géochronologique : l’époque) et l’étage (équivalent géochronologique : l’âge).

La découverte de la radioactivité a permis aux géologues du XXe siècle de concevoir de nouvelles méthodes de

datation et de donner ainsi des âges absolus, en millions d’années, aux divisions de l’échelle des temps

géologiques. Vous trouverez ci-dessous un aperçu des différentes périodes et des formes de vie qui leur

correspondent. Au précambrien, la grande pauvreté des vestiges fossiles ne permet pas de définir des périodes

aussi nettes.

3.1 Cambrien

(De 590 à 505 millions d’années.) On assiste à une explosion de la vie animale marine, mais la vie reste absente

des continents. Les organismes sont exclusivement des invertébrés, les animaux les plus courants étant des

arthropodes aujourd’hui éteints, les trilobites, dont on connaît des milliers d’espèces. Des collisions multiples

entre les plaques lithosphériques donnent naissance au premier super-continent, le Gondwana.

3.2 Ordovicien

(De 505 à 438 millions d’années.) L’océan qui se trouvait à la place de l’actuel océan Atlantique commence à se

rétrécir au fur et à mesure que les continents se rapprochent les uns des autres. Les trilobites sont toujours

abondants ; des groupes importants font leur apparition, dont les coraux, les crinoïdes, les bryozoaires et les

pélécypodes (ou bivalves). Des poissons cuirassés (à plaques osseuses et dépourvus de mâchoire) — les plus

anciens vertébrés connus — font également leur apparition.

3.3 Silurien

(De 438 à 408 millions d’années.) La vie colonise les continents sous la forme de plantes primitives, les

psilophytales, pourvues d’un système vasculaire permettant la circulation de l’eau, et d’animaux semblables aux

scorpions et proches des arthropodes marins, les euryptérides maintenant disparus. Les trilobites décroissent en

nombre et en variété, mais les mers fourmillent de coraux bâtisseurs, de céphalopodes et de poissons à

mâchoire.

3.4 Dévonien

(De 408 à 360 millions d’années.) Cette période est également connue comme l’« âge des poissons », en raison

de l’abondance de ces animaux dans les roches dévoniennes. Les poissons se sont adaptés à l’eau douce ainsi

qu’à l’eau salée. Ils comprennent toute une variété de poissons cuirassés avec ou sans mâchoire, les premiers

requins et les poissons osseux à partir desquels ont évolué les amphibiens. Sur terre, les fougères géantes

forment de véritables forêts.

3.5 Carbonifère

(De 360 à 286 millions d’années.) Les trilobites ont pratiquement disparu, mais les coraux, les crinoïdes et les

brachiopodes sont abondants ainsi que tous les groupes de mollusques. Le climat humide et chaud favorise le

développement de forêts luxuriantes. Le niveau de la mer s’élève, occasionnant l’inondation des plaines côtières

et la formation de vastes mers continentales, où se déposent des lits d’argile. Les principaux végétaux sont les

lycopodiales, formes arborescentes du groupe des ptéridophytes (les fougères), et des plantes maintenant

disparues, les ptéridospermes, ou fougères à graines. Les amphibiens apparaissent, à partir desquels se

développent les reptiles, premiers vertébrés à vivre uniquement sur terre. Dans les airs évoluent de grands

insectes ailés de la famille des libellules.

3.6 Permien

(De 286 à 248 millions d’années.) Les plaques lithosphériques se sont regroupées en une seule masse

continentale, la Pangée. Les vrais conifères apparaissent dans l’hémisphère Nord, remplaçant les forêts

carbonifères. Les modifications climatiques résultant de la redistribution des terres et des mers déclenchent la

plus grande disparition en masse de tous les temps (environ 30 p. 100 des familles de plantes et d’animaux).

Les trilobites ainsi que de nombreux poissons et coraux se sont notamment éteints à la fin du paléozoïque.

3.7 Trias

(De 248 à 213 millions d’années.) Le début du mésozoïque (ère secondaire) a été marqué par la réapparition du

Gondwana, la Pangée s’étant séparée en deux super-continents, la Laurasia au nord et le Gondwana au sud. Les

formes de vie se modifient considérablement pendant le mésozoïque, connu aussi comme l’« âge des reptiles ».

De nouvelles familles de fougères font leur apparition, et les conifères, les cycadales et les ginkgoales

constituent les principaux groupes floraux. Les reptiles voient un développement considérable, notamment avec

l’extension des dinosaures et des tortues. Les premiers mammifères font leur apparition.

3.8 Jurassique

(De 213 à 144 millions d’années.) Pendant que le Gondwana dérive, l’océan Atlantique Nord s’élargit et

l’Atlantique Sud se forme. Les dinosaures géants règnent sur terre, tandis qu’augmente le nombre des reptiles

marins tels que les ichtyosaures et les plésiosaures. Des oiseaux primitifs apparaissent et les organismes

coralliens se multiplient dans les eaux littorales peu profondes. Chez les arthropodes évoluent des animaux

semblables aux crabes et aux homards actuels.

3.9 Crétacé

(De 144 à 65 millions d’années.) Les dinosaures abondent et donnent naissance à des formes très spécifiques,

mais ils disparaissent brutalement à la fin de cette période. Les extinctions massives ne se limitent pas à ce

groupe animal : environ 75 p. 100 des espèces sont anéanties, en même temps que de nombreux groupes

végétaux. À la fin du crétacé, les angiospermes, c’est-à-dire les plantes à fleurs, font leur apparition.

3.10 Tertiaire

(De 65 à 2 millions d’années.) Au cours du Tertiaire, l’Amérique du Nord se sépare de l’Europe et la passerelle

qui la relie à l’Amérique du Sud se forme vers la fin de cette période. Pendant le cénozoïque, la vie sur terre et

dans la mer prend des formes semblables à celles que l’on connaît aujourd’hui. Les graminées gagnant en

importance, on observe des changements dans la dentition des mammifères herbivores. Les principales espèces

de reptiles ayant disparu à la fin du crétacé, le cénozoïque devient l’« âge des mammifères ». À l’éocène (de 55

à 38 millions d’années) se développent de nouveaux groupes de mammifères : les chevaux, les rhinocéros, les

tapirs, les ruminants, les baleines et les ancêtres de l’éléphant. Des membres de la famille des chats et des

chiens apparaissent à l’oligocène (de 38 à 25 millions d’années), ainsi que des singes. Au miocène (de 25 à

5 millions d’années), les marsupiaux sont nombreux et les singes anthropoïdes (semblables à l’Homme)

peuplent les forêts. Pendant le pliocène (de 5 à 2 millions d’années), les mammifères placentaires sont à leur

apogée, en nombre et en variété d’espèces, et ce jusqu’au Quaternaire.

3.11 Quaternaire

(De 2 millions d’années à nos jours.) Les glaces polaires, à plusieurs reprises, couvrent une grande partie de

l’hémisphère Nord. Les restes fossiles montrent que de nombreux types préhumains primitifs existèrent dans le

sud de l’Afrique, en Chine et à Java durant le pléistocène inférieur (de 8 millions à 700 000 ans) et moyen (de

700 000 à 120 000 ans). Cependant, l’Homo sapiens n’est pas apparu avant la fin du pléistocène. À la fin de

cette période, l’Homme a gagné le Nouveau Monde par le détroit de Béring. Les glaces se sont retirées.

4 DOMAINES D’ÉTUDES DE LA GÉOLOGIE

La géologie traite de l’histoire de la Terre, y compris l’histoire de la vie, et couvre tous les processus physiques

en action à la surface de la Terre et dans les profondeurs de la croûte terrestre. Au sens large, la science

géologique analyse donc les interactions entre les roches, les sols, les eaux, l’atmosphère et les formes de vie

sur Terre. En pratique, les géologues orientent leurs recherches vers la géologie historique ou vers la géologie

physique. La géologie physique, qui inclut la géophysique, la pétrographie et la minéralogie, se concentre sur les

processus et les forces qui façonnent la couche externe de la Terre ou opèrent en profondeur. La géologie

historique traite d’abord de l’évolution de la surface de la Terre et des formes de vie à travers le temps ; elle

englobe la paléontologie, la stratigraphie, la paléogéographie et la géochronologie.

4.1 Géophysique

La géophysique a pour objet de déterminer les propriétés physiques de la Terre et sa composition interne à

partir des divers phénomènes physiques. Par exemple, les géophysiciens étudient le champ géomagnétique

terrestre, le paléomagnétisme des roches et des sols, les flux de chaleur à l’intérieur du globe, la force de

gravité et la propagation des ondes sismiques (Sismologie). La géophysique appliquée étudie des ensembles

structurels de moindre envergure et situés à une profondeur moindre, comme les dômes de sel, les synclinaux

et les failles, et leurs implications sur les activités de l’Homme. La géophysique de reconnaissance associe la

physique et les données géologiques pour résoudre les problèmes pratiques liés à la prospection du pétrole et

du gaz, à la localisation des terrains aquifères, à la détection des gîtes minéraux et aux diverses formes de

génie civil.

4.2 Géochimie

La géochimie étudie la chimie de la Terre considérée comme un tout. On la subdivise en géochimie

sédimentaire, géochimie organique, géochimie environnementale (comportement chimique des éléments dans

les eaux, l’atmosphère, etc.). L’origine et l’évolution des éléments, les principaux groupes de roches et de

minéraux sont les préoccupations majeures du géochimiste. Ce dernier étudie notamment la répartition et les

quantités d’éléments chimiques dans les minéraux, les roches, les sols, les formes de vie, l’eau et l’atmosphère.

La connaissance du mode de circulation des éléments dans la nature — par exemple, les cycles géochimiques du

carbone, de l’azote, du phosphore et du soufre — a de nombreuses implications pratiques, de même que l’étude

de la répartition, de l’abondance et de la stabilité de leurs isotopes. Quant à la prospection géochimique, elle

consiste dans l’application pratique des principes géochimiques théoriques à la prospection minière.

4.3 Pétrographie

La pétrographie traite de l’origine, de la disposition, de la structure et de l’histoire des roches, notamment des

roches magmatiques et des roches métamorphiques (la pétrographie des sédiments et des roches sédimentaires

porte le nom de sédimentologie). Les pétrographes étudient les modifications qui se produisent dans les masses

rocheuses lorsque les magmas se solidifient, lorsque les roches sont soumises à fusion totale ou partielle ou

lorsque les sédiments sont soumis à des transformations chimiques ou physiques. Les principaux phénomènes

étudiés sont la cristallisation des minéraux et la solidification de la matrice vitreuse des roches magmatiques

effusives (processus magmatiques), la recristallisation des minéraux à des températures élevées sans phase de

fusion (processus métamorphiques), l’échange d’ions entre les minéraux des roches solides et les fluides

interstitiels en mouvement (processus métasomatiques et diagénétiques), ainsi que les processus sédimentaires

comprenant l’érosion, le transport et le dépôt.

4.4 Minéralogie

La minéralogie traite des minéraux de la croûte terrestre, mais aussi de ceux présents à l’extérieur de la Terre,

comme les échantillons lunaires ou les météorites. (La cristallographie, une branche de la minéralogie,

comprend l’étude de la forme externe et de la structure interne des cristaux naturels et artificiels.) Les

minéralogistes étudient le mode de formation, la disposition, les propriétés physiques et chimiques, la

composition et la classification des minéraux. La détermination consiste à identifier un minéral à partir de ses

propriétés chimiques et physiques. La minéralogie appliquée analyse les processus géologiques qui sont à

l’origine de la formation des minéraux, particulièrement ceux qui ont une importance industrielle ou stratégique.

4.5 Géologie structurale

Limitée à l’origine à l’analyse des déformations des couches sédimentaires, la géologie structurale prend en

compte aujourd’hui les déformations des ensembles régionaux. L’étude des formes structurales conduit à des

comparaisons entre les éléments observés et à la classification des formes apparentées. On distingue la géologie

structurale comparative, qui envisage les grands ensembles, et les approches théoriques et expérimentales, qui

portent leurs efforts sur l’analyse microscopique des minéraux dans les roches déformées. La prospection

minière recourt à la géologie structurale, et notamment la recherche pétrolière qui a pour objet la détection des

« pièges » structuraux susceptibles de retenir les huiles minérales.

4.6 Sédimentologie

La sédimentologie est l’étude des phénomènes sédimentaires et de leurs origines. Elle traite des dépôts

terrestres et marins, anciens ou récents et de leurs faunes, flores, minéraux, textures et évolution dans le

temps et dans l’espace. Les sédimentologues étudient les caractéristiques des pierres dures et tendres dans

leurs séquences naturelles, dans le but de restituer les environnements primitifs de la Terre dans leurs cadres

tectoniques et stratigraphiques. L’étude des roches sédimentaires intègre les données et les méthodes

empruntées aux autres branches de la géologie, comme la stratigraphie, la géologie marine, la géochimie, la

minéralogie et la géologie environnementale.

4.7 Paléontologie

La paléontologie, étude de la vie préhistorique, traite des animaux fossilisés (paléozoologie) et des plantes

fossilisées (paléobotanique) en relation avec les plantes et les animaux actuels. La recherche des fossiles

microscopiques (micropaléontologie) implique la mise en œuvre de techniques différentes de celles employées

pour des spécimens de plus grandes dimensions. Les fossiles, vestiges ou traces de la vie dans les âges

géologiques passés, préservés naturellement dans la croûte terrestre, sont les principales données de la

paléontologie.

4.8 Géomorphologie

La géomorphologie décrit les formes du relief à la surface du globe et rend compte de leur modelé par l’action

des glaciers, les processus fluviatiles, les processus de transport et d’accumulation éoliens, l’érosion et

l’altération. Les autres champs de la géomorphologie traitent des influences tectoniques sur les reliefs

(morphotectonique), de l’influence des climats sur les processus morphogénétiques (géomorphologie

climatique), de la mesure et de l’analyse statistique des données morphologiques (géomorphologie

quantitative). Elle est parfois rattachée à la géographie.

4.9 Géologie appliquée

Cette branche majeure de la géologie a pour objet l’analyse, la recherche et l’exploitation des substances utiles

à l’Homme, comme les huiles minérales, les minerais, l’eau ainsi que l’énergie géothermique. Les domaines

associés comprennent les techniques de recherche des minerais d’importance économique ou stratégique

(prospection géophysique), le traitement des minerais (métallurgie) et l’application pratique de la géologie

théorique à l’exploitation minière (géologie minière).

4.10 Géotechnique

Les ingénieurs-géologues appliquent les connaissances de la géologie à l’étude des matériaux naturels — sol,

roche, eau de ruissellement et eau souterraine — qui se trouvent impliqués dans la conception, la construction

et la mise en œuvre des ouvrages d’art du génie civil (barrages, ponts, autoroutes, pipelines, projets

immobiliers, gestion des déchets). Un domaine d’application récent de la géologie est constitué par la collecte et

l’analyse des données géologiques dans le but de résoudre les problèmes résultant de l’utilisation par l’Homme

de son environnement naturel. Parmi les principaux problèmes de ce type, on peut citer : les dangers liés à la

construction d’habitations et d’autres structures dans des zones sujettes à des risques naturels tels que les

séismes, les glissements de terrain, l’érosion côtière et les inondations. Ce domaine de la géologie est

particulièrement vaste, car il intègre aussi bien la géochimie et l’hydrologie, que les sciences biologiques et

sociales et le génie civil.

5 PROCESSUS GÉOLOGIQUES

Les processus géologiques peuvent être répartis en deux grandes catégories selon qu’ils trouvent leur origine à

l’intérieur du globe (processus endogènes) ou à sa surface (processus exogènes).

5.1 Processus endogènes

La fracture des grandes plaques lithosphériques, la dérive continue de la croûte continentale et l’expansion de la

croûte océanique à partir des dorsales médio-océaniques : ces trois grands ensembles de phénomènes sont à

mettre sur le compte de forces dynamiques profondes. Le diastrophisme est un terme général qui désigne toute

déformation de l’écorce terrestre produite par des forces endogènes. Les bassins océaniques, les continents, les

plateaux et les montagnes trouvent leur origine dans ces mouvements. Le cycle géotectonique établit des

rapports entre ces formes structurales de grandes dimensions et les mouvements lithosphériques, et les

différents types de roches qui correspondent aux diverses étapes de leur développement.

L’orogenèse ou formation des montagnes, est un phénomène plus localisé qui amène la déformation des strates

préexistantes. L’épéirogenèse affecte de grands domaines continentaux et océaniques, et se traduit

principalement par des mouvements de montée ou de descente à partir desquels se forment plateaux et

bassins. Les déplacements lents et graduels des compartiments de la croûte affectent particulièrement les

cratons, portions stables de la croûte. Les failles sont des fractures de terrain avec déplacement, dont

l’amplitude varie de quelques centimètres à plusieurs kilomètres. Leur formation est souvent associée aux

frontières des plaques qui coulissent les unes contre les autres — la faille de San Andreas, par exemple au nord

de San Francisco — et aux zones de distension des continents — la Rift Valley, dans l’est de l’Afrique. Les

geysers et les sources thermales, tout comme les volcans, s’observent souvent dans des zones tectoniquement

instables.

Les volcans résultent de l’effusion, à la surface de la Terre, de laves provenant des profondeurs du globe. Le

plateau de la Columbia, dans l’ouest des États-Unis, est recouvert par des basaltes volcaniques de plus de

3 000 m d’épaisseur et couvre 50 000 km2. Ces basaltes de plateau proviennent d’éruptions fissurales. On

distingue aussi les volcans boucliers, dont les cônes présentent une pente faible, comme ceux des îles Hawaii, et

les strato-volcans, comme le mont Fuji ou le mont Saint Helens, qui sont composés de couches successives de

différents matériaux.

Les tremblements de terre sont causés par la libération brusque des pressions lentement accumulées par la

formation des failles, par l’activité volcanique ou par les deux à la fois. Les mouvements soudains à la surface

du globe sont d’origine endogène et peuvent occasionner des ravages : ce sont les tsunamis, (japonais « raz de

marée ») les glissements de terrain, les affaissements et les mouvements de subsidence, et tous les

phénomènes qui leur sont associés.

5.2 Processus exogènes

Tout élément naturel susceptible d’accumuler ou de transporter des matériaux terrestres est un agent

géomorphologique. L’eau courante, les eaux souterraines, les glaciers, le vent et les mouvements qui affectent

les grandes masses d’eau (marées, vagues et courants) sont tous des agents géomorphologiques primaires.

C’est parce qu’ils se produisent à la surface de la croûte terrestre que ces processus géologiques sont dits

exogènes.

L’altération désigne l’ensemble des processus responsables de la décomposition des roches en place. L’altération

physique, chimique ou biologique est la première phase de l’érosion. Par gravitation, les matériaux glissent le

long des versants : la reptation, le glissement de terrain, les avalanches sont les phénomènes les plus courants.

L’eau courante entraîne les matériaux meubles ; le vent parvient au même résultat : c’est la déflation. Et la

glace en mouvement affouille, arrache, broie. L’alluvionnement ou accumulation de sédiments, contribue au

nivellement général de la surface de la Terre ; le dépôt se produit quand l’agent transportant les sédiments perd

de sa puissance.

L’activité interne du globe : le volcanisme

ancien en France (fiche)

L’activité interne du globe : le volcanisme ancien en France (fiche)

On appelle volcanisme ancien, le volcanisme qui n’est plus en activité. En France métropolitaine, il n’y a

plus aujourd’hui de volcans actifs. Pourtant, de nombreuses éruptions ont eu lieu dans le passé et certains

volcans sont considérés comme à peine éteints, à l’échelle des temps géologiques. Quels sont-ils ? Quelle

est leur histoire ?

1. Le volcanisme récent

On qualifie de récent, le volcanisme qui a moins de 20 millions d’années. Il est d’âge tertiaire

(cénozoïque) et quaternaire. On dénombre alors en France une trentaine de zones éruptives plus ou

moins groupées dans le Massif central et de petits appareils isolés en Languedoc et en Provence. À cette

époque, la collision entre les plaques de l’Afrique et de l’Europe, qui a provoqué la formation des Alpes, a

aussi entraîné des mouvements le long de failles du vieux continent hercynien. Grâce à ces cassures, du

magma est parvenu jusqu’à la surface. Il a donné de beaux édifices volcaniques et des coulées de laves

encore visibles aujourd’hui dans le paysage. Les deux grands types de volcanisme, effusif et explosif, se

sont côtoyés et succédé en quelques millions d’années.

1.1. Le volcanisme du Massif central

Les volcans du Massif central forment, entre autres, la chaîne des Puys et les Monts d’Auvergne, à

l’ouest de Clermont-Ferrand. Les éruptions ont commencé il y a environ 100 000 ans ; la dernière (il y a

3 500 ans) a pu être observée par des hommes. Sur 35 km du nord au sud, une centaine de volcans de

structure simple et de petite taille (pas plus de 300 m d’altitude) sont alignés le long de lignes de fractures.

Quatre-vingts environ sont des volcans coniques avec cratères ; ils ont émis des coulées de laves

basaltiques (puy du Pariou, de la Vache, de Lassolas ; le puy de la Nugère a rejeté la lave de Volvic).

Sept sont des dômes de trachyte et d’andésite (le puy de Dôme 1 464 m, le Sarcoui) et quinze sont des

dépressions circulaires produites par des explosions, parfois occupées par un lac de cratère (lac Pavin).

Aujourd’hui les nombreuses sources thermominérales d’Auvergne témoignent d’une activité profonde

pouvant toujours donner lieu à des manifestations volcaniques.

Un volcanisme plus ancien et plus complexe, représenté par deux grands volcans, a existé au sud de la

chaîne des Puys. L’énorme volcan du Cantal de 80 km de diamètre, s’est construit à partir du miocène

supérieur (il y a 13 millions d’années) ; ses dimensions ont été comparables à celles de l’Etna actuel qui

culmine à plus de 3 000 m. Son activité éruptive, très variée, s’est poursuivie durant 9 millions d’années.

L’érosion a ramené l’altitude maximale à 1 855 m au Plomb du Cantal. Le volcan du Mont Dore s’est

formé au nord du Cantal à partir de la fin du miocène. D’un diamètre de plus de 30 km, il est resté en

activité pendant plus de 7,5 millions d’années. Ce volcanisme est accompagné de la formation des deux

grands plateaux basaltiques de l’Aubrac et du Cézallier.

À l’est du Massif central, aux sources de la Loire et de l’Allier, le volcanisme du Velay et du Vivarais a

été très important. Il a débuté au même moment que celui du Cantal et ses dernières manifestations sont

contemporaines de celles de la chaîne des Puys. On y observe 150 volcans récents et bien conservés aux

environs de la ville du Puy : des dômes (Mont Gerbier de Jonc), et de grandes coulées basaltiques dans le

Velay et les Coirons (sud de Privas).

1.2. Le volcanisme des autres régions

En Languedoc, les volcans basaltiques d’Agde et de Saint-Thibéry d’âge quaternaire accompagnent au

sud la grande coulée de lave de l’Escandorgue et les autres manifestations du bassin de Lodève situé à

l’ouest de Montpellier.

En Provence, des manifestations volcaniques sont visibles dans le massif des Maures, on peut y voir

également les volcans d’Évenos et du Destrier.

2. Le volcanisme ancien

On appelle ainsi un volcanisme qui s’est produit entre – 600 millions et – 20 millions d’années, c’est-à-

dire depuis la fin du précambrien, au cours des ères primaire (paléozoïque) et secondaire (mésozoïque) et

jusqu’à la moitié de l’ère tertiaire (cénozoïque). Dans ces terrains anciens, l’érosion est très importante et

les volcans ne sont plus visibles. Seules les roches volcaniques ou les restes de coulées peuvent être

retrouvées, intercalées dans des couches sédimentaires.

2.1. Le volcanisme ancien d’origine continentale

Dans le Massif armoricain, les Pyrénées, en Provence on trouve des traces de volcanisme de l’ère

Primaire (de - 550 à – 230 millions d’années).

Des strates de roches volcaniques (basaltes et rhyolites) du début de cette ère sont connues dans la région

des Coëvrons et dans le massif d’Ecouves, près d’Alençon en Normandie, mais aussi dans la région de

Cholet en Vendée. Dans les Pyrénées, un énorme bloc andésitique datant de la fin de cette ère constitue

l’ensemble du massif dominé par le pic du Midi d’Ossau. En Provence, il existe des basaltes du même âge

dans le massif des Maures ainsi qu’une importante coulée rhyolitique dans l’Estérel.

2.2. Le volcanisme ancien d’origine océanique

Dans les Alpes, près de Briançon, des fragments d’une ancienne croûte océanique constituent les massifs

du Chenaillet et du Haut-Queyras situés à 2500-3000 mètres d’altitude. Avant la formation des Alpes,

durant le mésozoïque, cet océan séparait l’Europe et l’Afrique. Ce volcanisme est formé d’un ensemble de

roches sombres : les « ophiolites » avec des laves en oreillers ou pillow lavas, identiques aux roches

volcaniques des dorsales actuelles.