5Géologie Structurale

7/22/2019 5Géologie Structurale

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S O M M A I R E

Définition 1

1. Les failles. 2

2. Types de failles 3

2.1 Faille Normale 3

2.2 Faille Inverse 3

2.3 Décrochement 4

2.4 Relation avec les séismes 5

2.4.1 Processus endogènes 5

2,4,2 Formation d'un Tsunami 6

3. Les plis. 6

4. Le plissement 8

5. Eléments d'un pli 12

5.1 Types de plis. 135.2 Anticlinal 14

5.3 Synclinal 14

5.4 Chevauchement 14

5.5 Nappe de charriage 14

6. Mesure des éléments structuraux. 16

6.1 Mesure du pendage 16

6.2 Les courbes de niveau. 17

7. Le volcanisme 18

7.1 Présentation 18

7.2 Formation des geysers 18

7.3 Volcans 19

7.3.1 Volcans fissuraux 20

Volcans centraux 20

Volcans boucliers 20

Volcans des zones de subduction 21

7.3.5 Caldeiras 22

8. Phénomènes magmatiques 23Types d'éruptions 24

Dépôts volcaniques 25

8.3 Formes magmatiques 26

8.4 Points chauds 27

8.5 Les risques liés au volcanisme 28





Géologie Structurale Naftogaz 2006

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DéfinitionLimitée à l’origine à l’analyse des déformations des couches sédimentaires, la géologiestructurale prend en compte aujourd’hui les déformations des ensembles régionaux. L’étude desformes structurales conduit à des comparaisons entre les éléments observés et à la classificationdes formes apparentées. On distingue la géologie structurale comparative, qui envisage les

grands ensembles, et les approches théoriques et expérimentales, qui portent leurs efforts surl’analyse microscopique des minéraux dans les roches déformées. La prospection minièrerecourt à la géologie structurale, et notamment la recherche pétrolière qui a pour objet ladétection des « pièges » structuraux susceptibles de retenir les huiles minérales.

La géologie structurale est l'étude des processus par lesquels les forces (contraintes)appliquée aux roches y transforment les formes (structures) et les agencements granulaires(microstructures). Cette transformation est une déformation. Les deux grandes familles destructures que les géologues étudient sont les failles et les plis.

Parmi les processus étudiés, les principaux sont:

• La rupture des roches (dite déformation fragile)

• Le plissement

• La déformation plastique des roches (dite déformation pénétrative ou déformation ductile)

• La rhéologie des roches

• La microstructurale des minéraux, qui étudie la déformation des minéraux au cours de leurcroissance.

Les résultats d'une étude structurale trouvent leur application dans la compréhension de la

tectonique d'une région.

La stratigraphie nous a montré que les couches des terrains sédimentaires se déposenthorizontalement les uns au dessus des autres. Dans les bassins sédimentaires, elles restent àpeu près dans cette position. Les déformations localement observées accompagnent dessoulèvements de toute une région par rapport à des zones voisines plus ou moins affaissées.

L’orogenèse (genèse des montagnes) comprend donc des mouvements verticaux de vastesrégions, accompagnés de bombements à grand rayon de courbure (géo anticlinaux etgéosynclinaux) et des formations plus évidentes à l’échelle locales, atteignant seulement la

couverture sédimentaire (plis et failles de couverture).

Ces déformations visibles en surface (failles, plis), sont des formes tectoniques. La tectoniqueétudie leur architecture.

Les mouvements profonds du socle ne sont accessibles que par les méthodes géophysiques(études des séismes, anomalies de la pesanteur, température interne du globe…).

1. Les failles.

Une faille est une fracture (un plan de rupture) dans l’écorce terrestre. Les couches rocheuses

situées de part et d’autre de la faille bougent ou ont bougé l’un par rapport à l’autre. Cemouvement qui est dû au mouvement des plaques tectoniques peut être horizontal, produisant




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un décrochement, ou vertical produisant un rejet dont l’escarpement peut atteindre plusieursmilliers de mètres. Un déplacement brutal le long d’une faille peut entraîner un séisme.

Les failles peuvent avoir des tailles "continentales" (plus de 1000km), jusqu'à des taillesdécimétriques (visible dans les carrières ou sur le bord des routes).

Dimensions

Il est à noter qu'il existe une relation entre:

• la taille de la faille (en carte)

• la profondeur de la faille

• le mouvement total sur cette faille

• l'épaisseur de la zone fracturée

Typiquement, une faille déca kilométrique (~10 km) de long affectera une épaisseur de roche de

kilométrique (~1 km), le mouvement total sera hectométrique (~100 m) et l'épaisseur de la zonefracturée décamétrique (~10 m). Cette relation est néanmoins très variable suivant le contexte etle type de faille.

Un rift est une grande dépression bordée de failles.

En géologie, un horst désigne un compartiment resté haut entre des failles normales. On y

oppose le terme graben, qui désigne le compartiment abaissé.

2. Types de faillesSuivant le type de mouvement relatif, on définit trois types de failles : normale, inverse etdécrochement.

2.1 Faille NormaleEn géologie, une faille normale est un plan incliné (le plus souvent d'environ 60°) séparant deuxcompartiments rocheux. Le glissement sur ce plan de faille se traduit par un écartement des

deux compartiments, et par l'abaissement du bloc supérieur par rapport au bloc inférieur. Cemouvement relatif accommode un allongement horizontal.




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Faille Normale : Elle se formelorsque deux blocs de l’écorce

terrestre s’écartent l’un del’autre sous l’effet de forces dedistension.

Une faille normale accompagne une extension; le compartiment au dessus de la faille ("toit" ou"hangingwall") descend par rapport au compartiment situé en dessous de la faille ("mur" ou"footwall"). La partie affaissée située entre deux failles normales à pendage opposé est appeléegraben. La partie soulevée entre deux failles normales à pendage opposé est appelée horst. Lesfailles normales présentant un faible pendage et une signification régionale peuvent êtreappelées "faille de détachement" ("detachment fault").

2.2 Faille InverseUne faille inverse est un plan incliné (le plus souvent d'environ 30°) séparant deuxcompartiments rocheux. Le glissement sur ce plan se traduit par le rapprochement des deuxcompartiments et par le soulèvement du compartiment supérieur par rapport au compartimentinférieur. Ce mouvement relatif accommode un raccourcissement horizontal. La spécificité desfailles inverses est qu'elles provoquent une superposition anormale et un redoublement descouches sédimentaires.

Une faille inverse se formelorsque deux bloques de

l’écorce terrestre subissenttous deux une compressionet que l’un des blocschevauche l’autre.

Une faille inverse, ou chevauchement qui accompagne une compression; le compartiment audessus de la faille ("toit" ou "hangingwall") monte par rapport au compartiment situé en dessous

de la faille ("mur" ou "footwall"). Chevauchements lorsqu'elles sont très faiblement inclinées)caractérisent une déformation compressive. Elles se trouvent donc en général dans les régions




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du globe où la tectonique des plaques induit une convergence relative. Cela peut se produire enbordure de plaques, comme dans une zone de subduction et le prisme d'accrétion associé, ou ausein de la croûte continentale, comme dans les chaînes de montagnes, qui résultent de lacollision et du rapprochement de deux plaques tectoniques. Ce sont d'ailleurs les failles inverseset chevauchements qui y sont à l'origine de l'épaississement de la croûte et de la construction dela chaîne.

2.3 DécrochementUn décrochement est souvent une faille presque verticale le long de laquelle un compartimentrocheux coulisse horizontalement par rapport au compartiment opposé. Ce mouvement relatifaccommode aussi bien un allongement horizontal que le raccourcissement horizontal qui seraitperpendiculaire à cet allongement.

Un décrochement qui accompagne un mouvement de coulissage; les décrochements purs (failleverticale et déplacement horizontal) ne s'accompagnent d'aucun mouvement vertical. Lesdécrochements peuvent être dextre ou sénestre, suivant que le compartiment opposé à

l'observateur se déplace vers la droite ou la gauche (respectivement).

Les décrochements (appelés failles transformantes lorsqu'ils appartiennent à une bordure deplaque) se rencontrent donc dans tous les types de contextes géodynamiques.

Suivant le sens du coulissement relatif, on définit deux types de décrochements:

• Décrochement dextre lorsque l'observateur faisant face à la faille voit l'autre compartimentglisser vers sa droite

• Décrochement sénestre lorsque l'observateur faisant face à la faille voit l'autrecompartiment glisser vers sa gauche

2.4 Relation avec les séismesLa rupture et le glissement le long de la faille peuvent s'accompagner d'un tremblement de terre.Si le glissement est libre, on parle de « creeping », et la déformation est asismique.

2.4.1 Processus endogènesLa fracture des grandes plaques lithosphériques, la dérive continue de la croûte continentale etl’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. Lediastrophisme est un terme général qui désigne toute déformation de l’écorce terrestre produite




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par des forces endogènes. Les bassins océaniques, les continents, les plateaux et lesmontagnes trouvent leur origine dans ces mouvements. Le cycle géotectonique établit desrapports entre ces formes structurales de grandes dimensions et les mouvementslithosphériques, et les différents types de roches qui correspondent aux diverses étapes de leurdéveloppement.

L’orogenèse ou formation des montagnes, est un phénomène plus localisé qui amène ladéformation des strates préexistantes. L’épeirogénèse affecte de grands domaines continentauxet océaniques, et se traduit principalement par des mouvements de montée ou de descente àpartir desquels se forment plateaux et bassins. Les déplacements lents et graduels descompartiments 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 quelquescentimètres à plusieurs kilomètres. Leur formation est souvent associée aux frontières desplaques qui coulissent les unes contre les autres — la faille de San Andreas, par exemple aunord de San Francisco — et aux zones de distension des continents — la Rift Valley, dans l’estde l’Afrique. Les geysers et les sources thermales, tout comme les volcans, s’observent souventdans des zones tectoniquement instables.

Les volcans résultent de l’effusion, à la surface de la Terre, de laves provenant des profondeursdu globe. Le plateau de la Columbia, dans l’ouest des États-Unis, est recouvert par des basaltesvolcaniques de plus de 3 000 m d’épaisseur et couvre 50 000 km2. Ces basaltes de plateauproviennent d’éruptions fissurales. On distingue aussi les volcans boucliers, dont les cônesprésentent une pente faible, comme ceux des îles Hawaii, et les strato-volcans, comme le montFuji ou le mont Saint Helens, qui sont composés de couches successives de différentsmatériaux.

Vague de tsunamiCertains tremblements de terre et éruptions

volcaniques ont lieu sous les mers et les océans,en particulier dans l'océan Pacifique. Cesphénomènes sismiques et volcaniques peuventengendrer des tsunamis, c'est-à-dire une série devagues d'une force extrêmement dévastatricelorsqu'elles atteignent le rivage. La vague detsunami présentée sur cette photo a étéengendrée par un séisme de faible magnitude aularge des côtes indonésiennes.

2.4.2 Formation d'un tsunamiUn tsunami a généralement pour origine un tremblement de terre sous-marin. Mais il peutégalement être engendré par une éruption volcanique sous-marine, un glissement de terrain ou,de manière plus exceptionnelle, un impact de météorite.




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3. Les plis.Un pli est une structure courbe issue d'une déformation ductile anisotrope de la roche. Laconnaissance de la forme avant la déformation permet de la quantifier. Le cas le plus simple estle pli de roches sédimentaires, dont la structure et les marqueurs sont planaires avant ladéformation.

Sous l’effet des contraintes tengeancielles, les couches ont tendance à se plisser. Les plis sontrarement isolés. Le plus souvent ils sont groupés en faisceaux plus ou moins parallèles. Les plispeuvent être tous droit ou également déjetés.

La présence des roches très plastiques, comme les couches de sel gemme, peut donner lieu àdes accidents tectoniques particuliers : sous l’effet de la pression, le sel, malléable, glisse entreles strates et provoque des glissements, ou même s’injecte vers le haut dans les zones demoindres résistances du sol, formant un pli diapir ou dôme de sel (rocher de sel de Djelfa).

Les roches sédimentaires sont à l'origine disposées en couches à peu près horizontalespuisqu'elles proviennent de la transformation de sédiments qui se sont déposés à l'horizontale.Mais on les retrouve souvent inclinées, déformées, affectées par des plis et des failles,particulièrement dans les chaînes de montagnes. Les contraintes responsables de la déformation

des roches de la croûte terrestre ont des sources multiples. Les déformations résultent le plussouvent des mouvements des plaques lithosphériques qui se traduisent par des contraintes quimodifient la forme des roches, leur volume et, dans certains cas, leur composition chimique etminéralogique.

Il y a fondamentalement deux types de contraintes qui déforment les roches: les contraintes decompression et celles de tension. Dans la compression, les forces convergent; elles peuventêtre coaxiales ou non. La déformation d'un jeu de carte sous contraintes de compression illustrela différence. Dans le cas d'une contrainte de compression coaxiale, les cartes vont s'arquer,comme illustré ici:




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Si les contraintes ne sont pas coaxiales, il va se développer du cisaillement; le jeu de carte sedéforme par le glissement des cartes les unes sur les autres:

Dans la tension, les contraintes divergent et ont pour effet d'étirer le matériel.

Les schémas qui suivent illustrent la déformation des couches de roches sous des régimes decontraintes en compression et en tension. Prenons comme volume de départ, un empilement decouches de roches non déformées à l'horizontal.

Les plis constituent la manifestation d'un comportement plastique (ductile) des roches sousl'effet de contraintes de compression.

4. Le plissementEn géologie, flexion de roches stratifiées. La plupart des couches rocheuses qui affleurent dansles carrières et le long des fleuves et des côtes étaient, à l'origine, des sédiments qui sedéposèrent au fil des ères géologiques sous forme de strates horizontales. Cependant, tels quenous les observons aujourd'hui, non seulement ces sédiments se sont solidifiés, mais biensouvent ils présentent également une inclinaison. Si l'affleurement est suffisamment important, ilest possible de suivre les couches jusqu'à des déformations en forme de voûte ou d'auge.

Les strates rocheuses ressemblent à une pile de nappes froissées et présentent une série de

déformations, les plis : elles ont subi des épisodes de plissement. Les plis incurvés vers le hautsont des anticlinaux : leur axe suit la ligne de crête de la courbure, et leurs flancs retombent vers




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les structures en auge avoisinantes, les synclinaux. Les structures monoclinales présentent unepartie horizontale et un flanc incliné ; les structures isoclinales présentent deux flancs inclinésdans la même direction et selon le même angle (plis déversés ou couchés) ; les structurespériclinales divergent en éventail vers le bas (sommet d'un dôme) ou vers le haut (fond d'unecuvette).

Les plis étant des ondulations, on mesure leur longueur d'onde (de crête à crête ou de creux àcreux) et leur hauteur (de crête à creux). Ils peuvent être microscopiques ou mesurer plusieurskilomètres de longueur.

Un pli simple est une charnière définie par la courbure maximale des couches. L'axe de lacharnière joint les points de plissement maximal le long d'une strate. La surface axiale, ou plan,traverse les charnières de couches successives, tandis que l'axe du pli peut être n'importe quelleligne de la couche qui est parallèle à l'axe de la charnière.

Les surfaces axiales sont verticales dans les plis droits. Lorsque la surface axiale est inclinée etque les flancs pendent dans des sens opposés, le pli est « déjeté ». Si la surface axiale est

inclinée et que les flancs pendent tous deux dans le même sens que la surface axiale, le pli est« déversé ». Dans un pli « couché », la surface axiale rejoint l'horizontale. Il se peut, enfin, que leflanc du pli situé au-dessus de la surface axiale se détache entièrement et soit entraîné plus loin :on a alors une nappe de charriage, phénomène fréquent dans les Alpes.

Roches plissées Ces couches sédimentaires plissées forment un pli anticlinal. La théorie de latectonique des plaques explique la formation des montagnes sous l'action deforces internes. La convergence des plaques crée d'énormes forces decompression, qui provoquent le plissement des terrains et parfois leur rupture.

On distingue également les plis parallèles (ou isopaques), où l'épaisseur de la couche reste

constante, et les plis anisopaques, où l'épaisseur des couches varie soit que le pli ait été étiré,soit qu'il ait été comprimé.




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La plupart des plissements résultent des pressions qui s'exercent sur la croûte terrestre. Lesroches sont si dures et cassantes qu'il est difficile d'imaginer qu'elles puissent subir desdéformations et dessiner des courbes et encore moins s'écouler comme de la pâte dentifrice(c'est le cas des formations « ptygmatiques » observées dans les roches métamorphiquesprofondément remaniées où apparaissent de multiples petits plis très rapprochés, mais sansrégularité dans l'orientation des charnières et des surfaces axiales). Dans les profondeurs de la

croûte terrestre, la chaleur est un facteur essentiel : c'est elle qui transforme les rochescassantes en matériaux souples et malléables.




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Pour décrire les plis, on utilise les termes d'anticlinal quand le pli se ferme vers le haut et desynclinal lorsqu'il se ferme vers le bas. Les plis sont dits droits lorsque le plan axial est vertical. Al'autre extrême (non illustré ici), il y a les plis couchés, lorsque le plan axial est horizontal. Entreles deux, il y a les plis déjetés et les plis déversés. Les plis droits résultent de contraintes de

compression coaxiales, les plis déjetés et déversés de contraintes qui ne sont pas coaxiales.La déformation cassante se traduit par des plans de cassures, les failles.




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Par convention, on nomme toit le compartiment qui se situe au-dessus du plan de faille, et murcelui qui est au-dessous. Le rejet est le déplacement net des deux compartiments. Lescontraintes de compression produisent des failles inverses (plan de faille abrupte) ou dechevauchement (plan de faille près de l'horizontale). Dans ces deux cas, le toit monte par rapportau mur. Les contraintes de tension produisent des failles normales et listriques; le toit descend

par rapport au mur. Les failles de décrochement (ou de coulissage) constituent un cas particulier;elles se produisent par le déplacement de deux compartiments l'un par rapport à l'autre dans unplan horizontal. On les retrouve en régimes compressifs ou extensifs.

Une application très importante de tout cela, c'est qu'en étudiant la géométrie des terrainsdéformés, le géologue est en mesure de définir la nature des contraintes qui ont produit unegéométrie donnée et d'en déduire l'histoire de la dynamique d'une région.

Tous ces mouvements de l'écorce terrestre sont régis par la dynamique engendrée par lesroches en fusion dans les profondeurs de la terre et par les mouvements des plaques. Ilsengendrent la formation des chaînes de montagne et des éruptions volcaniques en général dans

les zones qui sont favorables.

5. Eléments d'un pli

Une surface plane courbée admet localement un arc de cercle pour description. L'inverse de cerayon est nommé ici courbure de la surface. Plus cette surface est proche d'un plan, plus sacourbure est faible et plus le rayon du cercle associé est grand. Cette définition correspond à lanotion de courbure. Ainsi la courbure de la terre est plus faible que la courbure de n'importe quelpli observable.




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La région du pli où la courbure est maximale est la charnière du pli. Les régions de courbureminimale, situées de part et d'autre de la charnière sont les flancs du pli. Dans le cas d'un plidans une roche sédimentaire, les charnières de chaque couche définissent un axe du pli sur unecoupe. En volume, ces axes définissent un plan axial du pli. Dans un pli, le sens de la courbureest donné par la direction de sa convexité. Ainsi, une Antiforme a sa convexité vers le haut etune Synforme a sa convexité vers le bas. Les expressions anticlinales et synclinales désignent

des antiformes et des synformes dans des roches sédimentaires.

Dans ces dernières, il est possible de distinguer les variations d'épaisseur des plis dues à ladéformation ou encore de distinguer les longueurs relatives des flancs de pli. Il est aussi possibled'avoir deux plans axiaux. Il est également possible de hiérarchiser les plis en échelle et dans letemps.

5.1 Types de plis.

Pli droit , déjeté ou couché: Un pli est droit si son plan axial est vertical, déjeté s'il est oblique etcouché si son plan axial est presque horizontal.

Pli ouvert, serré ou isoclinal: Un pli est ouvert si l'angle entre ses flancs est très important,serré si l'angle est faible et isoclinal si ses flancs sont parallèles.

Pli principal ou parasitaire: Un pli est dit parasitaire s'il déforme le flanc d'un autre pli, qui seradit principal. C'est ainsi qu'une flexure locale d'un marqueur peut former un kink bank. Cesderniers sont souvent par paires conjuguées.

Tous les plis précédents ont des flancs de même longueur relative et un seul plan axial. Uneforme plissée avec un flanc nettement plus grand est dite monoclinal.

Pli coffré: Un pli coffré est la conjonction de deux monoclinaux dont la relation est analogue auxkink bank.




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5.2 Anticlinal

En géologie, on appelle anticlinal (opposé : synclinal) un pli dont le centre est occupé par lescouches géologiques les plus anciennes.

Cela signifie que le terme anticlinal prend en considération une notion stratigraphique, doncchronologique, et fait ainsi référence à un épisode de plissement précis.

Dans les cas simples, un anticlinal est une antiforme au cœur de laquelle se trouvent lescouches les plus anciennes; mais si le pli est déversé, les couches les plus anciennes peuvent

apparaître au cœur d'une synforme : il s'agit d'une "tête plongeante".Pli présentant une convexité vers le haut




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5.3 Synclinal

En géologie, on appelle synclinal (opposé : anticlinal) un pli dont le centre est occupé par lescouches géologiques les plus jeunes. Comme le terme anticlinal, le mot synclinal comprend unenotion stratigraphique et fait référence à un épisode de plissement précis.

Dans les cas simples, un synclinal est une synforme au cœur de laquelle se trouvent les couchesles plus récentes; mais si le pli est déversé, ces couches peuvent apparaître au cœur d'uneantiforme.

5.4 Chevauchement

Un chevauchement est une faille inverse faiblement inclinée, voire horizontale, responsable de lasuperposition de terrains anciens (allochtones) sur des terrains plus récents (autochtones oupara autochtones lorsqu'ils sont peu déplacés). Le déplacement horizontal de l'allochtone pardessus l'autochtone peut être de plusieurs dizaines de kilomètres; l'allochtone constitue alors unenappe de charriage. L'érosion peut percer une nappe et y creuser une fenêtre dans laquellel'autochtone apparaît ; l'érosion peut aussi isoler des « îlots » de nappe, appelés klippes (écueilen allemand).

On trouve principalement les chevauchements dans les chaînes de montagnes (présentes etpassées) et les prismes d'accrétion (zone de subduction).

5.5 Nappe de charriage

Une nappe de charriage est un ensemble de couches géologiques qui, lors d'une orogenèse, sesont décollées du socle et se sont déplacées sur de grandes distances. On parle alors deterrains allochtones.

La zone par laquelle la nappe est restée attachée sur son socle s'appelle la racine.

Un morceau de nappe isolé du reste de la nappe par l'érosion s'appelle une klippe.

Une zone de la nappe érodée permettant de voir les terrains autochtones sous jacents s'appelleune fenêtre.

6. Mesure des éléments structuraux.Le pendage des strates des terrains sédimentaires, dans la plupart des cas déposéeshorizontalement, est la manifestation la plus évidente des déformations structurales ; l’examendes formes de plis montre en effet les couches basculées, redressées à la verticale et mêmecomplètement renversées.

Le pendage est défini par deux valeurs angulaires :




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• L’azimut qui est l’angle de l’horizontale de la couche et de la direction du Nord, mesurédans le sens des aiguilles d’une montre de 0 à 180°.

• L’angle de la ligne de plus grande pente par rapport à un plan horizontal ainsi que lecadran N, E, S et W de la direction de cette ligne.

La figure ci-dessous montre comment un pendage est indiqué sur une carte de géologie. Il existed’ailleurs de nombreuses variantes dans le détail. Il peut s’écrire : N 40°, E 450, S.Dans les sondages, les méthodes de mesure dites pendagemétries fournissent la direction parrapport au nord magnétique et la valeur par rapport à l’horizontale de la ligne de plus grandepente.

6.1 Mesure du pendage

En géologie, le pendage sert à définir la géométrie d’orientation d’un plan, d’une surface. Toutesurface plane contient une infinité de droite, le pendage désigne 2 droites remarquables :

• l’horizontale (droite horizontale porté par la surface)

• la ligne de plus grande inclinaison

Ces deux droites sont toujours orthogonales entre elles.

Pour être complet, le pendage doit est énoncé sous la forme de 2 valeurs d’angles. (ex N4545°SE)

Le premier se mesure entre le Nord géographique et l’horizontale de la couche, c’est l’azimut del’horizontale. Il se mesure avec une boussole. Il est aussi possible d'utiliser la direction de la ligne

de plus grande inclinaison; la convention doit être précisée.Le second est l’intensité de plongement de la ligne de plus grande inclinaison, et on précise ladirection du plongement (qui peut être dans l’exemple soit Sud-est soit Nord-Ouest).

Il se mesure avec un clinomètre (petit dispositif souvent intégré aux boussoles des géologues quidonne l'angle avec la verticale, par un système de poids ou de rapporteur).

Très souvent on a tendance à restreindre le terme de pendage à l’intensité de plongement de laligne de plus grande pente.

Dans ce cas :

Le pendage est nul si le plan (ou la ligne) mesuré est horizontal. Dans ce cas, il n'y a pas dedirection.

Le pendage est faible si le plan (ou la ligne) mesuré est presque horizontal (moins de 30 degrés).

Le pendage est fort si le plan (ou la ligne) mesuré est presque verticale (plus de 60 degrés).

Le pendage est dit vertical, si le plan (ou la ligne) mesuré est verticale. Dans ce cas, il n'y a pasde direction pour une ligne, mais il y a une (ou plutôt deux) direction pour un plan.




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6.2 Les courbes de niveau.

Pour représenter un relief sur une carte, on a recours à des courbes d’égal niveau (courbes deniveau).

On appelle courbe de niveau les courbes d’intersection de plans horizontaux équidistants avec lasurface topographique.

Une courbe de niveau déterminée est le lieu géométrique des points de la surface topographiquesitués à une même altitude.

7. Le volcanisme

volcanisme, ensemble des processus et phénomènes par lesquels des matériaux rocheuxfondus, ou magmas, s’élèvent depuis les profondeurs de la Terre jusqu’à la surface, ou vers la




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surface, et par lesquels les gaz associés sont libérés dans l’atmosphère.

7.1 Présentation

Le volcanisme est une des manifestations en surface du régime thermique qui régit l’intérieur duglobe terrestre. L’étude de ces processus et des structures, des dépôts et des formes de relief

qu’il crée est appelée volcanologie.

7.2 Formation des geysers

Le magma et les gaz s’infiltrent par les zones de moindre résistance dans la couche externe dela Terre, la lithosphère, pour atteindre la surface. Ces zones se trouvent principalement le longdes frontières entre les plaques tectoniques terrestres et c’est là que se produit la majeure partiedu volcanisme. Lorsque le magma et les gaz atteignent la surface, ils forment des structuresgéologiques appelées volcans, dont il existe plusieurs types. L’image classique d’un volcan, dontl’exemple typique est le mont Fuji, au Japon, ou le mont Mayon, dans les Philippines, est celled’une structure conique au sommet de laquelle se trouve une dépression (le cratère). Dans lecas des volcans explosifs, des cendres, de la vapeur d’eau, des gaz, des roches fondues et desfragments solides sont projetés par ce cratère. En fait, les volcans de ce type représentent moinsde 1 p. 100 de l’activité volcanique terrestre.

Les geysers tirent leur origine des eaux souterraines échauffées jusqu'à ébullition au contact decorps magmatiques en cours de refroidissement. Lorsque l'eau bout, la pression pousse lacolonne d'eau et de vapeur vers la surface. La surpression à la base de la colonne provoque lavaporisation brutale de toute la colonne d'eau et le jaillissement de la vapeur en un spectaculairepanache.

Les fumerolles ont la même origine que les geysers mais dégagent des jets de gaz chaud. Lessources 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 chaudesnaturelles ont des températures qui dépassent souvent les 60 °C.




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Au moins 80 p. 100 du volcanisme est associé à l’activité des dorsales océaniques qui ceinturentle 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 — ques’épanche le magma venu des profondeurs et que se crée la croûte océanique. La plus grandepartie du volcanisme terrestre se produit donc sous les océans.

7.3 VolcansLe 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 etaffecte directement les êtres humains. On sait depuis l’Antiquité que l’activité volcanique estvariable dans le temps et l’espace, depuis des explosions violentes jusqu’à l’émission paisible dumagma, qui s’épanche sous forme de coulées de lave lorsqu’il atteint la surface (activitéeffusive).

7.3.1 Volcans fissuraux

Le volcanisme fissural est surtout présent le long des dorsales océaniques, mais il existeégalement sur les continents et il a eu dans certains cas des résultats spectaculaires. Levolcanisme de dorsale associé à l’accrétion océanique est visible à terre en Islande (dorsale del’Atlantique Nord) et à Djibouti (prolongation continentale de la ride d’Aden). Les volcansfissuraux émettent en général de grands volumes de matériaux très fluides, qui s’épanchent surde vastes surfaces. Sur les continents, les éruptions successives peuvent donc construire degrandes plaines ou plateaux. Ce volcanisme, tout comme celui associé aux panachesmantelliques en milieu continental (appelés points chauds par les spécialistes), est à l’origined’immenses régions issues d’une activité volcanique, comme le plateau du Dekkan, au centre del’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.

7.3.2 Volcans centraux

Une grande partie de l’activité volcanique produit des volcans dits centraux (c’est-à-direoriginaires d’un centre ponctuel), dont il existe deux types fondamentaux. Les volcans coniques àpente raide sont parfois construits entièrement de matériaux solides appelés pyroclastites, éjectaou 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 séried’éruptions, pour retomber au sol à proximité immédiate du cratère. Un exemple bien connu dece 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 côneavait 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 estcomposée 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 enÉquateur et le Kilimandjaro en Tanzanie, le mont Fuji au Japon et le mont Mayon auxPhilippines. Les éruptions dites latérales sont caractérisées par la sortie de lave sur les flancsdes volcans à la faveur de conduits secondaires ou de fractures.




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7.3.3 Volcans boucliers

L’autre grand type de volcan central est le volcan bouclier. Ce sont de très grandes structurespouvant 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 delave 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 plusrécemment formé. C’est la plus massive des montagnes terrestres, s’élevant à plus de 10 000 mau-dessus du plancher océanique. En Europe, l’Etna est un volcan bouclier.

7.3.4 Volcans des zones de subduct ion

La subduction est le processus d'enfoncement d'une plaque tectonique sous une autre plaquede densité plus faible, en général une plaque océanique sous une plaque continentale ou sousune plaque océanique plus récente.

Lors d'une convergence, deux plaques poussées l'une contre l'autre se rencontrent. La solutionla plus fréquente à cette opposition est la descente de l'une des plaques sous l'autre. Lesséismes profonds et très profonds s'alignent le long de la plaque descendante (appelée slab) etmontrent qu'elle peut plonger dans l'asthénosphère sur plusieurs centaines de kilomètres.

Le volcanisme continental est souvent associé aux zones de subduction qui constituent un destrois types de frontière entre deux plaques tectoniques. Lorsque deux plaques lithosphériquesconvergent, la plaque la plus dense (qui est souvent de type océanique) plonge sous l’autre ; elles’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 convergentessont toutes deux de type océanique, c’est la plaque la plus dense qui s’enfonce sous l’autre. Cephénomène de convergence océan-océan peut aboutir, des milliers d’années plus tard, àl’obduction, c’est-à-dire au chevauchement d’un morceau de croûte océanique sur la lithosphèrecontinentale 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 desubduction entraîne un réchauffement progressif de la plaque plongeante et des sédimentsgorgés d’eau qui la recouvrent et qui ont été entraînés dans la subduction. Le magma ainsi formés’élève pour venir faire éruption à la surface et donner naissance aux chaînes de volcansandésitiques, en arrière des fosses océaniques.

Éruption du Kilauea (1983)L'éruption du Kilauea projeta de la lavebasaltique sur les flancs du Mauna Loa,autre volcan de l'île Hawaii. Les volcanshawaiiens sont des exemples typiques devolcans boucliers formés à partir de laves.Des volcans composites sont formés à lasuite d'alternance d'éruptions de laves etd'éruptions de cendres.




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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 montagnesRocheuses. Dans ce type de convergence océan-continent, le volcanisme est accompagné d’unépaississement de la croûte continentale.

Dans nombre de cas, comme au Japon ou en Indonésie, la subduction met en contact uneplaque océanique et des îles de nature continentale disposées en arc de cercle et séparées ducontinent le plus proche par des bassins marginaux. Le volcanisme de ces îles, lié à lasubduction, 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 éruptifque sismique. Elle passe par les Andes, la cordillère occidentale de l’Amérique du Nord, les îlesAléoutiennes, la péninsule du Kamtchatka, l’est de la Sibérie, les îles Kouriles, le Japon, lesPhilippines, Célèbes, la Nouvelle-Guinée, les îles Salomon, la Nouvelle-Calédonie et la Nouvelle-Zélande.

7.3.5 Caldeiras

Après une éruption, qui marque le vidage partiel de la chambre magmatique, le volcan sedégonfle (un peu à la manière d’un ballon), entraînant l’effondrement du sommet et la formationd’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’éruptioncataclysmale du Krakatau en Indonésie. Les caldeiras de volcans éteints ou endormis peuvent




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

8. 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 fusionpartielle des matériaux de la croûte ou du manteau terrestre, constitué pour l’essentiel de rochessilicatées en mouvement. Le réservoir magmatique est un point d’étape pour le magma au coursde son voyage vers la surface. Lorsqu’il arrive à la surface, il peut être plus ou moins liquide, plusou moins pâteux et le dégazage peut être plus ou moins violent.

Coulée de lave à La RéunionLa couche superficielle de lave estridée car elle a coulé plus vite queles couches les plus internes encore

fluides, qui la déforment aupassage.

Le magma contient des gaz dissous en plus ou moins grande proportion, qui sont libérésprogressivement par la chute de pression au cours de son ascension vers la surface. Près de lasurface, cette libération peut être très soudaine et très explosive et faire intervenir différents gazcomme 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 typesd’explosions sont possibles, selon l’énergie dispensée aux particules à leur sortie de lacheminée. Lorsque l’énergie cinétique est suffisamment forte, les fines particules sont entraînéesavec les gaz chauds très haut dans l’atmosphère et forment un panache de plusieurs dizaines dekilomètres 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 etdétruit tout ce qui se trouve sur sa route. Des morceaux de lave incandescente pouvant atteindreplusieurs tonnes (bombes volcaniques), sont projetées hors de la cheminée du volcan.




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Certains volcans ne connaissent jamais d’éruptions explosives et produisent uniquement descoulées 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 lesvolcans 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 dumal à se dégager du magma visqueux et lorsqu’ils le font, c’est de façon violente avec des

explosions.

8.1 Types d'éruptions

Tout volcan peut entrer en éruption de différentes façons, mais certains types d’éruption onttendance à être associés à des volcans particuliers. Cela se retrouve dans la classification deséruptions volcaniques, chaque catégorie portant le nom d’un volcan typique. Les éruptionsfissurales et les éruptions de points chauds sont respectivement appelées éruptions islandiqueset hawaiiennes. Les éruptions plus explosives sont classées, d’après l’augmentation de laviscosité du magma, en types strombolien, vulcanien (d’après le volcan Vulcano des îles Liparien 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 plusparoxysmique et expulsent de grandes quantités de cendres et des bombes volcaniques. Leséruptions 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 mortd’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. Lesdeux plus grandes éruptions volcaniques de la période historique, celle du Krakatau et celle dumont Tambora se produisirent à la jonction des plaques indienne et philippine. Le Tambora, surla côte septentrionale de l’île de Sumbawa, fit éruption en 1815, détruisant la moitié de son côneet 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 dedizaines de milliers de personnes dans toute l’Asie du Sud-Est. Le bruit de l’explosion futentendu à près de 5 000 km de là, tandis que les millions de tonnes de cendres projetées dans lahaute atmosphère et la stratosphère produisaient des crépuscules spectaculaires dans le mondeentier pendant plus d’un an.

En contraste marqué avec les éruptions explosives, qui ont tué d’innombrables personnes aucours de l’histoire, les éruptions islandiques et hawaïennes, et dans une certaine mesure leséruptions 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 lavedes habitations en creusant des canaux, en construisant des murs de retenue ou même en lafaisant exploser, mais ces méthodes sont rarement très efficaces.

8.2 Dépôts volcaniques

Le magma émerge habituellement à des températures de 800° à 1 200 °C. Il se refroidit ensuiteà mesure qu’il s’écoule en durcissant à partir de sa surface jusqu’à ce qu’il se solidifiecomplètement et donne lieu à ce que l’on appelle une coulée de lave (ce terme désigne donc à lafois 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 surfacedifférentes. Les trois types principaux de lave sont appelés pahoehoe.




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Lave durcie (Hawaii)L'île d'Hawaii abrite deux volcansactifs : le Mauna Loa et le Kilauea.Ces volcans entrent fréquemmenten éruption (environ tous les quatreans). Ils éjectent de la lavebasaltique très fluide, qui parcourtde grandes distances (volcans detype effusif ou volcans gris). En serefroidissant, ce type de coulée delave forme des plis ressemblant àdes cordes, appelés pahoehoe.

Les pahoehoe sont produits par une lave très fluide et qui s’écoule donc facilement. Lorsquecette lave arrive à la surface, elle se répand rapidement en une mince couche plastique, qui estétirée par la lave qui continue de s’écouler au-dessous et se fige en formant des plis et desstructures ressemblant à des cordes (on parle de laves cordées). Le deuxième type, aa oucheire, est produit par une lave un peu plus visqueuse, qui forme une croûte dure et épaisse enrefroidissant. Cette croûte est brisée par la lave qui s’écoule en dessous d’elle et forme unesurface fragmentée, déchiquetée. Les coulées à blocs sont également fragmentées mais leursurface est plus lisse.

Les bulles de gaz contenues dans le magma ne s’échappent pas complètement dansl’atmosphère au cours de l’éruption. Une certaine proportion peut rester piégée dans la lave etformer des vésicules. Ces vésicules peuvent persister après la solidification de la lave. La pierreponce est une lave fortement vésiculaire. En fait, certaines comportent tellement de vésiculesqu’elles peuvent flotter sur l’eau.

Enfin, les écoulements pyroclastiques retombant sur le sol peuvent se cimenter pour former ceque l’on appelle des tufs. Les matériaux d’une nuée ardente peuvent également se solidifier enignimbrites. Tufs et ignimbrites sont donc des roches composites faites d’une grande variété defragments volcaniques.

8.3 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 souterrainesnaturelles, ou bien il se fraie un passage dans les terrains encaissants pour créer ses proprescavités. Lorsque le magma refroidit et cristallise sous la surface, on parle de plutons ; les granitessont un exemple de plutons. Le magma peut également être si chaud qu’il fait fondre une partiedes terrains encaissants.

Le magma qui pénètre dans des ouvertures souterraines s’y solidifie et cristallise généralementpour former des intrusions, souvent de grande taille. Un sill est une intrusion horizontale aplatiese trouvant entre deux strates sédimentaires. Des exemples en sont les Salisbury Crags, àÉdimbourg, et les Palissades, 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 pressiondu magma force la couche supérieure vers le haut pour former un dôme central et créer une




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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 solidifierpour former un culot volcanique. Si les matériaux du cône qui l’entoure sont enlevés parl’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 plusimpressionnant est sans doute le Grand Dyke, riche en minerais, au centre du Zimbabwe, quicourt sur 480 km pour une largeur de 5 à 10 km dans une direction grossièrement nord-sud.

8.4 Points chauds

La majeure partie de l’activité volcanique se produit le long des frontières des plaquestectoniques. Cependant, le volcanisme existe également loin des bords des plaques, pour desraisons qui sont parfois claires, parfois encore obscures. Par exemple, on trouve des volcansdans la région de la Rift Valley, en Afrique de l’Est, en particulier le Kilimandjaro. La Rift Valleyest une zone où le continent africain a commencé de se diviser et où l’on doit s’attendre à voirdes 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, enrevanche, longtemps défié toute explication. Appelés montagnes sous-marines, la plupart de cesvolcans, 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 chaîneHawaii-Empereur. Leur présence loin des limites de plaques que sont les dorsales ou les zonesde subduction a maintenant été expliquée. De minces remontées verticales de matériauxchauds, ou panaches, venant sans doute de la base du manteau inférieur, injectentpériodiquement du magma en surface. Ces points chauds, considérés comme fixes par rapportaux plaques qui défilent au-dessus, sont à l’origine des guirlandes d’îles volcaniques au centredu Pacifique. Ainsi, le point chaud Hawaii-Empereur se trouve-t-il aujourd’hui à l’extrémitéhawaiienne 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 volcanismedu 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’eauappelés geysers.

8.5 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 desvolcans. 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 etattirent depuis longtemps les populations. De nombreuses zones de danger volcanique sontd’anciens centres de civilisation et continuent d’être des endroits très peuplés. Les volcanscontinuent donc de faire des victimes, comme le fit par exemple le mont Pinatubo en 1991. Situéau nord de Manille, le mont Pinatubo entra en éruption en projetant des millions de tonnes decendres dans l’atmosphère. Ces cendres se combinèrent aux pluies tropicales pour produire descoulées de boue massives. On estime à 550 personnes le nombre de victimes directes del’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 duPinatubo, la dernière éruption remontait à plus de 600 ans. Plus de trois millions de personnescontinuent de vivre dans la région de Naples bien que l’on sache que le Vésuve risque de seréactiver un jour. La dernière éruption violente date de 1906. Il y en a eu une autre en 1944. Plusrécemment, au milieu des années 1990, on a observé des signes précurseurs d’un éventuelréveil du volcan.

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5Géologie Structurale