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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.