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4.3 : Types de volcans - Géosciences


Il existe de nombreux types de volcans ou de sources volcaniques ; certains des plus courants sont résumés dans le tableau 4.1.

Tableau 4.1 Un résumé des types importants de volcanisme
[Sauter le tableau]
TaperCadre tectoniqueLa taille et la formeCaractéristiques du magma et de l'éruptionExemple
Cône de cendresDivers; une certaine forme sur les flancs de plus grands volcansPetit (10s à 100s de mètres) et raide (Supérieur à 20°)La plupart sont mafiques et se forment à partir des premiers stades riches en gaz d'une éruption associée au bouclier ou au riftEve Cone, nord de la Colombie-Britannique
Volcan compositePresque tous sont dans des zones de subductionTaille moyenne (1000 mètres de haut et jusqu'à 20 km de diamètre) et pente modérée (10° à 30°)La composition du magma varie de felsique à mafique, et d'explosif à effusifMont Saint Helens
Volcan bouclierLa plupart sont au niveau des panaches du manteau ; certains sont sur des crêtes étaléesGrand (jusqu'à plusieurs 1000 mètres de haut et jusqu'à 200 kilomètres de large), pas raide (généralement 2° à 10°)Le magma est presque toujours mafique et les éruptions sont généralement effusives, bien que les cônes de cendres soient courants sur les flancs des volcans boucliers.Kilauea, Hawaï
Grandes provinces ignéesAssocié aux panaches « super » du manteauÉnorme (jusqu'à des millions de kilomètres carrés) et des centaines de mètres d'épaisseurLe magma est toujours mafique et les flux individuels peuvent atteindre des dizaines de mètres d'épaisseurBasaltes du fleuve Columbia
Volcanisme des fonds marinsGénéralement associé à des crêtes étalées mais aussi à des panaches mantelliquesDe vastes zones du fond marin associées à l'étalement des dorsalesLes oreillers se forment à des taux d'éruption typiques; des coulées de lave se développent si la rareté des coulées est plus rapideLa crête Juan de Fuca
KimberliteSource du manteau supérieurLes restes mesurent généralement 10 à 100 mètres de diamètreLa plupart semblent avoir eu des éruptions explosives formant des cônes de cendres; le plus jeune est daté d'environ 10 ka, et tous les autres sont d'au moins 30 MaChamp de kimberlite Lac de Gras, Territoires du Nord-Ouest

Les tailles et les formes des volcans boucliers, composites et à cône de cendres typiques sont comparées dans la figure (PageIndex{1}), bien que, pour être honnête, le Mauna Loa soit le plus grand volcan bouclier sur Terre ; tous les autres sont plus petits. Le Mauna Loa s'élève du fond marin plat environnant et son diamètre est de l'ordre de 200 km. Son altitude est de 4 169 m au-dessus du niveau de la mer. Le mont St. Helens, un volcan composite de taille moyenne, s'élève au-dessus des collines environnantes de la chaîne des Cascades. Son diamètre est d'environ 6 km et sa hauteur est de 2 550 m au-dessus du niveau de la mer. Les cônes de cendres sont beaucoup plus petits. Sur ce dessin, même un gros cône de cendres n'est qu'un point.

Cônes de cendres

Cônes de cendres, comme Eve Cone dans le nord de la Colombie-Britannique. (Figure (PageIndex{2})), ne mesurent généralement que quelques centaines de mètres de diamètre et rares sont ceux qui dépassent 200 m de haut. La plupart sont constitués de fragments de vésiculaire roche mafique (scorie) qui a été expulsée lorsque le magma a bouilli lorsqu'il s'est approché de la surface, créant des fontaines de feu. Dans de nombreux cas, ceux-ci sont devenus plus tard les sites de coulées de lave effusives lorsque les gaz ont été épuisés. La plupart des cônes de cendres sont monogénétique, ce qui signifie qu'ils se sont formés au cours d'une seule phase éruptive qui aurait pu durer des semaines ou des mois. Parce que les cônes de cendres sont constitués presque exclusivement de fragments lâches, ils ont très peu de force. Ils peuvent être facilement et relativement rapidement érodés.

Volcans composites

Volcans composites, comme le mont St. Helens dans l'État de Washington (Figure (PageIndex{3})), sont presque tous associés à la subduction aux frontières des plaques convergentes—soit aux frontières océan-continent ou océan-océan (Figure (PageIndex{2 })b). Ils peuvent s'étendre jusqu'à plusieurs milliers de mètres du terrain environnant et, avec des pentes allant jusqu'à 30˚, ils peuvent faire jusqu'à environ 20 km de diamètre. Dans de nombreux volcans de ce type, le magma est stocké dans une chambre magmatique dans la partie supérieure de la croûte. Par exemple, au mont St. Helens, il existe des preuves d'une chambre magmatique d'environ 1 km de large et s'étendant d'environ 6 km à 14 km sous la surface (Figure (PageIndex{4})). Des variations systématiques dans la composition du volcanisme au cours des derniers milliers d'années au mont St. Helens impliquent que la chambre magmatique est zonée, de plus felsique au sommet à plus mafique au fond.

Les éruptions mafiques (et certaines éruptions intermédiaires), en revanche, produisent des coulées de lave ; celui représenté sur la figure (PageIndex{5})b est suffisamment épais (environ 10 m au total) pour avoir refroidi dans un assemblage en colonnes modèle (Figure (PageIndex{7})). Les coulées de lave aplatissent à la fois le profil du volcan (car la lave coule généralement plus loin que les chutes de débris pyroclastiques) et protègent les dépôts fragmentaires de l'érosion. Même ainsi, les volcans composites ont tendance à s'éroder rapidement. Patrick Pringle, volcanologue au Département des ressources naturelles de l'État de Washington, décrit le mont St. Helens comme un « tas de déchets ». La composition de la roche qui compose le mont St. Helens va de la rhyolite (figure (PageIndex{5})a) au basalte (figure (PageIndex{5})b); cela implique que les types d'éruptions passées ont considérablement varié dans leur caractère. Comme déjà noté, le magma felsique ne s'écoule pas facilement et ne permet pas aux gaz de s'échapper facilement. Dans ces circonstances, la pression s'accumule jusqu'à ce qu'un conduit s'ouvre, puis une éruption explosive se produit de la partie supérieure riche en gaz de la chambre magmatique, produisant pyroclastique débris, comme indiqué sur la figure (PageIndex{5})a. Ce type d'éruption peut également entraîner une fonte rapide de la glace et de la neige sur un volcan, ce qui déclenche généralement de grandes coulées de boue appelées lahars (Figure (PageIndex{5})a). Les coulées pyroclastiques chaudes et rapides et les lahars sont les deux principales causes de pertes lors des éruptions volcaniques. Les coulées pyroclastiques ont tué environ 30 000 personnes lors de l'éruption du mont 1902. Pelée sur l'île caribéenne de la Martinique. La plupart ont été incinérés chez eux. En 1985, un lahar massif, déclenché par l'éruption du Nevado del Ruiz, a tué 23 000 personnes dans la ville colombienne d'Armero, à environ 50 km du volcan.

Dans un contexte géologique, les volcans composites ont tendance à se former relativement rapidement et ne durent pas très longtemps. Helens, par exemple, est composé de roches qui ont toutes moins de 40 000 ans ; la plus grande partie a moins de 3 000 ans. Si son activité volcanique cesse, il pourrait s'éroder en quelques dizaines de milliers d'années. C'est en grande partie à cause de la présence de matière éruptive pyroclastique, qui n'est pas forte.Accueil

Exercice 4.3 Volcans et subduction

La carte présentée ici illustre les interactions entre les plaques Amérique du Nord, Juan de Fuca et Pacifique au large de la côte ouest du Canada et des États-Unis. La plaque Juan de Fuca se forme le long de la crête Juan de Fuca, puis est subductée sous la plaque nord-américaine le long de la ligne rouge avec des dents ("limite de subduction").

  1. À l'aide de la barre d'échelle en bas à gauche de la carte, estimez la distance moyenne entre la limite de subduction et les volcans composites Cascadia.
  2. Si la plaque de subduction Juan de Fuca descend de 40 km pour chaque 100 km qu'elle se déplace à l'intérieur des terres, quelle est sa profondeur probable dans la zone où se forment les volcans ?

Voir l'annexe 3 pour Exercice 4.3 réponses.

Volcans Bouclier

Les plus volcans boucliers sont associés à des panaches du manteau, bien que certains se forment à des limites divergentes, soit sur terre soit sur le fond marin. En raison de leur magma mafique non visqueux, ils ont tendance à avoir des pentes relativement douces (2 à 10˚) et les plus grandes peuvent avoir plus de 100 km de diamètre. Les volcans boucliers les plus connus sont ceux qui composent les îles hawaïennes, et parmi eux, les seuls actifs se trouvent sur la grande île d'Hawaï. Le Mauna Loa, le plus grand volcan du monde et la plus grande montagne du monde (en volume) est entré en éruption pour la dernière fois en 1984. Le Kilauea, sans doute le volcan le plus actif au monde, est en éruption, pratiquement sans interruption, depuis 1983. Loihi est un volcan sous-marin du côté sud-est d'Hawaï. Il est connu pour la dernière fois pour avoir éclaté en 1996, mais peut avoir éclaté depuis lors sans être détecté.

Tous les volcans hawaïens sont liés au panache du manteau qui se trouve actuellement sous Mauna Loa, Kilauea et Loihi (Figure (PageIndex{8})). Dans cette zone, la plaque Pacifique se déplace vers le nord-ouest à un rythme d'environ 7 centimètres (cm) par an. Cela signifie que les volcans formés plus tôt - et maintenant éteints - se sont maintenant éloignés du panache du manteau. Comme le montre la figure (PageIndex{8}), il existe des preuves de chambres magmatiques crustales sous les trois volcans hawaïens actifs. À Kilauea, la chambre magmatique semble avoir plusieurs kilomètres de diamètre et se situe entre 8 et 11 km sous la surface.[1]

Bien qu'il ne s'agisse pas d'une montagne proéminente (Figure (PageIndex{2})), le volcan Kilauea a une grande caldeira dans sa zone sommitale (Figure (PageIndex{9})). Une caldeira est un volcan cratère qui fait plus de 2 km de diamètre ; celui-ci mesure 4 km de long et 3 km de large. Il contient un élément plus petit appelé cratère Halema'uma'u, qui a une profondeur totale de plus de 200 m sous la zone environnante. La plupart des cratères et caldeiras volcaniques se forment au-dessus des chambres magmatiques, et le niveau du fond du cratère est influencé par la quantité de pression exercée par le corps magmatique. Au cours des temps historiques, les planchers de la caldeira du Kilauea et du cratère Halema'uma'u se sont déplacés vers le haut lors de l'expansion de la chambre magmatique et vers le bas lors du dégonflage de la chambre.

L'une des caractéristiques remarquables de la caldeira de Kilauea est la montée de la vapeur d'eau (le nuage blanc sur la figure (PageIndex{9})) et une forte odeur de soufre (figure (PageIndex{10})). Comme c'est généralement le cas dans les régions magmatiques, l'eau est le principal composant volatil, suivi du dioxyde de carbone et du dioxyde de soufre. Ceux-ci, ainsi que certains gaz mineurs, proviennent de la chambre magmatique en profondeur et remontent à travers les fissures de la roche sus-jacente. Ce dégazage du magma est essentiel au style d'éruption du Kilauea, qui, pendant la majeure partie des 35 dernières années, a été effusif et non explosif.

L'éruption du Kilauea qui a commencé en 1983 a commencé avec la formation d'un cône de cendres à Pu'u'O'o, à environ 15 km à l'est de la caldeira (Figure (PageIndex{11})). Le magma alimentant cette éruption s'est écoulé le long d'un important système de conduits connu sous le nom de East Rift, qui s'étend sur environ 20 km de la caldeira, d'abord au sud-est puis à l'est. La fontaine de lave et la construction du cône de cendres Pu'u'O'o (Figure (PageIndex{12})a) se sont poursuivies jusqu'en 1986, date à laquelle le flux est devenu effusif. De 1986 à 2014, la lave a coulé d'une brèche dans le flanc sud du Pu'u 'O'o le long de la pente du Kilauea à travers un tube de lave (Figure (PageIndex{12})d), émergeant à ou près de l'océan. En 2014 et 2015, la lave s'est écoulée vers le nord-est en direction de la communauté de Pahoa (voir exercice 4.4). En mai 2018, une nouvelle éruption a commencé à 15 km à l'est du flux 2014/15 dans la zone connue sous le nom de Leilani Estates. Le Lower East Rift Flow a été actif pendant 6 mois. Pendant ce temps, 35 km2 des terres existantes étaient recouvertes de lave et 3,5 km2 de nouvelles terres ont été créées (Figure (PageIndex{11})), environ 48 km de route ont été recouverts de lave et 716 habitations ont été détruites (voir USGS Aperçu de l'éruption du volcan Kilauea 2018 [PDF]). L'activité volcanique sur le Rift Est a cessé en août 2018, et il n'y a eu aucune activité sur Kilauea depuis lors. Cela semble marquer la fin du cycle d'éruption qui a duré - avec seulement quelques courtes interruptions - pendant 35 ans. Le Kilauea entrera presque certainement en éruption dans des années ou des décennies.

Les deux principaux types de textures créées lors des éruptions subaériennes effusives sont pahoehoe et aa. Pahoehoe, la lave filandreuse qui se forme sous forme de lave non visqueuse, coule doucement, formant une peau qui se gélifie puis se plisse en raison du flux continu de lave sous la surface (Figure (PageIndex{12})b, et "lava flow video »). Aa, ou lave en blocs, se forme lorsque le magma est forcé de s'écouler plus vite qu'il ne le peut (en descendant une pente par exemple) (Figure (PageIndex{12})c). Téphra (fragments de lave) est produit lors d'éruptions explosives et s'accumule à proximité des cônes de cendres.

La figure (PageIndex{12})d est une vue d'un tube de lave actif à la limite sud du Kilauea. La lueur rouge provient d'un flux de lave très chaude (~1200°C) qui a coulé sous terre sur la majeure partie des 8 km de l'évent Pu'u'O'o. Les tubes de lave se forment naturellement et facilement sur les volcans boucliers et composites, car la lave mafique qui coule se refroidit préférentiellement près de ses marges, formant des solides laves de lave qui finissent par se fermer au-dessus du flux. Le magma dans un tube de lave n'est pas exposé à l'air, il reste donc chaud et fluide et peut s'écouler sur des dizaines de kilomètres, contribuant ainsi à la grande taille et aux faibles pentes des volcans boucliers. Les volcans hawaïens sont criblés de milliers de vieux tubes de lave, certains atteignant 50 km.

Le Kilauea a commencé à se former vers 300 ka, tandis que le Mauna Loa voisin remonte à 700 ka et le Mauna Kea ito voisin vers 1 Ma. Si le volcanisme continue au-dessus du panache du manteau d'Hawaï de la même manière qu'il l'a fait depuis 85 Ma, il est probable que le Kilauea continuera à éclater pendant au moins 500 000 ans. À ce moment-là, son voisin, Loihi, aura émergé du fond marin, et ses autres voisins, Mauna Loa et Mauna Kea, auront subi une érosion importante, comme leurs cousins, les îles au nord-ouest (Figure (PageIndex{ 8})).

Exercice 4.4 La coulée de lave du Kilauea en 2014

L'US Geological Survey Hawaii Volcano Observatory (HVO) carte montrée ici, datée du 29 janvier 2015, montre le contour de la lave qui a commencé à couler vers le nord-est de Pu'u 'O'o le 27 juin 2014 (la " coulée de lave du 27 juin, " alias la " Flux de lave du Rift Est "). Le flux a atteint la colonie la plus proche, Pahoa, le 29 octobre, 124 jours plus tard. Après avoir endommagé certaines infrastructures à l'ouest de Pahoa, le flux a cessé d'avancer. Une nouvelle épidémie s'est déclarée le 1er novembre, se ramifiant vers le nord à partir du flux principal.

Quelle est la vitesse moyenne d'avancement du front d'écoulement du 27 juin au 29 octobre 2014, en mètres par jour et en mètres par heure ?Accueil

Voir l'annexe 3 pour Exercice 4.4 Réponses.

Grandes provinces ignées

Alors que le panache du manteau d'Hawaï a produit un volume de magma relativement faible pendant très longtemps (~ 85 Ma), d'autres panaches du manteau sont moins cohérents et certains génèrent des volumes massifs de magma sur des périodes de temps relativement courtes. Bien que leur origine soit encore controversée, on pense que le volcanisme ayant conduit à grandes provinces ignées (LIP) est liée à des salves de magma de volume très élevé mais de durée relativement courte provenant des panaches du manteau. Un exemple de PLI est le Columbia River Basalt Group (CRGB), qui s'étend à travers Washington, l'Oregon et l'Idaho (Figure (PageIndex{14})). Ce volcanisme, qui couvrait une superficie d'environ 160 000 kilomètres carrés (km2) avec des roches basaltiques atteignant plusieurs centaines de mètres d'épaisseur, a eu lieu entre 17 et 14 Ma.Accueil

La plupart des autres éruptions LIP sont beaucoup plus grosses. On estime que les pièges sibériens (également basaltiques), qui ont éclaté à la fin du Permien à 250 Ma, ont produit environ 40 fois plus de lave que le CRBG.

Le panache du manteau qui est supposé être responsable du CRBG est maintenant situé sous la région de Yellowstone, où il conduit au volcanisme felsique. Au cours des 2 dernières Ma, trois très grandes éruptions explosives à Yellowstone ont produit environ 900 kilomètres cubes (km3) de magma felsique, environ 900 fois le volume de l'éruption de 1980 du mont St. Helens, mais seulement 5 % du volume de magma mafique dans le CRBG.

Volcanisme au fond de la mer

Certaines éruptions du LIP se produisent sur le fond marin, la plus grande connue étant celle qui a créé le plateau Ontong Java dans l'océan Pacifique occidental vers 122 Ma. Mais la plupart des volcanismes des fonds marins proviennent de frontières divergentes et impliquent des éruptions de volume relativement faible. Dans ces conditions, la lave chaude qui suinte dans l'eau de mer froide se refroidit rapidement à l'extérieur et se comporte alors un peu comme un dentifrice. Les gouttes de lave qui en résultent sont appelées oreillers, et ils ont tendance à former des amas autour d'un évent de lave du fond marin (Figure (PageIndex{15})). En termes de superficie, il y a très probablement plus de basalte coussiné sur le fond marin que tout autre type de roche sur Terre.

Kimberlites

Alors que tout le volcanisme discuté jusqu'à présent est censé provenir de la fonte partielle dans le manteau supérieur ou dans la croûte, il existe une classe spéciale de volcans appelés kimberlites qui ont leurs origines beaucoup plus profondément dans le manteau, à des profondeurs de 150 km à 450 km. Lors d'une éruption de kimberlite, les matériaux de cette profondeur peuvent remonter rapidement à la surface (de quelques heures à quelques jours) avec peu d'interaction avec les roches environnantes. En conséquence, le matériau éruptif kimberlitique est représentatif des compositions du manteau : il est ultramafique.

Éruptions de kimberlite qui prennent naissance à des profondeurs supérieures à 200 km, dans des zones sous une vieille croûte épaisse (Boucliers), traversent la région de stabilité du diamant dans le manteau et, dans certains cas, ramènent le matériau diamantifère à la surface. Tous les gisements de diamants sur Terre sont supposés s'être formés de cette manière ; un exemple est la riche mine Ekati dans les Territoires du Nord-Ouest (Figure (PageIndex{16})).

Les kimberlites d'Ekati ont éclaté entre 45 et 60 Ma. De nombreuses kimberlites sont plus anciennes, certaines beaucoup plus anciennes. Il n'y a eu aucune éruption de kimberlite dans les temps historiques. Les plus jeunes kimberlites connues se trouvent dans les collines d'Igwisi en Tanzanie et n'ont qu'environ 10 000 ans. Les prochains plus jeunes connus sont datés d'environ 30 Ma.

À quelle fréquence les volcans entrent-ils en éruption ?

La Smithsonian Institution maintient un catalogue complet des volcans du monde, avec des informations et une histoire éruptive pour près de 2700 sites volcaniques. Si vous passez du temps à parcourir ce site, vous découvrirez que la fréquence des éruptions sur différents volcans est extrêmement variable, bien que nous puissions faire quelques généralisations. En se concentrant uniquement sur les volcans boucliers et les volcans composites, certaines des données sont les suivantes :

Tableau 4.2 Éruptions des volcans composites et boucliers
Volcans compositesVolcans boucliers
Avachinsky (Russie) : 5 éruptions au cours des 7000 dernières annéesFernandina (Galapagos) : 31 éruptions au cours des 1000 dernières années
Pinatubo (Philippines) : 4 éruptions au cours des 9000 dernières annéesKilauea (Hawaï) : 62 éruptions au cours des 250 dernières années
Adams (Oregon, USA) : 6 éruptions au cours des 7000 dernières annéesNyamuragira (Congo) : 48 éruptions au cours des 154 dernières années

Sur la seule base de ces chiffres, il est évident qu'en général, les volcans boucliers sont beaucoup plus actifs que les volcans composites, mais il existe de nombreuses exceptions à cette tendance. Certains volcans composites sont presque aussi actifs que les volcans boucliers répertoriés ici, et certains volcans boucliers qui sont toujours considérés comme « actifs » sont presque aussi inactifs que les volcans composites répertoriés ici.

Description des images

Description de l'image HomeFigure (PageIndex{4}) : Le mont St. Helens s'élève à plus de 2,5 kilomètres au-dessus du niveau de la mer et se compose principalement de roches de moins de 3 000 ans. Sous la montagne se trouve une roche volcanique plus ancienne. Juste en dessous du niveau de la mer se trouve une petite chambre magmatique, qui est un réservoir probable pour les éruptions de 1981 et plus tard. À 5 à 14 kilomètres au-dessous du niveau de la mer se trouve la principale chambre magmatique. Les variations dans la composition du magma en éruption impliquent que cette chambre est stratifiée, avec plus de magma au fond. [Retour à la figure (PageIndex{4})]

Description de l'image HomeFigure (PageIndex{5}) : L'image (A) montre un mur de falaise avec des couches horizontales grises/brunes et oranges. Les côtés ont l'air doux comme s'ils s'usent facilement. Les couches grises/brunes sont des dépôts de lahar et les couches oranges sont des dépôts pyroclastiques felsiques. L'image (B) montre une coulée de lave basaltique colonnaire qui ressemble à une falaise rocheuse avec des couches verticales. [Retour à la figure (PageIndex{5})]

Description de l'image HomeFigure (PageIndex{13}) : L'US Geological Survey Hawaii Volcano Observatory (HVO) carte, datée du 29 janvier 2015, montre le contour de la lave qui a commencé à couler vers le nord-est de Pu'u 'O'o le 27 juin 2004 (le "27 juin coulée de lave," aka Le flux a atteint le village le plus proche, Pahoa, le 29 octobre, après avoir parcouru une distance de 20 km en 124 jours. Une nouvelle épidémie s'est produite le 1er novembre, se ramifiant vers le nord à partir du flux principal à environ 6 km au sud-ouest de Pahoa. [Retour à Figure (PageIndex{13})]

Description de l'image HomeFigure (PageIndex{14}) : Le Columbia River Basalt Group couvre la majeure partie du sud-est de l'État de Washington et s'étend le long des frontières entre Washington, l'Idaho et l'Oregon. Les basaltes colonnaires montrés sur la photo se trouvent dans l'est de Washington. Ils s'élèvent d'une vallée plate comme de hautes falaises. [Retour à la figure (PageIndex{14})]

Attributions aux médias

  • Figure (PageIndex{1}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{2}): Eve Cone © nass5518. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{3}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{4}) : Image originale © Pringle, 1993. Modifié par Steve Earle.
  • Figure (PageIndex{5}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{6}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{7}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{8}) : « Diagramme en coupe transversale du hotspot d'Hawaï » par l'USGS. Domaine public.
  • Figure (PageIndex{9}) : « Kilauea ali 2012 01 28 » par la NASA. Domaine public.
  • Figure (PageIndex{10}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{11}): Île d'Hawai'i - Mosaïque Landsat par NOAA. Domaine public. Modifié par Steven Earle.
  • Figure (PageIndex{12}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{13}) : Image de l'USGS. Domaine public.
  • Figure (PageIndex{14}) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{15}) (à gauche) : culture de basalte en coussin par la NOAA. Domaine public.
  • Figure (PageIndex{15}) (à droite) : © Steven Earle. CC PAR.
  • Figure (PageIndex{16}) : « Mine Ekati » © Jason Pineau. CC BY-SA.


Géologie et structure du système volcanique de Reykjanes, Islande

La péninsule de Reykjanes est une frontière de plaque trans-tensionnelle avec plusieurs systèmes volcaniques à partir desquels des essaims de fissures s'étendent vers le NE et le SW. Les essaims de fissures accueillent la composante d'extension, tandis que les failles décrochantes orientées nord-sud accueillent la composante de transformation. Les essaims de fissures libèrent du stress lors d'épisodes volcano-tectoniques qui se produisent à des intervalles de plusieurs centaines d'années. Le stress est libéré par les failles décrochantes par des essaims de microséismes à des intervalles de quelques décennies.

Les essaims de fissures sont segmentés le long de leur tendance. Les segments comprennent un centre volcanique avec un regroupement d'éruptions de fissures et de failles d'extension. Une zone proximale de 20 à 40 km suit où les failles deviennent dominantes avec la distance du centre. Les anomalies linéaires d'un gradient géothermique élevé s'étendent encore plus loin, dans la zone marginale des roches du Quaternaire inférieur au Miocène indiquant la propagation des dykes sur 30 à 40 km supplémentaires au-delà des failles visibles.

Le centre volcanique de Reykjanes est niché dans une zone de faille de 5 à 6 km de large avec des failles limites d'un peu plus de 20 m de projection visible. La production volcanique suit le rythme de l'extension et de l'affaissement pour combler la faille. Les trois derniers épisodes volcano-tectoniques se sont produits à Reykjanes au XIIIe siècle, il y a environ 2000 ans et environ 3200 ans. Les laves de ces trois éruptions de fissures couvrent >2/3 de Reykjanes par zone, lissant en grande partie les failles du fond du rift. Pendant le maximum glaciaire weichsélien, la marge de glace peut avoir atteint 75 à 100 km au-delà de Reykjanes. Il était devenu libre de glace il y a 14 500 ans. Il existe des preuves d'au moins 10 éruptions sur le système volcanique de Reykjanes depuis, dont les premières étaient de type bouclier de lave. Une fréquence d'éruption similaire peut avoir prévalu à Reykjanes pendant son intervalle de temps postglaciaire.

Il existe trois zones de fissures volcaniques dans le centre de Reykjanes. La zone médiane de 1,5 km 2 abrite la principale ressource géothermique du système. Récemment, la zone ouest s'est avérée abriter également une ressource exploitable. Elle peut être limitée à une zone étroite de digues. Les températures des réservoirs de ces deux réservoirs se situent entre 280 et 310 °C. La zone orientale ne s'est pas révélée productive jusqu'à présent. Il a fait éclater des laves de bouclier riches en olivine sur la majeure partie de sa trace tandis que les autres ont éclaté en tholéiite légèrement évoluée. Les zones d'alimentation dans la principale zone de production ont été corrélées en partie avec l'axe de l'est de deux tindars. Ils se regroupent également dans des intervalles presque horizontaux, ce qui peut suggérer que les rejets à densité contrôlée jouent également un rôle.


Monde Volcanique

Beaucoup de gens s'intéressent aux moyens de classer les volcans. Il y a probablement un instinct humain naturel pour essayer de donner des étiquettes à toutes choses. Ce n'est pas un mauvais instinct et cela facilite souvent la compréhension de la chose particulière qui est classée. Par exemple, vous commencez à identifier des modèles lorsque vous classez des choses et ces modèles peuvent conduire à une meilleure compréhension de tout ce que vous classez. Cependant (et c'est un grand "cependant"), lorsque vous classez des choses naturelles (il peut s'agir de poissons, de plantes, d'oiseaux, d'océans, de minéraux, de volcans ou autre), vous DEVEZ vous rappeler que le système de classification les êtres et la Nature pourraient décider de ne pas suivre exactement les règles. Il y aura TOUJOURS des exceptions à votre système de classification et il y aura TOUJOURS des choses qui entreront dans plus d'une catégorie. Tant que vous vous en rendez compte et que cela ne vous dérange pas, tout ira bien. Certes, il existe différentes manières de classer les volcans et toutes présentent des avantages et des inconvénients particuliers. Ceux-ci incluent la classification selon la chimie de la lave, le cadre tectonique, la taille, le caractère éruptif, l'emplacement géographique, l'activité actuelle et la morphologie. À titre d'exemple de la façon dont ceux-ci peuvent se mélanger, notez qu'il existe des strato volcans basaltiques (c'est-à-dire le mont Fuji), de grandes caldeiras basaltiques (c'est-à-dire Taal), de grands boucliers basaltiques à pente progressive (c'est-à-dire Mauna Loa) et de grands basaltiques à forte pente boucliers (c'est-à-dire Fernandina). De plus, bien que la plupart des volcans associés aux zones de subduction soient des cônes d'andésite ou de dacite à flancs abrupts, il existe également quelques boucliers basaltiques le long de ces zones (c'est-à-dire Masaya, Westdahl, Tolbachik). Ces exemples mettent en évidence l'obstacle mentionné ci-dessus que tout étudiant de la Terre doit surmonter - la nature fait des exceptions aux règles humaines.

Malheureusement, il existe un système particulier de classification des volcans que beaucoup de gens pensent être le seul système. Non seulement ce n'est pas le seul système, mais ce n'est pas un très bon système. Il s'agit des fameux « 3 types de volcans » (volcans boucliers, volcans stratos et cônes de cendres), et on le retrouve dans de nombreux manuels scolaires de l'école primaire au collège. Pourquoi ce schéma à 3 types est-il si mauvais ? Premièrement, il n'y a pas de place pour les grands complexes de caldeiras (tels que Yellowstone), les basaltes inondables, les champs monogénétiques ou les centres d'épandage médio-océaniques. Ce sont des types importants de volcans dont vous n'auriez jamais entendu parler si vous pensiez qu'il n'y en avait que 3 types. Deuxièmement, bien que vous puissiez parfois trouver un cône de cendres assis quelque part tout seul, il est beaucoup plus courant qu'un cône de cendres soit l'un des nombreux évents d'un grand volcan (polygénétique) ou un membre d'un champ monogénétique. Enfin, si vous pensez réellement au système, vous rencontrez des problèmes logiques, comme une enseignante de Pittsburgh s'est clairement plaint à VolcanoWorld : Elle voulait savoir comment Pu'u 'O'o pourrait être un cône de cendres sur Kilauea si les cônes de cendres sont un type de volcan et le Kilauea est un volcan bouclier. La réponse est que Pu'u'O'o est l'un des centaines d'évents du Kilauea, et il se trouve qu'il s'agit d'un cône de cendres.

Qui sait quelle est l'origine de ce système à 3 volcans, mais le plus triste est que beaucoup de gens l'utilisent sans penser aussi loin que l'a fait le professeur de Pittsburgh. La partie du cône de cendres peut provenir du fait que certains cônes de cendres ont des noms tels que "This Volcano" ou "Volcan That" même lorsqu'ils ne sont que des évents sur un volcan plus grand. Dans ces cas, le cône de cendres est probablement tout ce qui a jamais éclaté dans la mémoire collective de la population locale. Ils le considèrent logiquement comme "le volcan" et peuvent penser que la structure plus grande qui n'est pas entrée en éruption depuis qu'elle existe (et peut en partie être fortement érodée ou végétalisée) n'est "juste" qu'une montagne.

Pour la plupart des applications volcanologiques, une classification basée sur la morphologie est probablement la plus utile. Dans leur excellent livre Volcanoes of the World, Tom Simkin et Lee Siebert énumèrent 26 "types" morphologiques de volcans. C'est certainement approfondi mais un peu extrême. Vous pouvez représenter probablement >90% de tous les volcans avec 6 types. De plus, tout système sera plus utile si vous utilisez des modificateurs des autres schémas de classification potentiels avec les types morphologiques (c'est-à-dire un volcan strato andésite actif, un volcan bouclier de point chaud éteint, etc.).

Les descriptions suivantes de 6 types de volcans morphologiques sont vraiment brèves. Ils ont été écrits à l'origine pour une réponse "demandez à un volcanologue" - s'ils vous disent des choses que vous savez déjà, ne vous sentez pas insulté. Dans la plupart des bons livres de volcanologie, vous devriez pouvoir trouver plus de détails et de nombreux autres exemples.


0.2 Remerciements

Un manuel ouvert de géologie physique est quelque chose que j'avais envisagé depuis que j'ai pris le Introduction aux technologies d'apprentissage cours au Centre d'enseignement et d'apprentissage Gwenna Moss de l'Université de la Saskatchewan. Adapter un manuel ouvert est une tâche beaucoup moins intimidante que de repartir de zéro, j'étais donc ravi d'entendre parler du manuel. Géologie physique par Steven Earle, écrit pour le projet BCcampus Open Textbook. L'édition originale de Steven était une base complète et solide sur laquelle construire cet ouvrage adapté. Merci à Amanda Coolidge de BCcampus de m'avoir fait gagner un temps considérable en expliquant comment modifier le texte et en m'envoyant les fichiers exportés de la version du manuel de Steven.

Un grand merci à Heather Ross et Nancy Turner du Gwenna Moss Center pour leur soutien et leurs encouragements dans ce projet et pour les discussions avec elles sur les manuels scolaires ouverts. Le Fonds des ressources éducatives libres de l'Université de la Saskatchewan a fourni des fonds pour soutenir mon travail sur ce projet. Joyce McBeth et Tim Prokopiuk du Département des sciences géologiques m'ont fourni un travail en nature et une assistance sur le projet correspondant à mon temps pour ce financement.

Ce livre a bénéficié du travail de nombreux collaborateurs de l'Université de la Saskatchewan qui ont aidé à éditer le document et à fournir de nouvelles images à inclure dans cette édition. Tim Prokopiuk a apporté des modifications et a sélectionné des échantillons de roches pour que je les photographie dans la collection du département. Joyce McBeth a apporté de nombreuses modifications à cette édition et adapté les chapitres 14, 15 et 17. Lyndsay Hauber a apporté son aide pour les mises à jour des attributions d'images pour le chapitre sur la tectonique des plaques. Donna Beneteau et Doug Milne du College of Engineering, et Zoli Hajnal des sciences géologiques m'ont fait visiter l'installation de mécanique des roches du génie géologique et m'ont aidé à photographier leurs expériences.

Karla Panchuk, janvier 2019

0.2.1 Sources d'images

Ce projet ne serait pas possible sans la générosité de nombreuses personnes et organisations qui ont partagé leur travail avec une licence Creative Commons ou sous d'autres conditions de licence ouverte. Ce qui suit est une liste de précieuses ressources d'images, autant qu'il s'agit d'une reconnaissance de contributions :

Roger Weller has made available thousands of his high-quality rock and mineral photographs through his website hosted by Cochise College, and granted permission for their non-commercial educational use. His photos have been used extensively throughout this project. Roger’s usage stipulation has led to thoughtful discussions about what the appropriate way is to license derivative materials that make use of non Creative-Commons content. We have concluded that the best way to ensure that his wishes are respected is to license materials I make with his photographs as CC BY-NC-SA. This permits free sharing and remixing, but stipulates no commercial use, and that all derivative works must be shared with a non-commercial license.

James St. John is a geologist and paleontologist who has contributed (at the time of this writing) more than 59,000 high-quality geology-related photographs to the photo-sharing website Flickr. His photographs cover a wide range of rocks and minerals, and rarely has there been an image that I needed but couldn’t find in his work. His Flickr account is remarkable for the abundance and quality of photographs, but also because he includes detailed descriptions of his images, making it possible for me to verify that an image is what I think it is, and gather useful background information. He has shared his images with a CC BY license, which I appreciate greatly because it allows me to combine them with content having more restrictive licenses.

le U. S. Geological Survey has contributed innumerable images to the public domain. The Hawaiian Volcano Observatory in particular is my go-to source for both the latest in volcano photos, and for fascinating historical images. Data and images from the USGS Earthquake Hazards Program Latest Earthquakes map have been invaluable.

I have used NASA images for views of Earth as much as I have for views of space and other planets. It is truly remarkable that in spite of the vast resources and expertise needed to acquire these photographs, they are free to view, use, and learn from.

Among the many teaching resources offered by IRIS (Incorporated Research Institutions for Seismology) are beautifully designed images for explaining earthquakes and seismology.

When all other sources failed, the odds were good that Robert Lavinsky (www.iRocks.com), Mike Norton, or Michael Rygel had contributed exactly the right photograph to Wikimedia Commons.


Cinder Cones

Cinder cones are the most common type of volcano. A cinder cone has a cone shape, but is much smaller than a composite volcano. Cinder cones rarely reach 300 meters in height but they have steep sides. Cinder cones grow rapidly, usually from a single eruption cycle (Chiffre below). Cinder cones are composed of small fragments of rock, such as pumice, piled on top of one another. The rock shoots up in the air and doesn’t fall far from the vent. The exact composition of a cinder cone depends on the composition of the lava ejected from the volcano. Cinder cones usually have a crater at the summit.

In 1943, a Mexican farmer first witnessed a cinder cone erupting in his field. In a year, Paricutín was 336 meters high. By 1952, it reached 424 meters and then stopped erupting.

Cinder cones are often found near larger volcanoes (Chiffre below).

This Landsat image shows the topography of San Francisco Mountain, an extinct volcano, with many cinder cones near it in northern Arizona. Sunset crater is a cinder cone that erupted about 1,000 years ago.


Volcano World

There are three types of basalt lava flows: pillow, pahoehoe, et a'a.

Pillow lava

Pillow lavas are volumetrically the most abundant type because they are erupted at mid-ocean ridges and because they make up the submarine portion of seamounts and large intraplate volcanoes, like the Hawaii-Emperor seamount chain. Image Credit: Gordon Tribble/USGS

Eruptions under water or ice make pillow lava.

Pillow lavas have elongate, interconnected flow lobes that are elliptical or circular in cross-section.

Pillow lavas are often considered important when trying to decipher old rock sequences because they indicate the presence of water. However, you have to be very careful to make sure that you are not looking at regular old pahoehoe toes, which of course, indicate dry land. Many of the features that supposedly can be used to tell the difference between the two don't always work. The only absolute way to know that you are looking at true pillow lavas is to find water-lain sediments between the individual pillows. You might think "wait a minute, sediments are lain down really slowly, how are they going to get between the pillows while they're active?" Actually, when lava is flowing under water, there is a lot of sediment generated as pieces of the lava fall off during the rapid collapsing of the pillows as the quickly chill. Pillow lavas are essentially the underwater equivalent of pahoehoe. They form from low effusion-rate eruptions of fluid basalt lava. They have a rounder form than pahoehoe toes, mainly because of the ability of water to help buoy them up (gravity doesn't flatten them out so much). Also in contrast to pahoehoe toes, pillow lavas tend to have thicker skins of glass (because they are quenched more quickly), less vesicular skins (because even shallow water pressure is able to prevent bubbles from expanding very much), and generally radial fractures (in contrast to the generally concentric flow banding seen in pahoehoe toes). Nevertheless, it is often difficult to tell the two types of lava apart in exposures. The only way to absolutely know that the flows you're looking at are pillow lavas rather than pahoehoe toes, is to find submarine sediments (such as hyaloclastite debris formed from the violent reaction of lava and water) between the pillows.

Pillow lavas are also found near the summit of Mauna Kea These pillow lavas were produced by a subglacial eruption that occurred 10,000 years ago. The pillow is about 3 feet (1 m) in diameter and has a glassy rim. Figure 21.11 from Porter, 1987.

Pahoehoe

Pahoehoe is the second most abundant type of lava flow.

Pahoehoe lava is characterized by a smooth, billowy, or ropy surface.

Pahoehoe flows tend to be relatively thin, from a few inches to a few feet thick. In map-view the flows tend to be narrow and elongate.

Image Credit: Steve Mattox, 1989. (Kilauea)

A'a

A'a is characterized by a rough, jagged, spinose, and generally clinkery surface. Aa lava flows tend to be relatively thick compared to pahoehoe flows. During the early episodes of the current eruption of Kilauea volcano, aa flows up to 36 feet (11 m) thick surged through the Royal Gardens subdivision at rates as great as 108 ft/min (33 m/min).

Image Credit: R. W. Decker/USGS July 02, 1983.

The A'a / Pahoehoe difference:

If lava cools slowly and does not move too fast it forms smooth ropy lava called pahoehoe.

However, if it cools quickly and moves fast it can tear into clinkery pieces called a'a.

Temperature and gases certainly influence whether the lava becomes aa or pahoehoe. Probably the two biggest factors are viscosity and rate of shear strain. Viscosity is just how sticky something is (how much it resists flowing). An example of rate of shear strain is how quickly or slowly force is applied across a deck of cards.

Some factors influencing viscosity or rate of shear strain are listed below:

  • temperature
  • flow velocity and duration
  • gas content
  • flow dimensions
  • lava vesicularity
  • ground slope
  • crystallinity
  • channel configuration

Peterson and Tilling (1980, p. 273) suggested two general conditions that determine whether pahoehoe or aa forms:

  1. If lava slows, cools, and stops in direct response to the corresponding increase in viscosity only, it retains its pahoehoe form.
  2. If lava is forced to continue flowing after a certain critical relationship> between viscosity and rate of shear strain is achieved, the lava changes to aa.

Peterson and Tilling called this critical relationship the "transition threshold." They found that if the rate of shear strain is high, the transition threshold is reached at a lower viscosity than if the shear strain rate is low. The converse is also true. If the viscosity of the lava is high, a relatively low rate of shear strain may achieve the transition threshold, and the lava changes to a'a.

People often ask if there is a compositional difference between aa and pahoehoe lava. There is no systematic chemical difference between aa and pahoehoe lava. Lavas with the identical compositions can form both aa and pahoehoe. Lavas that have slight chemical differences tend to have different temperatures and viscosity's but the critical factor influencing the transition from pahoehoe to aa is the viscosity of the lava.

Other lavas:

Other types of lavas include block lava, which has a surface of large angular blocks, and rhyolite lava. These two types are associated with lava chemistries other than basalt. They tend to be very thick (10-200 meters) and slow moving.


When the new website was launched in May 2013 following three years of database conversion and restructuring, this catalog of Holocene volcanoes and eruptions was renamed "Volcanoes of the World" with an initial version of 4.0, in recognition of the three previous editions of the book published by Smithsonian scientists (in 1981, 1994, and 2010) with the same title.

General Database Citation:
Global Volcanism Program, 2013. Volcanoes of the World, v. 4.10.1 (29 Jun 2021). Venzke, E (ed.). Smithsonian Institution. Downloaded 03 Jul 2021. https://doi.org/10.5479/si.GVP.VOTW4-2013.

Specific Volcano Profile Citation:
Global Volcanism Program, 2013. [Volcano name (volcano number)] dans Volcanoes of the World, v. 4.10.1 (29 Jun 2021). Venzke, E (ed.). Smithsonian Institution. Downloaded 03 Jul 2021 ([volcano profile page link]). https://doi.org/10.5479/si.GVP.VOTW4-2013

Only a major change to the database structure will trigger a change to the top version number. Second-level updates will be incremented following the completion of updates to a calendar year of current eruptions. The 4.0 version had eruptions updated through 2010, so 4.4.0 was complete (to the best of our knowledge) through 2014. Minor third-level updates will be done for all other reasons, including general updates from work with the professional literature, current eruptions based on Weekly or Bulletin reports, and minor database schema changes.

Improvements to the functionality, content, or appearance of the website are not logged as part of the database versions. Previous versions are not available, so any use of content from the website should include the database version number and download date as shown above.



Volcanoes build themselves into a mountain with repeated eruptions. In 1943 a farmer in Mexico noticed that some cracks (fissures) in his corn field were growing wider and wider. The next day his field was engulfed by a growing volcanic cone. During the week the cone grew 500 feet taller. Within a year the volcano—called Paricutin—was over 1200 feet higher than the surrounding landscape. During the next eight years the volcano did not grow much taller but the cone's base widened. Paricutin stopped erupting in 1952 almost as quickly as it started. The mountain has been silent since.


Shield Volcano

Shield volcanoes are typically large mafic volcanoes that have wide broad and low relief slopes. The lava erupted from a shield volcano is typically runny and low in gas so the lava simply flows down the side of the volcano during an eruption. Think of lava you’ve seen flowing off the edge of the big island of Hawaii and into the ocean.

“Sierra Grande Shield Volcano (Raton-Clayton Volcanic Field, northeastern New Mexico, USA)” by James St. John via Flickr is licensed under CC BY 2.0.

This almost constant low viscosity lava over time builds up broad sheets of lithified lava to create a shield-shaped volcano. The low viscosity is due to the mineralogy of the lava and is typically mafic in nature. You won’t see large eruptions where lava is ejected high into the air, but the lava can be fast flowing down the slopes, enveloping houses and cars on its way down. Since the lava is runny it can flow for miles from the original source and someone who may think they are safe due to distance from the volcano could see lava at their doorstep.

Shield volcanoes are typical of hot spots, such as the Hawaiian island chain. In fact, if you take the base of Mauna Loa, which is the shield volcano that makes up the big island of Hawaii, it is the tallest mountain in the world from base to peak. However, much of the volcano is under tens of thousands of feet of water. These volcanoes can also be hundreds of miles wide at the base.

[infobox maintitle=”Shield Volcanoes Around The World” bg=”blue” color=”white” opacity=”off” space=󈭲″ link=”no link”]

[accordion]
[item title=”List of Shield Volcanoes”]

Alba Mons
Alcedo Volcano
Ambrym
Apoyeque
Arsia Mons
Ascraeus Mons
Ball’s Pyramid
Banks Peninsula
Bermuda Pedestal
Billy Mitchell
Bottom half of Mount Erebus
Bottom half of Mount Etna
Cerro Azul
Dunedin Volcano
Emi Koussi
Erta Ale
Fernandina Island
Haleakalā
Heart Peaks
House Mountain Volcano
Hualālai
Indian Heaven
Io
Itcha Range
Karaca Dağ
Kīlauea
Kohala
Kookooligit Mountains
La Cumbre
La Grille
Loloru
Lord Howe Island
Maat Mons
Masaya
Masaya Volcano
Mauna Kea
Mauna Loa
Mauna Loa
Medicine Lake Volcano
Menengai
Mount Andrus
Mount Berlin
Mount Karthala
Mount Marsabit
Mount Moulton
Mount Nyamuragira
Mount Sidley
Mount Takahe
Mount Terror
Mount Wrangell
Namarunu
Newberry Volcano
Niuafo’ou
Olympus Mons
Pavonis Mons
Piton de la Fournaise
Piton des Neiges
Poike
Purico Complex
Queen Mary’s Peak
Rabaul
Rangitoto Island
Rano Kau
Sacabaya
Santorini
São Tomé
Sierra Negra
Skjaldbreiður
Syrtis Major Planum
Tamu Massif
Tata Sabaya
Taveuni
Terevaka
The Three Sisters in Oregon
Theia Mons
Tweed Volcano
Verkhovoy

That wraps up the 3 major types of volcanoes and gives you a good basis for understanding more about the background of volcanoes. Volcanic eruptions are something humans need to manage globally, albeit, we are learning to become more predictive and better at managing the risk of an eventual eruption.

“Volcanoes are one way earth gives birth to itself.” — Robert Gross


Voir la vidéo: Le volcan indonésien Merapi, en éruption, projette un nuage de cendres géant (Octobre 2021).