volcanisme, ensemble des processus et phénomènes par lesquels des matériaux rocheux fondus, ou magmas, s’élèvent depuis les profondeurs de la Terre jusqu’à la surface, ou vers la surface, et par lesquels les gaz associés sont libérés dans l’atmosphère.

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

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

Au moins 80 p. 100 du volcanisme est associé à l’activité des dorsales océaniques qui ceinturent le globe terrestre et marquent le lieu de divergence entre deux (ou trois) plaques lithosphériques. C’est à l’axe de ces longues chaînes volcaniques — le plus souvent sous-marines — que s’épanche le magma venu des profondeurs et que se crée la croûte océanique. La plus grande partie du volcanisme terrestre se produit donc sous les océans.

Le volcanisme de surface ou continental est beaucoup moins important que le volcanisme sous-marin en termes de volume de magma éjecté, mais il est bien mieux connu car il est visible et affecte directement les êtres humains. On sait depuis l’Antiquité que l’activité volcanique est variable dans le temps et l’espace, depuis des explosions violentes jusqu’à l’émission paisible du magma, qui s’épanche sous forme de coulées de lave lorsqu’il atteint la surface (activité effusive).

Le volcanisme fissural est surtout présent le long des dorsales océaniques, mais il existe également sur les continents et il a eu dans certains cas des résultats spectaculaires. Le volcanisme de dorsale associé à l’accrétion océanique est visible à terre en Islande (dorsale de l’Atlantique Nord) et à Djibouti (prolongation continentale de la ride d’Aden). Les volcans fissuraux émettent en général de grands volumes de matériaux très fluides, qui s’épanchent sur de vastes surfaces. Sur les continents, les éruptions successives peuvent donc construire de grandes plaines ou plateaux. Ce volcanisme, tout comme celui associé aux panaches mantelliques en milieu continental (appelés points chauds par les spécialistes), est à l’origine d’immenses régions issues d’une activité volcanique, comme le plateau du Dekkan, au centre de l’Inde, le bassin du Paraná, au Brésil, le plateau de la Columbia, dans le nord-ouest des États-Unis, le plateau du Drakensberg, en Afrique du Sud, et le plateau central de l’île du Nord, en Nouvelle-Zélande.

Une grande partie de l’activité volcanique produit des volcans dits centraux (c’est-à-dire originaires d’un centre ponctuel), dont il existe deux types fondamentaux. Les volcans coniques à pente raide sont parfois construits entièrement de matériaux solides appelés pyroclastites, éjecta ou tephra, variant en taille depuis des cendres et des scories jusqu’à des bombes et des lapilli. Les pyroclastites sont éjectées de manière explosive au cours d’une éruption, ou d’une série d’éruptions, pour retomber au sol à proximité immédiate du cratère. Un exemple bien connu de ce type de volcan est le Paricutín, apparu dans le champ d’un paysan mexicain le 20 février 1943 et qui construisit en six jours un cône de scories de 150 m de haut. À la fin de l’année, le cône avait atteint une hauteur de 336 m.

Rares sont les volcans coniques qui n’éjectent que des pyroclastites au cours de leurs éruptions. Des coulées de lave peuvent parfois être émises et la structure volcanique résultante est composée de couches alternées de pyroclastites et de lave. Ces volcans sont appelés strato-volcans. La majorité des volcans les plus élevés et les mieux connus du monde sont des strato-volcans : le Stromboli et le Vésuve en Italie, le Popocatépetl au Mexique, le Cotopaxi en Équateur et le Kilimandjaro en Tanzanie, le mont Fuji au Japon et le mont Mayon aux Philippines. Les éruptions dites latérales sont caractérisées par la sortie de lave sur les flancs des volcans à la faveur de conduits secondaires ou de fractures.

L’autre grand type de volcan central est le volcan bouclier. Ce sont de très grandes structures pouvant atteindre plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre, aux pentes relativement douces, ne dépassant guère 12°. Ils se sont formés par l’empilement de plusieurs dizaines de coulées de lave basaltique fluide. Dans le Pacifique nord, les îles hawaiiennes sont un complexe de volcans boucliers se dressant depuis le fond océanique. Le Mauna Loa, sur l’île d’Hawaii, est le plus récemment formé. C’est la plus massive des montagnes terrestres, s’élevant à plus de 10 000 m au-dessus du plancher océanique. En Europe, l’Etna est un volcan bouclier.

Le volcanisme continental est souvent associé aux zones de subduction qui constituent un des trois types de frontière entre deux plaques tectoniques. Lorsque deux plaques lithosphériques convergent, la plaque la plus dense (qui est souvent de type océanique) plonge sous l’autre ; elle s’enfonce alors dans la partie du manteau supérieur qui se trouve au-dessous de la lithosphère (asthénosphère) et qui est formé de roches silicatées. Ce phénomène de subduction a pour effet de réincorporer les roches de la lithosphère dans le manteau. Lorsque les plaques convergentes sont toutes deux de type océanique, c’est la plaque la plus dense qui s’enfonce sous l’autre. Ce phénomène de convergence océan-océan peut aboutir, des milliers d’années plus tard, à l’obduction, c’est-à-dire au chevauchement d’un morceau de croûte océanique sur la lithosphère continentale entraînée dans le mouvement descendant de la plaque océanique lourde.

La lente descente de la croûte océanique dans le manteau supérieur chaud le long du plan de subduction entraîne un réchauffement progressif de la plaque plongeante et des sédiments gorgés d’eau qui la recouvrent et qui ont été entraînés dans la subduction. Le magma ainsi formé s’élève pour venir faire éruption à la surface et donner naissance aux chaînes de volcans andésitiques, en arrière des fosses océaniques.

Ce volcanisme caractérisé par sa forte explosivité est présent en Amérique du Sud, dans les Andes, et en Amérique du Nord, dans la chaîne des Cascades et dans les montagnes Rocheuses. Dans ce type de convergence océan-continent, le volcanisme est accompagné d’un épaississement de la croûte continentale.

Dans nombre de cas, comme au Japon ou en Indonésie, la subduction met en contact une plaque océanique et des îles de nature continentale disposées en arc de cercle et séparées du continent le plus proche par des bassins marginaux. Le volcanisme de ces îles, lié à la subduction, est lui aussi très explosif.

Un volcanisme intense marque le pourtour de la plaque Pacifique : cette ceinture volcanique, appelée le cercle de feu du Pacifique, est la zone la plus active du globe tant sur le plan éruptif que sismique. Elle passe par les Andes, la cordillère occidentale de l’Amérique du Nord, les îles Aléoutiennes, la péninsule du Kamtchatka, l’est de la Sibérie, les îles Kouriles, le Japon, les Philippines, Célèbes, la Nouvelle-Guinée, les îles Salomon, la Nouvelle-Calédonie et la Nouvelle-Zélande.

Après une éruption, qui marque le vidage partiel de la chambre magmatique, le volcan se dégonfle (un peu à la manière d’un ballon), entraînant l’effondrement du sommet et la formation d’une grande dépression circulaire de plusieurs kilomètres de diamètre appelée caldeira. Les caldeiras peuvent également se former par de très violentes explosions qui détruisent le sommet du volcan en question ; c’est par exemple ce qui s’est passé à la suite de l’éruption cataclysmale du Krakatau en Indonésie ou de celle du mont Pinatubo aux Philippines. Les caldeiras de volcans éteints ou endormis peuvent se remplir d’eau pour former des lacs de cratère.

Sous la plupart des volcans actifs ou potentiellement actifs se trouve une (ou plusieurs) chambre(s) magmatique(s). C’est dans ces grandes poches réservoirs que séjourne le magma issu des profondeurs. Ce magma s’est formé à plus ou moins grande profondeur par fusion partielle des matériaux de la croûte ou du manteau terrestre, constitué pour l’essentiel de roches silicatées en mouvement. Le réservoir magmatique est un point d’étape pour le magma au cours de son voyage vers la surface. Lorsqu’il arrive à la surface, il peut être plus ou moins liquide, plus ou moins pâteux et le dégazage peut être plus ou moins violent.

Le magma contient des gaz dissous en plus ou moins grande proportion, qui sont libérés progressivement par la chute de pression au cours de son ascension vers la surface. Près de la surface, cette libération peut être très soudaine et très explosive et faire intervenir différents gaz comme la vapeur d’eau, le dioxyde de carbone, l’hydrogène, le monoxyde de carbone, le dioxyde de soufre, l’hydrogène sulfureux, l’acide chlorhydrique, l’ammoniac, etc. Différents types d’explosions sont possibles, selon l’énergie dispensée aux particules à leur sortie de la cheminée. Lorsque l’énergie cinétique est suffisamment forte, les fines particules sont entraînées avec les gaz chauds très haut dans l’atmosphère et forment un panache de plusieurs dizaines de kilomètres de haut. Lorsque l’énergie cinétique est faible, le mélange particules incandescentes-gaz retombe rapidement sur l’édifice volcanique, formant une nuée ardente, qui asphyxie et détruit tout ce qui se trouve sur sa route. Des morceaux de lave incandescente pouvant atteindre plusieurs tonnes (bombes volcaniques), sont projetés hors de la cheminée du volcan.

Certains volcans ne connaissent jamais d’éruptions explosives et produisent uniquement des coulées de lave. Ce type d’éruption est associé à un magma basaltique extrêmement fluide, contenant peu de silice et de gaz. On le rencontre surtout dans les volcans fissuraux et les volcans de points chauds tels ceux d’Hawaii ou de l’île de la Réunion (piton de la Fournaise). Plus le magma contient de silice, plus il est visqueux et plus il s’écoule lentement. Les gaz ont du mal à se dégager du magma visqueux et lorsqu’ils le font, c’est de façon violente avec des explosions.

Tout volcan peut entrer en éruption de différentes façons, mais certains types d’éruption ont tendance à être associés à des volcans particuliers. Cela se retrouve dans la classification des éruptions volcaniques, chaque catégorie portant le nom d’un volcan typique. Les éruptions fissurales et les éruptions de points chauds sont respectivement appelées éruptions islandiques et hawaiiennes. Les éruptions plus explosives sont classées, d’après l’augmentation de la viscosité du magma, en types strombolien, vulcanien (d’après le volcan Vulcano des îles Lipari en Italie), vésuvien, plinien et péléen (d’après la montagne Pelée à la Martinique). Les types vésuvien, plinien (une forme plus violente de vésuvien) et péléen ont le caractère le plus paroxysmique et expulsent de grandes quantités de cendres et des bombes volcaniques. Les éruptions péléennes sont caractérisées par l’émission de nuées ardentes. Le 8 mai 1902, l’éruption de la montagne Pelée anéantit complètement la ville de Saint-Pierre et causa la mort d’environ 30 000 personnes. La plupart des victimes furent asphyxiées par la nuée ardente.

Les éruptions les plus violentes ont tendance à se produire le long des zones de subduction. Les deux plus grandes éruptions volcaniques de la période historique, celle du Krakatau et celle du mont Tambora se produisirent à la jonction des plaques indienne et philippine. Le Tambora, sur la côte septentrionale de l’île de Sumbawa, fit éruption en 1815, détruisant la moitié de son cône et tuant probablement 50 000 insulaires. L’île volcanique de Krakatau, entre Java et Sumatra, en Indonésie, fit éruption en 1883, détruisant les deux tiers de sa surface. Le raz de marée produit par l’éruption causa la mort de dizaines de milliers de personnes dans toute l’Asie du Sud-Est. Le bruit de l’explosion fut entendu à près de 5 000 km de là, tandis que les millions de tonnes de cendres projetées dans la haute atmosphère et la stratosphère produisaient des crépuscules spectaculaires dans le monde entier pendant plus d’un an.

En contraste marqué avec les éruptions explosives, qui ont tué d’innombrables personnes au cours de l’histoire, les éruptions islandiques et hawaïennes, et dans une certaine mesure les éruptions stromboliennes, sont rarement dangereuses. La lave peut s’écouler rapidement mais elle est généralement assez lente pour permettre aux hommes de lui échapper. En revanche, leurs biens sont souvent détruits. À l’occasion, il a été possible de détourner la coulée de lave des habitations en creusant des canaux, en construisant des murs de retenue ou même en la faisant exploser, mais ces méthodes sont rarement très efficaces.

Le magma émerge habituellement à des températures de 800° à 1 200 °C. Il se refroidit ensuite à mesure qu’il s’écoule en durcissant à partir de sa surface jusqu’à ce qu’il se solidifie complètement et donne lieu à ce que l’on appelle une coulée de lave (ce terme désigne donc à la fois le flot de lave liquide et la structure fixe résultant de sa solidification). En fonction surtout de la viscosité du magma originel, les coulées de lave ont des formes et des textures de surface différentes. Les trois types principaux de lave sont appelés pahoehoe, aa et coulées à blocs.

Les pahoehoe sont produits par une lave très fluide et qui s’écoule donc facilement. Lorsque cette lave arrive à la surface, elle se répand rapidement en une mince couche plastique, qui est étirée par la lave qui continue de s’écouler au-dessous et se fige en formant des plis et des structures ressemblant à des cordes (on parle de laves cordées). Le deuxième type, aa ou cheire, est produit par une lave un peu plus visqueuse, qui forme une croûte dure et épaisse en refroidissant. Cette croûte est brisée par la lave qui s’écoule en-dessous d’elle et forme une surface fragmentée, déchiquetée. Les coulées à blocs sont également fragmentées mais leur surface est plus lisse. Les bulles de gaz contenues dans le magma ne s’échappent pas complètement dans l’atmosphère au cours de l’éruption. Une certaine proportion peut rester piégée dans la lave et former des vésicules. Ces vésicules peuvent persister après la solidification de la lave. La pierre ponce est une lave fortement vésiculaire. En fait, certaines comportent tellement de vésicules qu’elles peuvent flotter sur l’eau.

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

Les roches formées à partir d’un magma refroidi et solidifié sont appelées roches magmatiques. Une coulée de lave en surface est une roche magmatique, mais il en existe d’autres formes. Parfois, le magma n’atteint pas la surface mais il est détourné vers des cavités souterraines naturelles, ou bien il se fraie un passage dans les terrains encaissants pour créer ses propres cavités. Lorsque le magma refroidit et cristallise sous la surface, on parle de plutons ; les granites sont un exemple de plutons. Le magma peut également être si chaud qu’il fait fondre une partie des terrains encaissants.

Le magma qui pénètre dans des ouvertures souterraines s’y solidifie et cristallise généralement pour former des intrusions, souvent de grande taille. Un sill est une intrusion horizontale aplatie se trouvant entre deux strates sédimentaires. Des exemples en sont les Salisbury Crags, à Édimbourg, et les Palisades, le long de la rive gauche de l’Hudson, près de New York. Un laccolithe se trouve également entre des couches sédimentaires. Il se forme lorsque la pression du magma force la couche supérieure vers le haut pour former un dôme central et créer une intrusion en forme de champignon (les granites prennent souvent la forme de laccolithe).

Lorsqu’un volcan est éteint ou endormi, le magma restant dans la cheminée peut se solidifier pour former un culot volcanique. Si les matériaux du cône qui l’entoure sont enlevés par l’érosion, le culot peut être exposé et former un trait caractéristique du paysage. Le Castle Rock, à Édimbourg, est un culot volcanique. Dans le cas du volcanisme fissural, le magma se solidifiant dans la fissure peut former une intrusion verticale en forme de mur appelée dyke. Le dyke le plus impressionnant est sans doute le Grand Dyke, riche en minerais, au centre du Zimbabwe, qui court sur 480 km pour une largeur de 5 à 10 km dans une direction grossièrement nord-sud.

La majeure partie de l’activité volcanique se produit le long des frontières des plaques tectoniques. Cependant, le volcanisme existe également loin des bords des plaques, pour des raisons qui sont parfois claires, parfois encore obscures. Par exemple, on trouve des volcans dans la région de la Rift Valley, en Afrique de l’Est, en particulier le Kilimandjaro. La Rift Valley est une zone où le continent africain a commencé de se diviser et où l’on doit s’attendre à voir des quantités encore plus importantes de magma monter en surface dans l’avenir.

La présence de plus de 10 000 volcans sous-marins sur le fond de l’océan Pacifique a, en revanche, longtemps défié toute explication. Appelés montagnes sous-marines, la plupart de ces volcans, mais pas tous, sont maintenant éteints. La majorité d’entre eux semblent être éparpillés au hasard au fond des océans, mais certains forment des alignements, par exemple la chaîne Hawaii-Empereur. Leur présence loin des limites de plaques que sont les dorsales ou les zones de subduction a maintenant été expliquée. De minces remontées verticales de matériaux chauds, ou panaches, venant sans doute de la base du manteau inférieur, injectent périodiquement du magma en surface. Ces points chauds, considérés comme fixes par rapport aux plaques qui défilent au-dessus, sont à l’origine des guirlandes d’îles volcaniques au centre du Pacifique. Ainsi, le point chaud Hawaii-Empereur se trouve-t-il aujourd’hui à l’extrémité hawaiienne de la chaîne. Les îles volcaniques qui la constituent (Nishau, Kawaï, Molokaï, etc.) sont de plus en plus vieilles à mesure que l’on s’éloigne de la position actuelle du point chaud.

Cependant, tous les points chauds produits par la remontée de panaches du manteau ne se trouvent pas tous en milieu océanique. Un exemple de point chaud continental est le volcanisme du Yellowstone, aux États-Unis. S’il n’y a plus d’éruptions volcaniques à Yellowstone aujourd’hui, la chaleur existe encore dans le sous-sol et génère les sources d’eau chaude et les jets d’eau appelés geysers. En France, les volcans d’Auvergne ont été, semble-t-il, formés par un ancien point chaud

Des millions de personnes dans le monde sont exposées aux dangers créés par les éruptions volcaniques, surtout les éruptions explosives. Beaucoup habitent même sur les pentes des volcans. Pourquoi prendre un tel risque quand le danger est si grand ?

La principale raison en est que les sols volcaniques (cendres, etc.) sont extrêmement fertiles et attirent depuis longtemps les populations. De nombreuses zones de danger volcanique sont d’anciens centres de civilisation et continuent d’être des endroits très peuplés. Les volcans continuent donc de faire des victimes, comme le fit par exemple le mont Pinatubo en 1991. Situé au nord de Manille, le mont Pinatubo entra en éruption en projetant des millions de tonnes de cendres dans l’atmosphère. Ces cendres se combinèrent aux pluies tropicales pour produire des coulées de boue massives. On estime à 550 personnes le nombre de victimes directes de l’éruption ; à la suite de la catastrophe, 650 000 personnes se retrouvèrent sans abri. L’éruption du Pinatubo montre bien le danger de croire qu’un volcan est inactif ou éteint : dans le cas du Pinatubo, la dernière éruption remontait à plus de 600 ans. Plus de trois millions de personnes continuent de vivre dans la région de Naples bien que l’on sache que le Vésuve risque de se réactiver un jour. La dernière éruption violente date de 1906. Il y en a eu une autre en 1944. Plus récemment, au milieu des années 1990, on a observé des signes précurseurs d’un éventuel réveil du volcan.