Les éruptions magmatiques produisent des clastes juvéniles lors de la décompression explosive due à la libération de gaz. Leur intensité varie des fontaines de lave relativement petites à Hawaï aux colonnes éruptives ultra-pliniennes catastrophiques de plus de 30 km (19 mi) de haut, plus grandes que l’éruption du Vésuve en 79 qui a enterré Pompéi.
HawaiianEdit
Les éruptions hawaïennes sont un type d’éruption volcanique nommé d’après les volcans hawaïens avec lesquels ce type éruptif est caractéristique. Les éruptions hawaïennes sont les types d’événements volcaniques les plus calmes, caractérisés par l’éruption effusive de laves de type basaltique très fluides à faible teneur en gaz. Le volume de matériel éjecté par les éruptions hawaïennes est inférieur à la moitié de celui trouvé dans d’autres types éruptifs. La production régulière de petites quantités de lave construit la grande forme large d’un volcan bouclier. Les éruptions ne sont pas centralisées au sommet principal comme avec d’autres types volcaniques, et se produisent souvent au niveau des évents autour du sommet et des évents de fissure rayonnant hors du centre.
Les éruptions hawaïennes commencent souvent comme une ligne d’éruptions d’évent le long d’un évent de fissure, un soi-disant « rideau de feu ». »Ceux-ci s’éteignent lorsque la lave commence à se concentrer sur quelques évents. Les éruptions à évent central, quant à elles, prennent souvent la forme de grandes fontaines de lave (continues et sporadiques), qui peuvent atteindre des hauteurs de centaines de mètres ou plus. Les particules des fontaines de lave se refroidissent généralement dans l’air avant de toucher le sol, ce qui entraîne l’accumulation de fragments de scories cendrées; cependant, lorsque l’air est particulièrement épais de clastes, elles ne peuvent pas se refroidir assez rapidement en raison de la chaleur environnante et frappent le sol encore chaud, dont l’accumulation forme des cônes d’éclaboussures. Si les taux éruptifs sont suffisamment élevés, ils peuvent même former des coulées de lave alimentées par des éclaboussures. Les éruptions hawaïennes ont souvent une durée de vie extrêmement longue; le Pu’u’ō’ō, un cône volcanique situé sur le Kilauea, a éclaté en continu pendant plus de 35 ans. Une autre caractéristique volcanique hawaïenne est la formation de lacs de lave actifs, des bassins de lave brute auto-entretenus avec une fine croûte de roche semi-refroidie.
Les coulées des éruptions hawaïennes sont basaltiques et peuvent être divisées en deux types par leurs caractéristiques structurelles. La lave Pahoehoe est une coulée de lave relativement lisse qui peut être volumineuse ou volumineuse. Ils peuvent se déplacer comme une feuille, par l’avancement des « orteils » ou comme une colonne de lave serpentante. Les coulées de lave A’a sont plus denses et plus visqueuses que pahoehoe, et ont tendance à se déplacer plus lentement. Les débits peuvent mesurer de 2 à 20 m (7 à 66 pi) d’épaisseur. Les écoulements A’a sont si épais que les couches extérieures se refroidissent en une masse semblable à des gravats, isolant l’intérieur encore chaud et l’empêchant de se refroidir. La lave A’a se déplace d’une manière particulière — l’avant de l’écoulement s’accentue sous l’effet de la pression exercée par l’arrière jusqu’à ce qu’elle se détache, après quoi la masse générale derrière elle se déplace vers l’avant. La lave Pahoehoe peut parfois devenir de la lave A’a en raison de l’augmentation de la viscosité ou de l’augmentation du taux de cisaillement, mais la lave A’a ne se transforme jamais en flux pahoehoe.
Les éruptions hawaïennes sont responsables de plusieurs objets volcanologiques uniques. De petites particules volcaniques sont transportées et formées par le vent, se refroidissant rapidement en fragments vitreux en forme de larme connus sous le nom de larmes de Pelé (d’après Pelé, la divinité du volcan hawaïen). Lors de vents particulièrement violents, ces morceaux peuvent même prendre la forme de longues mèches étirées, appelées cheveux de Pelé. Parfois, le basalte s’aère en réticulite, le type de roche de densité la plus faible sur terre.
Bien que les éruptions hawaïennes portent le nom des volcans d’Hawaï, elles ne s’y limitent pas nécessairement ; la plus grande fontaine de lave jamais enregistrée s’est formée sur l’île d’Izu Ōshima (sur le mont Mihara) en 1986, une rafale de 1 600 m (5 249 pieds) plus de deux fois plus haute que la montagne elle-même (qui s’élève à 764 m (2 507 pieds)).
Les volcans connus pour avoir une activité hawaïenne comprennent:
- Pu’u’ō’ō, un cône de cendre parasite situé sur Kilauea sur l’île d’Hawaï qui a éclaté en continu de 1983 à 2018. Les éruptions ont commencé par un « rideau de feu » de 6 km (4 mi) de long basé sur une fissure le 3 janvier 1983. Ceux-ci ont cédé la place à des éruptions centralisées sur le site du rift est de Kilauea, construisant finalement le cône.
- Pour une liste de tous les volcans d’Hawaï, voir Liste des volcans de la chaîne des monts sous–marins Hawaïens-Emperors.
- Mont Etna, Italie.
- Mont Mihara en 1986 (voir le paragraphe ci-dessus)
StrombolianEdit
Les éruptions stromboliennes sont un type d’éruption volcanique nommé d’après le volcan Stromboli, qui est en éruption presque continuellement depuis des siècles. Les éruptions stromboliennes sont provoquées par l’éclatement de bulles de gaz dans le magma. Ces bulles de gaz dans le magma s’accumulent et fusionnent en grosses bulles, appelées limaces de gaz. Ceux-ci deviennent assez grands pour s’élever à travers la colonne de lave. En atteignant la surface, la différence de pression de l’air provoque l’éclatement de la bulle avec un bruit fort, projetant du magma dans l’air d’une manière similaire à une bulle de savon. En raison des pressions de gaz élevées associées aux laves, l’activité continue se présente généralement sous la forme d’éruptions explosives épisodiques accompagnées de fortes explosions distinctives. Pendant les éruptions, ces explosions se produisent aussi souvent que toutes les quelques minutes.
Le terme « strombolien » a été utilisé sans discernement pour décrire une grande variété d’éruptions volcaniques, allant de petites explosions volcaniques à de grandes colonnes éruptives. En réalité, les véritables éruptions stromboliennes sont caractérisées par des éruptions explosives de courte durée de vie de laves de viscosité intermédiaire, souvent éjectées à haute altitude dans l’air. Les colonnes peuvent mesurer des centaines de mètres de hauteur. Les laves formées par les éruptions stromboliennes sont une forme de lave basaltique relativement visqueuse, et son produit final est principalement du scories. La passivité relative des éruptions stromboliennes et sa nature non dommageable pour son évent de source permettent aux éruptions stromboliennes de se poursuivre sans relâche pendant des milliers d’années, et en font également l’un des types éruptifs les moins dangereux.
Les éruptions stromboliennes éjectent des bombes volcaniques et des fragments de lapilli qui voyagent dans des trajectoires paraboliques avant de se poser autour de leur évent de source. L’accumulation régulière de petits fragments construit des cônes de cendres composés entièrement de pyroclastes basaltiques. Cette forme d’accumulation tend à donner lieu à des anneaux de téphra bien ordonnés.
Les éruptions stromboliennes sont similaires aux éruptions hawaïennes, mais il existe des différences. Les éruptions stromboliennes sont plus bruyantes, ne produisent pas de colonnes éruptives soutenues, ne produisent pas de produits volcaniques associés au volcanisme hawaïen (en particulier les larmes de Pelé et les cheveux de Pelé) et produisent moins de coulées de lave en fusion (bien que le matériau éruptif ait tendance à former de petits ruisseaux).
Les volcans connus pour avoir une activité strombolienne comprennent:
- Parícutin, au Mexique, qui a éclaté d’une fissure dans un champ de maïs en 1943. Deux ans après le début de sa vie, l’activité pyroclastique a commencé à décliner et l’effusion de lave de sa base est devenue son principal mode d’activité. Les éruptions ont cessé en 1952 et la hauteur finale était de 424 m (1 391 pieds). C’était la première fois que les scientifiques pouvaient observer le cycle de vie complet d’un volcan.
- L’Etna, en Italie, qui a montré une activité strombolienne lors des récentes éruptions, par exemple en 1981, 1999, 2002-2003 et 2009.
- Le mont Erebus en Antarctique, le volcan actif le plus au sud du monde, ayant été observé en éruption depuis 1972. L’activité éruptive à Erebus consiste en une activité strombolienne fréquente.
- Stromboli lui-même. L’homonyme de l’activité explosive légère qu’il possède a été actif tout au long de l’histoire; des éruptions stromboliennes essentiellement continues, parfois accompagnées de coulées de lave, ont été enregistrées à Stromboli pendant plus d’un millénaire.
VulcanianEdit
Les éruptions vulcaniennes sont un type d’éruption volcanique nommé d’après le volcan Vulcano. Il a été nommé ainsi à la suite des observations de Giuseppe Mercalli sur ses éruptions de 1888-1890. Dans les éruptions vulcaniennes, le magma visqueux intermédiaire à l’intérieur du volcan empêche les gaz vésiculés de s’échapper. Semblable aux éruptions stromboliennes, cela conduit à l’accumulation d’une pression de gaz élevée, ce qui finit par faire éclater le bouchon retenant le magma et entraînant une éruption explosive. Cependant, contrairement aux éruptions stromboliennes, les fragments de lave éjectés ne sont pas aérodynamiques; cela est dû à la viscosité plus élevée du magma vulcanien et à la plus grande incorporation de matériau cristallin rompu de l’ancienne calotte. Ils sont également plus explosifs que leurs homologues stromboliens, avec des colonnes éruptives atteignant souvent entre 5 et 10 km (3 et 6 mi) de haut. Enfin, les dépôts vulcaniens sont andésitiques à dacitiques plutôt que basaltiques.
L’activité vulcanienne initiale est caractérisée par une série d’explosions de courte durée, de quelques minutes à quelques heures et caractérisées par l’éjection de bombes et de blocs volcaniques. Ces éruptions usent le dôme de lave retenant le magma, et il se désintègre, conduisant à des éruptions beaucoup plus calmes et continues. Ainsi, un signe précoce de l’activité vulcanienne future est la croissance du dôme de lave, et son effondrement génère une effusion de matériaux pyroclastiques sur la pente du volcan.
Les dépôts près de l’évent de la source sont constitués de gros blocs volcaniques et de bombes, les « bombes à croûte de pain » étant particulièrement courantes. Ces morceaux volcaniques profondément fissurés se forment lorsque l’extérieur de la lave éjectée se refroidit rapidement en une coquille vitreuse ou à grain fin, mais l’intérieur continue de se refroidir et de vésiculer. Le centre du fragment se dilate, fissurant l’extérieur. Cependant, la majeure partie des dépôts vulcaniens sont des cendres à grain fin. Les cendres ne sont que modérément dispersées et leur abondance indique un degré élevé de fragmentation, résultat d’une teneur élevée en gaz dans le magma. Dans certains cas, ceux-ci se sont avérés être le résultat d’une interaction avec de l’eau météorique, suggérant que les éruptions vulcaniennes sont partiellement hydrovolcaniques.
Les volcans qui ont présenté une activité vulcanienne comprennent:
- Sakurajima, au Japon, est le site d’une activité vulcanienne quasi continue depuis 1955.
- Tavurvur, en Papouasie-Nouvelle-Guinée, l’un des nombreux volcans de la caldeira de Rabaul.
- Le volcan Irazú au Costa Rica a présenté une activité vulcanienne lors de son éruption de 1965.
On estime que les éruptions vulcaniennes représentent au moins la moitié de toutes les éruptions connues de l’Holocène.
PeléanEdit
Les éruptions peléennes (ou nuée ardente) sont un type d’éruption volcanique nommé d’après le volcan du Mont Pelée en Martinique, site d’une éruption peléenne en 1902 qui est l’une des pires catastrophes naturelles de l’histoire. Dans les éruptions péléennes, une grande quantité de gaz, de poussière, de cendres et de fragments de lave sont soufflés dans le cratère central du volcan, entraînée par l’effondrement de dôme de lave de rhyolite, de dacite et d’andésite qui créent souvent de grandes colonnes éruptives. Un signe précoce d’une éruption à venir est la croissance d’une colonne dite Peléane ou épine de lave, un renflement au sommet du volcan préemptant son effondrement total. Le matériau s’effondre sur lui-même, formant un flux pyroclastique rapide (connu sous le nom de flux de blocs et de cendres) qui descend le flanc de la montagne à des vitesses énormes, souvent plus de 150 km (93 mi) par heure. Ces glissements de terrain font des éruptions de Peléan l’une des plus dangereuses au monde, capables de déchirer des zones peuplées et de causer de graves pertes en vies humaines. L’éruption de la montagne Pelée en 1902 a causé d’énormes destructions, tuant plus de 30 000 personnes et détruisant complètement Saint-Pierre, le pire événement volcanique du 20e siècle.
Les éruptions peléennes se caractérisent principalement par les coulées pyroclastiques incandescentes qu’elles entraînent. La mécanique d’une éruption peléenne est très similaire à celle d’une éruption vulcanienne, sauf que dans les éruptions peléennes, la structure du volcan est capable de résister à plus de pression, d’où l’éruption se produit comme une grande explosion plutôt que plusieurs plus petites.
Les volcans connus pour avoir une activité peléenne comprennent:
- Le mont Pelée, en Martinique. L’éruption de la montagne Pelée en 1902 a complètement dévasté l’île, détruisant Saint-Pierre et ne laissant que 3 survivants. L’éruption a été directement précédée par la croissance du dôme de lave.
- Volcan Mayon, le volcan le plus actif des Philippines. Il a été le site de nombreux types d’éruptions, y compris Peléan. Environ 40 ravins rayonnent du sommet et fournissent des voies pour des coulées pyroclastiques fréquentes et des coulées de boue vers les basses terres en contrebas. L’éruption la plus violente de Mayon a eu lieu en 1814 et a été responsable de plus de 1200 morts.
- L’éruption peléenne du mont Lamington en 1951. Avant cette éruption, le pic n’avait même pas été reconnu comme un volcan. Plus de 3 000 personnes ont été tuées, et il est devenu une référence pour l’étude des grandes éruptions peléennes.
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Coulées pyroclastiques au volcan Mayon, Philippines, 1984
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L’épine de lave qui s’est développée après l’éruption du mont Pelée en 1902
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Le mont Lamington à la suite de l’éruption dévastatrice de 1951
PlinianEdit
Les éruptions pliniennes (ou éruptions vésuviennes) sont un type d’éruption volcanique nommé d’après l’éruption historique du Vésuve en 79 après JC qui a enseveli les villes romaines de Pompéi et d’Herculanum et, plus précisément, pour son chroniqueur Pline le Jeune. Le processus alimentant les éruptions pliniennes commence dans la chambre magmatique, où les gaz volatils dissous sont stockés dans le magma. Les gaz vésiculent et s’accumulent lorsqu’ils montent à travers le conduit de magma. Ces bulles s’agglutinent et une fois qu’elles atteignent une certaine taille (environ 75% du volume total du conduit magmatique), elles explosent. Les limites étroites du conduit forcent les gaz et le magma associé vers le haut, formant une colonne éruptive. La vitesse de l’éruption est contrôlée par le contenu en gaz de la colonne, et les roches de surface à faible résistance se fissurent généralement sous la pression de l’éruption, formant une structure sortante évasée qui pousse les gaz encore plus rapidement.
Ces colonnes éruptives massives sont la caractéristique distinctive d’une éruption plinienne, et atteignent jusqu’à 2 à 45 km (1 à 28 mi) dans l’atmosphère. La partie la plus dense du panache, directement au-dessus du volcan, est entraînée intérieurement par l’expansion du gaz. Lorsqu’il s’élève plus haut dans l’air, le panache se dilate et devient moins dense, la convection et la dilatation thermique des cendres volcaniques le conduisent encore plus loin dans la stratosphère. Au sommet du panache, de puissants vents dominants éloignent le panache du volcan.
Ces éruptions hautement explosives sont associées à des éruptions dacitiques à rhyolitiques riches en volatiles laves, et se produisent le plus généralement dans les stratovolcans. Les éruptions peuvent durer des heures à des jours, les éruptions plus longues étant associées à plus de volcans felsiques. Bien qu’elles soient associées au magma felsique, les éruptions pliniennes peuvent tout aussi bien se produire au niveau des volcans basaltiques, étant donné que la chambre magmatique se différencie et a une structure riche en dioxyde de silicium.
Les éruptions pliniennes sont similaires aux éruptions vulcaniennes et stromboliennes, sauf que plutôt que de créer des événements explosifs discrets, les éruptions pliniennes forment des colonnes éruptives soutenues. Ils sont également similaires aux fontaines de lave hawaïennes en ce sens que les deux types éruptifs produisent des colonnes éruptives soutenues maintenues par la croissance de bulles qui montent à peu près à la même vitesse que le magma qui les entoure.
Les régions touchées par les éruptions pliniennes sont soumises à une lourde chute d’air de pierre ponce affectant une superficie de 0,5 à 50 km3 (0 à 12 mi cu). Le matériau du panache de cendres finit par regagner le sol, recouvrant le paysage d’une épaisse couche de plusieurs kilomètres cubes de cendres.
Cependant, la caractéristique éruptive la plus dangereuse sont les coulées pyroclastiques générées par l’effondrement des matériaux, qui descendent le flanc de la montagne à des vitesses extrêmes allant jusqu’à 700 km (435 mi) par heure et avec la capacité d’étendre la portée de l’éruption sur des centaines de kilomètres. L’éjection de matériaux chauds du sommet du volcan fait fondre les bancs de neige et les dépôts de glace sur le volcan, qui se mélange au téphra pour former des lahars, des coulées de boue rapides avec la consistance d’un béton humide qui se déplacent à la vitesse d’une rivière rapide.
Les principaux événements éruptifs pliniens comprennent:
- L’éruption du Vésuve en 79 après JC a enterré les villes romaines de Pompéi et d’Herculanum sous une couche de cendres et de téphra. C’est le modèle de l’éruption plinienne. Le Vésuve est entré en éruption à plusieurs reprises depuis lors. Sa dernière éruption remonte à 1944 et a causé des problèmes aux armées alliées lors de leur avancée à travers l’Italie. C’est le rapport contemporain de Pline le Jeune qui a conduit les scientifiques à qualifier les éruptions du Vésuve de « Pliniennes ».
- L’éruption de 1980 du mont St. Helens à Washington, qui a déchiré le sommet du volcan, était une éruption plinienne d’Indice d’Explosivité volcanique (VEI) 5.
- Les types d’éruptions les plus forts, avec un VEI de 8, sont des éruptions dites « Ultra-pliniennes », comme celle du lac Toba il y a 74 mille ans, qui a éteint 2800 fois le matériau entré en éruption par le mont St. Helens en 1980.
- Hekla en Islande, un exemple de volcanisme plinien basaltique étant son éruption de 1947-48. Les 800 dernières années ont été un modèle d’éruptions initiales violentes de pierre ponce suivies d’une extrusion prolongée de lave basaltique de la partie inférieure du volcan.
- Pinatubo aux Philippines le 15 juin 1991, qui a produit 5 km3 (1 mi cu) de magma dacitique, une colonne éruptive de 40 km (25 mi) de haut, et libéré 17 mégatonnes de dioxyde de soufre.