IGNEOUS GEOLOGY

# IGNEOUS GEOLOGY ## Objectifs et prérequis Ce chapitre vise à fournir une compréhension approfondie des processus magmatiques, de la formation et des propriétés du magma à la classification et à l'utilisation des roches ignées. À l'issue de ce cours, l'étudiant sera capable de : - Décrire l'origine, la nature et les propriétés du magma, y compris sa viscosité et les sources de chaleur. - Expliquer l'évolution magmatique et la cristallisation à partir d'un melt silicaté. - Identifier et décrire les provinces magmatiques, les mécanismes d'éruption volcanique, les facteurs contrôlant leur violence et leur classification. - Reconnaître les produits des éruptions volcaniques, les caractéristiques extrusives et intrusives, ainsi que leurs effets et méthodes de prédiction. - Décrire les textures, structures et stratification des roches ignées. - Classer les roches ignées selon leur composition et leur texture, et réaliser une description pétrographique de base. - Relier les activités ignées à la tectonique des plaques. - Citer des utilisations économiques et techniques des roches ignées. **Prérequis** : Connaissances de base en minéralogie (silicates, feldspaths, quartz, mafiques), en chimie générale (oxydes, éléments traces), et en tectonique des plaques (limites divergentes, convergentes, transformantes). --- ## I. Magmatism, origin, nature and properties of magma Le magmatisme désigne l'ensemble des processus liés à la formation, au déplacement et à la solidification du magma sous la surface terrestre. Le magma est une roche fondue partiellement ou totalement, contenant des cristaux solides, des gaz dissous et un liquide silicaté. > **Définition** : Le magma est un fluide complexe composé d'un liquide silicaté (melt), de cristaux minéraux en suspension (phénocristaux), et de volatils (H₂O, CO₂, SO₂, etc.) dissous sous pression. **Propriétés clés** : - **Composition** : Dominée par les oxydes de SiO₂, Al₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O, K₂O. La teneur en SiO₂ détermine la classification (basique <52%, intermédiaire 52-66%, acide >66%). - **Température** : Entre 700°C et 1300°C, selon la composition (plus basique = plus chaud). - **Densité** : Généralement entre 2,2 et 2,8 g/cm³, inférieure à celle des roches solides environnantes, ce qui favorise son ascention. - **Viscosité** : Résistance à l'écoulement, fortement dépendante de la teneur en SiO₂, de la température et de la teneur en volatils. **Exemple résolu** : Un magma basaltique a une teneur en SiO₂ de 48%, une température de 1150°C et contient 0,5% de H₂O dissous. Un magma rhyolitique a 72% de SiO₂, 850°C et 4% de H₂O. → Le magma rhyolitique est nettement plus visqueux en raison de sa haute teneur en SiO₂ (polymérisation du réseau silicaté) et malgré son contenu plus élevé en H₂O (qui diminue la viscosité, mais pas assez pour compenser l'effet du SiO₂). Viscosité relative : Rhyolite ≈ 10⁶ à 10⁹ Pa·s ; Basalte ≈ 10¹ à 10³ Pa·s. **Exercices d'application** : 1. Un magma andésitique (SiO₂ = 58%) à 950°C avec 2% de H₂O est-il plus ou moins visqueux qu'un magma basaltique (SiO₂ = 49%) à 1100°C avec 0,2% de H₂O ? **Corrigé** : L'andésite a une teneur en SiO₂ plus élevée (58% vs 49%), ce qui augmente fortement la viscosité. Bien que sa température soit plus basse (950°C vs 1100°C) et qu'il contienne plus de H₂O (2% vs 0,2%), l'effet du SiO₂ domine. Donc, l'andésite est **plus visqueuse**. 2. Pourquoi un magma riche en volatils est-il plus susceptible de produire une éruption explosive ? **Corrigé** : Lors de la décompression lors de l'ascension, la solubilité des volatils (H₂O, CO₂) diminue. Ils exsolvent en bulles de gaz, augmentant la pression interne du magma. Si la viscosité est élevée (magma acide), les gaz ne peuvent pas s'échapper facilement → pression élevée → fragmentation explosive. --- ## II. Viscosity and sources of heat for magma La viscosité du magma contrôle son comportement d'écoulement et donc le type d'activité volcanique (effusive vs explosive). Elle dépend de trois facteurs principaux : composition (SiO₂), température, et teneur en volatils. > **Règle** : La viscosité η (en Pa·s) du magma silicaté suit approximativement la relation de Arrhenius modifiée : > $$ \eta = A \exp\left(\frac{E_a}{RT}\right) \cdot f(\text{SiO}_2, \text{H}_2\text{O}) $$ > où $A$ est un facteur préexponentiel, $E_a$ l'énergie d'activation, $R$ la constante des gaz parfaits, $T$ la température en Kelvin, et $f$ une fonction croissante avec la teneur en SiO₂ et décroissante avec la teneur en H₂O. **Sources de chaleur pour la fusion partielle** : 1. **Chaleur primordiale** : Résiduelle de l'accrétion terrestre et de la différentiation noyau-manteau. 2. **Chaleur radiogénique** : Désintégration des isotopes radioactifs (⁴⁰K, ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th) dans la croûte et le manteau. 3. **Chaleur de cisaillement** : Générée par le frottement aux limites de plaques (notamment en zones de subduction). 4. **Chaleur de décompression** : Lors de l'ascension adiabatique du manteau dans les dorsales océaniques ou les points chauds (pas de perte de chaleur significative → température relativement constante malgré la baisse de pression). **Exemple résolu** : Dans une dorsale océanique, le manteau péridotitique remonte à environ 10 cm/an. La décompression adiabatique entraîne une fusion partielle lorsque la température du manteau dépasse son solidus en fonction de la pression. À 60 km de profondeur (≈1,8 GPa), le solidus du manteau anhydre est d'environ 1300°C. Avec un gradient géothermique de 0,5°C/km, la température à cette profondeur est d'environ 1300°C → fusion partielle initiée. → La chaleur de décompression est la source dominante ici. **Exercices d'application** : 1. Pourquoi la fusion partielle dans les zones de subduction est-elle principalement déclenchée par l'ajout d'eau plutôt que par la décompression ? **Corrigé** : Dans les zones de subduction, la plaque océanique plongeante libère de l'eau provenant de l'altération de sa croûte basaltique et de ses sédiments. Cette eau abaisse considérablement le solidus du manteau sus-jacent (de ~200 à 300°C), provoquant une fusion partielle même sans augmentation significative de la température. La décompression y est faible en raison du mouvement principalement horizontal de la plaque. 2. Calculer approximativement la viscosité relative d'un magma rhyolitique (SiO₂ = 75%, T = 800°C, H₂O = 5%) par rapport à un magma basaltique (SiO₂ = 50%, T = 1200°C, H₂O = 0,1%). **Corrigé** : Bien que le calcul précis nécessite des modèles expérimentaux (comme celui de Giordano et al., 2008), on sait qualitativement que : - L'augmentation de SiO₂ de 50% à 75% augmente fortement la viscosité (facteur ~10² à 10⁴). - La baisse de température de 1200°C à 800°C augmente la viscosité (facteur ~10² à 10³ via Arrhenius). - L'augmentation de H₂O de 0,1% à 5% diminue la viscosité (facteur ~10⁻¹ à 10⁻²). → Effet net : viscosité du rhyolitique environ 10³ à 10⁵ fois plus élevée que celle du basalte. --- ## III. Magmatic Evolution and Crystallization L'évolution magmatique décrit les changements de composition du magma au cours de son histoire, principalement dus à des processus de cristallisation fractionnée, d'assimilation et de mélange de magmas. > **Définition** : La cristallisation fractionnée est le processus par lequel des cristaux se forment dans un magma et sont séparés du liquide résiduel (par sédimentation, flottement ou filtration), modifiant ainsi la composition du melt restant. **Processus clés** : - **Cristallisation fractionnée** : Enlèvement sélectif de phases minérales (ex. : olivine → pyroxène → plagioclase → amphibole → biotite → quartz/feldspath potassique). - **Assimilation** : Incorporation de matériau de la roche encaissante (country rock) par fusion et réaction chimique. - **Mélange de magmas** : Interaction entre deux magmas de compositions différentes (ex. : basaltique et rhyolitique). **Exemple résolu** : Un magma basaltique initial (SiO₂ = 50%, MgO = 12%, CaO = 10%) subit une cristallisation fractionnée où 30% du magma se cristallise sous forme d'olivine (Mg₂SiO₄, approximativement MgO=50%, SiO₂=40%) et de pyroxène clinique (CaMgSi₂O₆, approximativement CaO=25%, MgO=18%, SiO₂=57%). On suppose que les cristaux sont parfaitement séparés. Composition du liquide résiduel après élimination de 30% de cristaux : On utilise la loi de conservation de masse : $ C_L = \frac{C_0 - F \cdot C_S}{1 - F} $ où $C_0$ = composition initiale, $F$ = fraction cristallisée, $C_S$ = composition des cristaux. Pour le MgO : $ C_{0,\text{MgO}} = 12\% $ $ C_{S,\text{MgO}} \approx (0,5 \times 50\%) + (0,5 \times 18\%) = 34\% $ (moyenne pondérée olivine-pyroxène) $ F = 0,3 $ $ C_{L,\text{MgO}} = \frac{12 - 0,3 \times 34}{1 - 0,3} = \frac{12 - 10,2}{0,7} = \frac{1,8}{0,7} \approx 2,57\% $ Pour le SiO₂ : $ C_{0,\text{SiO}_2} = 50\% $ $ C_{S,\text{SiO}_2} \approx (0,5 \times 40\%) + (0,5 \times 57\%) = 48,5\% $ $ C_{L,\text{SiO}_2} = \frac{50 - 0,3 \times 48,5}{0,7} = \frac{50 - 14,55}{0,7} = \frac{35,45}{0,7} \approx 50,64\% $ → Le liquide résiduel est appauvri en MgO (de 12% à ~2,6%) et légèrement enrichi en SiO₂ (de 50% à ~50,6%), montrant l'évolution vers une composition plus silicatée (vers l'andésite/dacite). **Exercices d'application** : 1. Un magma subit une cristallisation fractionnée où 40% du magma forme des cristaux de plagioclase (An₅₀, soit Ca₀,₅Na₀,₅Al₁,₅Si₂,₅O₈, approximativement CaO=12,5%, Na₂O=4,5%, Al₂O₃=24%, SiO₂=59%). Si le magma initial avait SiO₂=48%, Al₂O₃=15%, CaO=10%, Na₂O=3%, quelle est la composition du liquide résiduel en SiO₂ et Al₂O₃ ? **Corrigé** : Pour SiO₂ : $ C_{0,\text{SiO}_2} = 48\% $ $ C_{S,\text{SiO}_2} = 59\% $ $ F = 0,4 $ $ C_{L,\text{SiO}_2} = \frac{48 - 0,4 \times 59}{0,6} = \frac{48 - 23,6}{0,6} = \frac{24,4}{0,6} \approx 40,67\% $ Pour Al₂O₃ : $ C_{0,\text{Al}_2\text{O}_3} = 15\% $ $ C_{S,\text{Al}_2\text{O}_3} = 24\% $ $ C_{L,\text{Al}_2\text{O}_3} = \frac{15 - 0,4 \times 24}{0,6} = \frac{15 - 9,6}{0,6} = \frac{5,4}{0,6} = 9\% $ → Le liquide résiduel a SiO₂ ≈ 40,7%, Al₂O₃ = 9% : appauvri en ambos, tendance vers une composition plus mafique (mais ceci est contre-intuitif ; en réalité, l'enlèvement de plagioclase appauvrit le liquide en Al et Si, mais si d'autres phases cristallisent après, l'évolution peut se poursuivre vers plus de SiO₂. Ici, seul le plagioclase est considéré → liquide plus mafique, ce qui est possible si la cristallisation est précoce). 2. Pourquoi l'assimilation de roche felsique par un magma basaltique tend-elle à produire des magmas intermédiaires ? **Corrigé** : La roche felsique (ex. : granite) est riche en SiO₂, Al₂O₃, K₂O, Na₂O. Lorsqu'elle est assimilée par un magma basaltique (pauvre en ces composés), elle augmente la teneur en SiO₂ et en alcalins du mélange. Selon les proportions, cela peut produire un magma andésitique ou dacitique. Cependant, l'assimilation nécessite de l'énergie (chaleur du magma pour fondre la roche encaissante), donc elle est souvent limitée sauf si le magma est très chaud et volumineux. --- ## IV. Crystallization of Igneous Rocks from Silicate Melt La cristallisation à partir d'un melt silicaté suit des chemins de réaction dépendants de la pression, de la température et de la composition (notamment du ratio SiO₂/(Na₂O+K₂O+CaO)). > **Règle** : À pression atmosphérique, la série de réaction de Bowen décrit l'ordre de cristallisation des minéraux silicatés dans un magma basaltique en évolution : > Olivine → Pyroxène → Amphibole → Biotite → Plagioclase (de calcique à sodique) → Orthoclase → Muscovite → Quartz > (Discontinue : olivine → pyroxène → amphibole → biotite ; Continue : plagioclase calcique → plagioclase sodique). **Exemple résolu** : Un magma dacitique (SiO₂=65%) se refroidit à pression atmosphérique. Selon la série de Bowen, quels minéraux sont susceptibles de cristalliser en premier et en dernier ? **Corrigé** : - En premier : les minéraux de la série discontinue à haute température : olivine est instable dans un magma si riche en SiO₂ → la première phase stable est souvent l'amphibole (ex. : hornblende) ou le pyroxène, selon la teneur en MgO/FeO. En réalité, pour un magma dacitique typique, les premières phases à cristalliser sont le plagioclase (andesine, intermédiaire) et l'amphibole. - En dernier : les minéraux de basse température : quartz et orthoclase (ou muscovite si riche en Al et K). → Donc : première cristallisation : amphibole et plagioclase ; dernière : quartz et feldspath potassique. **Exercices d'application** : 1. Un magma rhyolitique (SiO₂=73%, K₂O=4%, Na₂O=3%) se cristallise. Quel minéral est susceptible d'apparaître en dernier, et pourquoi ? **Corrigé** : Le quartz (SiO₂) est la dernière phase à cristalliser dans un magma silicaté riche en SiO₂, car il a la température de fusion la plus basse parmi les minéraux silicatés courants à pression atmosphérique. Le feldspath potassique (orthoclase) peut également cristalliser tardivement, mais le quartz apparaît généralement après ou en même temps que les feldspaths dans les granites/rhyolites. 2. Expliquez pourquoi l'olivine est rarement observée comme phénocristal dans les roches felsiques (ex. : granite). **Corrigé** : L'olivine est stable uniquement dans des magmas pauvres en SiO₂ et riches en MgO, FeO (magmas mafiques à ultramafiques). Dans un magma felsique (SiO₂ > 66%), la réaction avec le melt silicaté produirait de l'orthopyroxène ou du quartz via : $ \text{Olivine} + \text{SiO}_2 (\text{melt}) \rightarrow \text{Orthopyroxène} $ Donc, l'olivine réagit avec le melt pour former des minéraux plus stables dans les conditions felsiques → elle est consommée et ne persiste pas comme phénocristal. --- ## V. Magmatic Provinces Les provinces magmatiques sont des régions étendues caractérisées par un volume important de roches ignées d'âge et d'origine similaires, liées à des processus tectoniques profonds. > **Définition** : Une province magmatique est une zone géographique où l'activité magmatique a été intense et prolongée (souvent >10⁶ ans), produisant des volumes significatifs de roches plutoniques et/ou volcaniques, généralement associée à un manteau anormalement chaud ou à une perturbation lithosphérique. **Types principaux** : - **Provinces de points chauds** (ex. : îles Hawaii, Yellowstone) : liées à un panache mantellique ascendant. - **Provinces de rift** (ex. : Province volcanique du Karoo, Afrique du Sud ; Trappe du Deccan, Inde) : liées à l'amincissement lithosphérique et à la décompression du manteau lors de la fragmentation continentale. - **Provinces d'arc volcanique** (ex. : Andes, Cascades) : liées à la subduction et à la fusion du manteau sus-jacent. - **Provinces de grandes igneuses provinces (LIPs)** : volumes > 10⁶ km³ de magma en quelques millions d'années (ex. : Trappe de Sibérie, Trappe de l'Atlantique Nord). **Exemple résolu** : La Trappe du Deccan (Inde) couvre environ 500 000 km² avec une épaisseur moyenne de 1 km, donnant un volume d'environ 500 000 km³ de basalte. Elle est datée de ~66 millions d'années, coïncidant avec l'extinction Crétacé-Paléogène. → Elle est interprétée comme une LIP liée à l'arrivée du panache mantellique de Réunion sous la plaque indienne lors de sa migration rapide vers le nord. **Exercices d'application** : 1. Pourquoi les provinces de points chauds produisent-elles souvent une chaîne d'îles ou de volcans linéaires, tandis que les provinces de rift produisent des zones larges de volcanisme ? **Corrigé** : Un point chaud est une source fixe mantellique ; la plaque tectonique se déplace au-dessus, créant une trace linéaire de volcans (ex. : chaîne Hawaii-Emperor). Un rift implique l'amincissement et la fracturation de la lithosphère sur une large zone (ex. : rift africain), permettant la décompression du manteau sur une région étendue → volcanisme diffus. 2. La Trappe de Sibérie est associée à l'extinction Permien-Trias. Quelle caractéristique géochimique soutient son origine panache plutôt qu'une origine de subduction ? **Corrigé** : Les basaltes de la Trappe de Sibérie montrent des rapports élevés de ³He/⁴He (signature mantellique primitive), des enrichissements en éléments lithophiles incompatibles (ex. : Nb, Ta) sans épuisement en éléments compatibles (ex. : Cr, Ni), et une absence de signature d'enrichissement en fluides (ex. : pas d'anomalie en Pb ou Sr typique des arcs). Cela soutient une origine de panache mantellique profond, pas de subduction. --- ## VI. Mechanism of volcanic eruption Une éruption volcanique résulte de la montée du magma à travers la croûte, accompagnée de la libération de gaz dissous, pouvant conduire à une fragmentation explosive ou à un écoulement effusif. > **Définition** : Le mécanisme d'éruption volcanique implique la montée du magma due à sa flottabilité, la décompression entraînant l'exsolution des volatils, la croissance et la coalescence des bulles de gaz, et finalement soit l'effusion tranquille du magma (si faible viscosité et bonne perméabilité au gaz), soit sa fragmentation explosive (si haute viscosité et rétention de gaz). **Étapes clés** : 1. **Montée du magma** : Poussée par la différence de densité (magma moins dense que la roche encaissante). 2. **Décompression** : Diminution de la pression lors de l'ascension → diminution de la solubilité des volatils (H₂O, CO₂, SO₂). 3. **Exsolution des gaz** : Formation de bulles dans le magma. 4. **Croissance et coalescence des bulles** : Dépend de la viscosité et de la vitesse d'ascension. 5. **Fragmentation ou effusion** : - Si la viscosité est faible et/ou la vitesse d'ascension élevée → les bulles s'échappent → écoulement effusif (lava). - Si la viscosité est élevée et/ou la vitesse d'ascension faible → les gaz sont piégés → pression augmente → fragmentation du magma en cendres et lapilli → colonne éruptive. **Exemple résolu** : Un magma andésitique (viscosité η ≈ 10⁴ Pa·s) monte à une vitesse de 0,1 m/s dans un conduit de 50 m de diamètre. Un magma basaltique (η ≈ 10² Pa·s) monte à la même vitesse dans le même conduit. Lequel est plus susceptible de produire une éruption explosive ? **Corrigé** : Le nombre de Reynolds (Re) indique le régime d'écoulement, mais ici, le facteur clé est la capacité du magma à laisser échapper les gaz. Le temps nécessaire pour qu'une bulle de gaz remonte à travers le magma est proportionnel à η / (Δρ g r²), où Δρ est la différence de densité gaz-magma, g la gravité, r le rayon de la bulle. Une viscosité plus élevée ralentit la montée des bulles → plus de rétention de gaz → plus de risque de fragmentation. → Le magma andésitique (η 100× plus élevée) est beaucoup plus susceptible de retenir ses gaz et de produire une éruption explosive, même à la même vitesse d'ascension. **Exercices d'application** : 1. Pourquoi un magma riche en gaz mais de faible viscosité (ex. : magma basaltique avec 2% de H₂O) produit-il généralement des éruptions effusives, alors qu'un magma pauvre en gaz mais de haute viscosité (ex. : magma rhyolitique avec 0,5% de H₂O) peut produire des éruptions explosives ? **Corrigé** : Dans le cas basaltique, malgré la présence de gaz, la faible viscosité permet aux bulles de monter rapidement et de s'échapper à travers le magma ou par des fissures dans le conduit → pression faible → effusion. Dans le cas rhyolitique, même avec moins de gaz, la très haute viscosité empêche l'échappement des bulles → les gaz se compressent et augmentent la pression interne jusqu'à ce que la résistance du magma soit dépassée → fragmentation explosive. → Ce n'est pas seulement la quantité de gaz, mais la capacité du magma à les retenir qui compte. 2. Un volcan montre des séismes de type VT (volcano-tectonic) en augmentation, suivis de tremblements harmoniques. Que suggère cela sur le mécanisme d'éruption imminent ? **Corrigé** : Les séismes VT indiquent la fracturation de la roche due à la pression du magma en montée. Les tremblements harmoniques suggèrent le mouvement de fluide (magma ou gaz) sous pression dans un conduit ouvert → souvent précurseur d'une éruption, possiblement explosive si le magma est visqueux et riche en gaz. --- ## VII. Factors controlling the violence of an eruption La violence d'une éruption volcanique dépend de l'interaction entre les propriétés du magma et les conditions de son ascention. > **Règle** : La violence d'une éruption augmente avec : > - La teneur en SiO₂ du magma (augmente la viscosité), > - La teneur en volatils (H₂O, CO₂) (augmente le potentiel de pression gazeuse), > - La vitesse d'ascension du magma (limite le temps pour l'échappement des gaz), > - La profondeur de fragmentation (plus profonde = plus de travail d'expansion des gaz), > - Et diminue avec : > - La perméabilité du conduit aux gaz (favorise l'échappement), > - La température du magma (augmente la fluidité). **Indice d'explosivité volcanique (VEI)** : Échelle de 0 à 8 basée sur le volume de produits éjectés, la hauteur de la colonne éruptive, et la durée. - VEI 0 : effusif (ex. : Kilauea) - VEI 8 : super-éruption (ex. : Yellowstone, Toba) **Exemple résolu** : Deux éruptions ont lieu : - Éruption A : magma rhyolitique (SiO₂=75%, H₂O=5%), volume éjecté = 10 km³, colonne = 30 km. - Éruption B : magma basaltique (SiO₂=50%, H₂O=0,2%), volume éjecté = 0,1 km³, colonne = 1 km. Quel est leur VEI relatif ? **Corrigé** : Selon l'échelle VEI : - Volume > 10 km³ et colonne > 25 km → VEI ≥ 6 (ex. : Pinatubo 1991 était VEI 6 avec ~10 km³ et colonne de 35 km). → Éruption A : VEI 6 ou 7. - Volume < 0,1 km³ et colonne < 5 km → VEI 0 ou 1 (ex. : éruptions hawaïennes). → Éruption B : VEI 0. → L'éruption A est nettement plus violente en raison de la haute viscosité et de la haute teneur en gaz du magma rhyolitique. **Exercices d'application** : 1. Un magma a une teneur en SiO₂ de 60% et 3% de H₂O. Un autre a 55% de SiO₂ et 5% de H₂O. Lequel est susceptible de produire une éruption plus violente, et pourquoi ? **Corrigé** : Le premier magma (andesite/dacite) a une teneur en SiO₂ plus élevée (60% vs 55%) → viscosité intrinsèquement plus élevée. Bien que le second ait plus de H₂O (5% vs 3%), l'effet du SiO₂ sur la viscosité est exponentiel et domine généralement sur l'effet linéaire de l'H₂O sur la pression gazeuse potentielle. → Le magma à 60% de SiO₂ est plus susceptible de produire une éruption plus violente. 2. Expliquez pourquoi une éruption sous-marine à faible profondeur peut être plus explosive qu'une éruption similaire à grande profondeur. **Corrigé** : À grande profondeur, la pression hydrostatique élevée augmente la solubilité des volatils dans le magma, retardant leur exsolution. À faible profondeur (ou en émergence), la pression diminue rapidement lors de l'ascension → exsolution brutale des gaz → fragmentation explosive. → Cependant, si l'éruption est totalement submergée et profonde, l'eau peut empêcher la formation d'une colonne éruptive et favoriser l'effusion sous forme de pillow lavas. Mais à faible profondeur subaquatique, l'exsolution rapide peut toujours produire des explosions sous-marines (ex. : Surtsey). --- ## VIII. Classification of volcanic eruptions Les éruptions volcaniques sont classées selon leur style, contrôlé principalement par la viscosité du magma et la teneur en gaz. > **Classification principale (style d'éruption)** : > - **Hawaïenne** : Effusion tranquille de lave basaltique très fluide (faible viscosité, faibles gaz). Fontaines de lave, coulées longues. > - **Strombolienne** : Explosions périodiques modérées dues à l'accumulation et à l'éclatement de grosses bulles de gaz dans un conduit de magma basaltique à intermédiaire. Projections de scories et de bombes. > - **Vulcanienne** : Explosions courtes, violentes, avec production importante de cendres et de blocs, dues à l'obturation temporaire du conduit par un bouchon visqueux (magma andésitique à dacitique). > - **Péléenne** : Éruption extrêmement violente avec nuages ardents (nuées brûlantes) générés par l'effondrement d'un dôme de lave visqueux (rhyolitique à andésitique). Très destructrice. > - **Plinienne** : Éruption explosive soutenue avec colonne éruptive très élevée (20-40 km), production massive de tephra, due à la fragmentation soutenue d'un magma riche en gaz et visqueux (rhyolitique à andésitique). > - **Ultra-Plinienne** : Éruptions Pliniennes exceptionnellement énergétiques (VEI ≥ 6). **Exemple résolu** : Un volcan produit des explosions régulières toutes les 5-10 minutes, projetant des scories incandescentes à quelques centaines de mètres, formant un cône abrupt. Aucune colonne éruptive significative n'est observée. Quel est le style d'éruption le plus probable ? **Corrigé** : Explosions périodiques modérées, projections de scories, pas de colonne élevée → caractéristique du style **strombolien**. → Magma probablement basaltique à intermédiaire, avec suffisamment de gaz pour produire des bulles qui s'accumulent et éclatent périodiquement. **Exercices d'application** : 1. Un volcan émet un nuage de cendres qui atteint 35 km d'altitude, suivi de courants pyroclastiques dévastateurs. Aucune lave fluide n'est observée. Quel style d'éruption cela suggère-t-il, et quel type de magma est probablement impliqué ? **Corrigé** : Colonne éruptive très élevée (>25 km) + courants pyroclastiques → style **Plinien** ou **Ultra-Plinien**. → Magma riche en gaz et visqueux : probablement **rhyolitique** ou **dacitique**. (Ex. : éruption du Pinatubo 1991, VEI 6, style Plinien, magma dacitique). 2. Pourquoi les éruptions péléennes sont-elles particulièrement dangereuses près des zones peuplées ? **Corrigé** : Elles produisent des **nuées ardentes** (courants pyroclastiques à haute température, >300°C, se déplaçant à plus de 100 km/h) dues à l'effondrement d'un dôme de lave visqueux. Ces courants détruisent tout sur leur passage par brûlure et asphyxie, et peuvent atteindre des zones situées à plusieurs kilomètres du cratère, laissant peu de temps pour l'évacuation. --- ## IX. Products of volcanic eruptions Les produits des éruptions volcaniques sont classés selon leur taille, leur densité et leur mode de transport. > **Définition** : Les produits volcaniques sont les matériaux éjectés lors d'une éruption, divisés en **tephra** (fragmentés, transportés par l'air) et en **lava** (coulée fluide ou visqueuse). **Tephra** (pyroclastes) : - **Cendres** : particules < 2 mm de diamètre. - **Lapilli** : particules entre 2 mm et 64 mm. - **Bombes et blocs** : particules > 64 mm ; - *Bombes* : matériau liquide ou semi-liquide lors de l'éjection (forme aérodynamique : fuselée, en forme de pain, en spirale). - *Blocs* : matériau solide lors de l'éjection (anguleux, provenant du conduit ou du bâtiment volcanique). **Lava** : - **Lava pahoehoe** : surface lisse, ondulée, cordeuse (faible viscosité, débit élevé). - **Lava aa** : surface rugueuse, épineuse, composée de blocs et de scories (viscosité plus élevée ou débit plus faible). - **Dômes de lave** : accumulations de lave très visqueuse (rhyolitique à andésitique) qui ne s'écoulent pas loin du conduit. **Exemple résolu** : Lors d'une éruption, des particules de 0,5 mm, 5 mm et 100 mm sont trouvées autour du volcan. Comment les classer ? **Corrigé** : - 0,5 mm : < 2 mm → **cendres** - 5 mm : entre 2 mm et 64 mm → **lapilli** - 100 mm : > 64 mm → **bombe ou bloc** Pour distinguer : si la particule présente une forme aérodynamique lisse (ex. : fuselée), c'est une **bombe** ; si elle est anguleuse et provient de roche préexistante, c'est un **bloc**. **Exercices d'application** : 1. Un dépôt contient des particules vitreuses, en forme de gouttelettes allongées, avec des traces d'étirement, et d'autres particules anguleuses composées de quartz et de feldspath. Quelle est l'origine probable de chacun ? **Corrigé** : - Particules vitreuses, allongées : **bombes volcaniques** (matériau fondu étiré lors de l'éjection). - Particules anguleuses de quartz et feldspath : **blocs** (fragments de roche encaissante ou du conduit, pas fondus lors de l'éjection). 2. Pourquoi les cendres volcaniques peuvent-elles rester suspendues dans l'atmosphère pendant des semaines, alors que les lapilli retombent rapidement ? **Corrigé** : La vitesse de chute d'une particule dans un fluide est donnée par la loi de Stokes (pour faibles nombres de Reynolds) : $$ v = \frac{2}{9} \frac{(\rho_p - \rho_f) g r^2}{\eta} $$ où $ \rho_p $ = densité de la particule, $ \rho_f $ = densité du fluide (air), $ g $ = gravité, $ r $ = rayon, $ \eta $ = viscosité de l'air. → La vitesse de chute est proportionnelle au carré du rayon. Une cendre de 0,1 mm de rayon (r=10⁻⁴ m) chute environ 100 fois plus lentement qu'un lapilli de 1 mm de rayon (r=10⁻³ m). → Les cendres restent suspendues longtemps ; les lapilli retombent en minutes à heures. ---