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RE GOLOGIQUE

 

 

 

 

 

 

ÈRE  GÉOLOGIQUE


L'ère, la plus grande unité conventionnelle du temps géologique, se subdivise en systèmes, séries et étages (les étages correspondent à un ensemble de terrains de même âge).
Venant après le précambrien, on distingue, dans l'ordre chronologique, le paléozoïque, anciennement primaire [durée : 340 millions d'années], le mésozoïque, anciennement secondaire [185 millions d'années], le cénozoïque, anciennement tertiaire [65 millions d'années], qui englobe aujourd'hui le quaternaire.

Environ 4,6 milliards d'années se sont écoulés depuis la formation de la Terre. Mais l'événement le plus important de la chronologie terrestre est sans conteste l'apparition, il y a environ 3,8 milliards d'années, des premières traces de vie. Le vivant, en évoluant au cours des temps géologiques, a pu transformer notre planète en une oasis.
La connaissance de l'histoire de la Terre est relativement récente ; si les fossiles ont très tôt intrigué les hommes, leur classification et leur ordre d'apparition n'ont été établis qu'au xixe s. Les techniques mises au point dans les années 1950 ont permis de préciser l'âge de la Terre. La manière dont la Terre est apparue fait toujours l'objet de spéculations. Cependant, il apparaît que le noyau, le manteau, puis la croûte terrestre se sont différenciés vers − 4,6 milliards d'années. On passe alors de l'histoire astronomique, qui commence avec la naissance de l'Univers, à l'histoire proprement géologique de notre planète. (→ géologie.)


1. L’étude des temps géologiques
1.1. L'évolution des idées concernant l'âge de la Terre

Au milieu du xviie s., les naturalistes commencent à établir une chronologie des phénomènes qui se sont succédé afin de remonter jusqu'à la naissance de la Terre.
L’archevêque irlandais Jacques Usher évalue la durée des générations bibliques et conclut que la Terre a été créée en l'an 4004 avant J.-C. (→ créationnisme). Cette conception est remise en question par les philosophes du siècle des Lumières, et Buffon, le premier, tente de déterminer expérimentalement l'âge de la Terre. Il suppose que notre planète s'est refroidie après avoir été un corps en fusion et, extrapolant les résultats de ses expériences sur le temps de refroidissement de boulets de canon, avance un chiffre de 75 000 ans. Mais, au xviiie s., l'interprétation hors des normes établies par les Livres saints n'est pas encore tolérée, et Buffon est obligé de se rétracter.
Cependant, se développe la doctrine de l'uniformitarisme (ou actualisme) – selon lequel les lois qui régissent les phénomènes géologiques actuels ont également existé dans le passé. Exprimé en 1830 par le Britannique Charles Lyell, ce raisonnement apporte aux géologues de nouvelles bases de réflexion sur la durée des phénomènes géologiques. Ils peuvent démontrer, par l'étude des éléments du passé, par exemple les fossiles – véritables archives de l'évolution de la nature – ou des strates, que l'âge de la Terre dépasse tout ce qu'on avait pu imaginer jusque-là. Les géologues venaient de découvrir une quatrième dimension : le temps.
En 1859, Charles Darwin défend, avec son ouvrage De l’origine des espèces, l’idée que des millions d'années ont été nécessaires pour qu'une longue succession de transformations permette à la vie de se présenter sous les nombreuses formes que nous lui connaissons aujourd'hui.
À la fin du xixe s., les scientifiques, souhaitant connaître l'âge absolu de la Terre, mesurent les rythmes de certains processus physiques. John July propose de dater les océans selon leur teneur en sodium ; les estimations, fondées sur l'augmentation annuelle de la quantité de sel dissous, avoisinent les 90 millions d'années. D'autres chercheurs, s'appuyant sur la rythmicité annuelle de certains dépôts sédimentaires, proposent, selon une vitesse d'accumulation calculée et en fonction de l'épaisseur des roches sédimentaires, un âge qui varie entre 90 et 500 millions d'années. Ces méthodes étaient malheureusement faussées par des incertitudes de mesure et par le fondement discutable de certaines hypothèses. Ainsi, le physicien Kelvin reprend le concept de Buffon sur une Terre à l'origine en fusion et aboutit à des âges de 25 ou 100 millions d'années.


1.2. L'échelle des temps géologiques
La datation relative
L'âge de la Terre, qui apparaissait de plus en plus important avec l'amélioration des connaissances géologiques, ne pouvait être mesuré, ni subdivisé de façon précise, car les moyens techniques permettant de dater de façon absolue les roches n'existaient pas. Aussi, l'élaboration d'une échelle temporelle qui classerait les principaux événements de l'histoire géologique dans un ordre correct était une préoccupation essentielle de la géologie au xixe s. : l'échelle relative des temps géologiques fut progressivement établie. Au début du xxe s., la découverte de la radioactivité permit d'affecter des valeurs absolues à cette échelle relative.
Pendant que les physiciens essayaient par différentes méthodes d'évaluer l'âge de la Terre, les géologues observaient et classaient les espèces fossiles ; ils utilisaient la superposition de couches de terrain pour dater, de façon simple, les strates les unes par rapport aux autres.

Ainsi, la longue histoire de la Terre a été divisée en périodes selon des événements dont les effets ont été enregistrés dans les matériaux géologiques (en l'occurrence, les strates). Ces événements peuvent être des points singuliers de l'évolution du monde vivant, comme l'apparition ou la disparition, locale ou généralisée, de groupes d'animaux ou de végétaux. Ces événements peuvent aussi être liés à l'activité de la planète : variation du niveau des mers, évolutions climatiques, édification de chaînes de montagnes. Ils sont visibles sur le terrain sous la forme, par exemple, de ce que l'on appelle une discordance : lors de l'érosion d'une chaîne de montagnes (constituée par plissement de strates à l'origine horizontales), de nouveaux terrains se déposent horizontalement sur ses restes selon une surface dite de discontinuité.
La datation absolue
En 1896, Henri Becquerel découvre la radioactivité naturelle, qui est la désintégration spontanée de certains éléments instables dits « radiogéniques ». Bertam Boltwood démontre que, lors de la désintégration de l'uranium radioactif en plomb, le rapport Pb/U augmente avec l'ancienneté de la roche qui contient ces éléments.
La vitesse de désintégration radioactive est exponentielle. La loi de décomposition des éléments est caractérisée pour chaque isotope radioactif par une période, ou temps de demi-vie, qui est le temps requis pour que la moitié de la masse de l'élément initial radioactif « père » se transforme en élément ou isotope stable « fils ». Par exemple, si une certaine substance radioactive a une période de 1 million d'années, il ne restera que la moitié de cette substance 1 million d'années après son incorporation dans un minéral, un quart après 2 millions d'années, et ainsi de suite jusqu'à l'infini. L'âge réel d'une roche peut donc être calculé si l'on peut mesurer les quantités d'éléments pères et fils qu'elle contient.
Si la vitesse de désintégration peut être déterminée, il devient possible de calculer, sur une roche, des durées réelles, et donc de placer des âges absolus sur l'échelle des temps géologiques. Les techniques de datation des roches fondées sur la radioactivité, appelées datations radiométriques, portent notamment sur la désintégration de certains isotopes d'uranium en plomb, ou de rubidium en strontium. À l'exception de l'isotope du carbone 14 (14C), toutes ces substances ont des demi-vies assez longues pour permettre de déterminer l'âge de la Terre. Le 14C, dont la demi-vie est plus courte (5 750 ans), ne peut être utilisé que pour mesurer des âges assez récents, de quelques dizaines de milliers d'années.
Le calibrage de l'échelle relative
La plupart des éléments radioactifs utilisables en radiochronologie se trouvent dans les roches éruptives et métamorphiques, tandis que les fossiles, sur lesquels est fondée en grande partie l'échelle relative des temps, se rencontrent dans les roches sédimentaires. Si des roches éruptives, telles que des laves ou des cendres volcaniques, sont intercalées dans un ensemble de strates sédimentaires, la datation absolue des sédiments est relativement aisée. Dans les autres cas, les géologues doivent effectuer des corrélations régionales afin d'établir une liaison entre des roches cristallines datées radiométriquement et des strates sédimentaires. Si une formation sédimentaire est recouverte d'une roche éruptive vieille de 250 millions d'années elle est plus ancienne, mais nous ignorons de combien d'années. Si la roche éruptive est à son tour recouverte par une deuxième formation sédimentaire, celle-ci date de moins de 250 millions d'années mais nous ignorons encore son âge exact, qui ne pourra être précisé que si une autre formation éruptive la recouvre. En réalisant de proche en proche des fourchettes chronologiques de ce genre, il est possible de calibrer de façon de plus en plus fine et précise l'échelle des temps géologiques.


2. Les différentes ères géologiques
Les subdivisions les plus importantes correspondent à des durées appelées ères, divisées elles-mêmes en périodes, lesquelles sont distribuées à leur tour en époques, qui comprennent très souvent plusieurs âges. Les ensembles de matériaux géologiques déposés ou édifiés au cours de ces laps de temps sont, eux, regroupés en ères, systèmes, séries, étages. La nomenclature utilisée est très diverse et reflète l'histoire de la mise en œuvre de cette échelle : les noms des étages font référence à des fossiles ou à des lieux où se trouvaient des faciès ou des fossiles particuliers.
L'ensemble des temps géologiques, de la naissance de la Terre à nos jours, a été divisé en quatre ères, de durées fort inégales. L'âge le plus ancien mesuré sur une roche terrestre, en Afrique du Sud, est de 3,8 milliards d'années (mais la Terre existait déjà depuis bien longtemps [0,8 milliard d’années]). Ainsi, les techniques de datation radiométrique ont permis d'établir que l'ère paléozoïque a débuté il y a environ – 540 millions d'années, l'ère mésozoïque vers – 245 millions d'années et l'ère cénozoïque il y a près de 65,5 millions d'années. En outre, les datations réalisées sur certaines météorites, qui remontent probablement à la création du système solaire, et sur les roches prélevées sur la Lune par les missions américaines Apollo permettent d'avancer un âge de 4,65 milliards d'années pour les planètes du système solaire.


2.1. Le précambrien
Première ère de l'histoire de la Terre, le précambrien correspond au brutal développement des premières faunes marines diversifiées (dont, parmi les crustacés, le groupe des trilobites).


2.2. Le paléozoïque, ou ère primaire
image: http://www.larousse.fr/encyclopedie/data/images/1005741-Chronologie_du_pal%c3%a9ozo%c3%afque.jpg
Chronologie du paléozoïque
Chronologie du paléozoïque
Le paléozoïque (du grec palaios, ancien, et zôon, animal) débute en même temps qu'apparaissent la plupart des groupes d'invertébrés et se termine après l'édification puis l'abrasion complète de plusieurs systèmes de chaînes de montagnes, notamment les chaînes calédoniennes et hercyniennes. Le passage à l'ère suivante correspond à la discordance dite hercynienne.
Pour en savoir plus, voir l'article paléozoïque.


2.3. Le mésozoïque, ou ère secondaire

Le mésozoïque (de mesos, moyen, et zôon, animal) commence par un envahissement des domaines continentaux par la mer (transgression) et voit le développement des faunes marines (ammonites) et des faunes continentales (reptiles notamment).
Pour en savoir plus, voir l'article mésozoïque.


2.4. L'ère cénozoïque (tertiaire et quaternaire)
Le tertiaire a longtemps été assimilé au cénozoïque. Il est aujourd’hui considéré comme la première des deux périodes qui forment l’ère cénozoïque (de koinos, commun, et zôon, animal), la seconde étant le quaternaire.
Pour en savoir plus, voir l'article cénozoïque.
Le tertiaire est marqué par des discontinuités faunistiques importantes et par une nouvelle répartition des terres émergées. C'est la période de l'évolution du système alpin et du développement des mammifères et des plantes à fleurs (angiospermes).
Pour en savoir plus, voir l'article tertiaire.

Le quaternaire, composé d’une sucession de glaciations et de périodes interglaciaires, a été défini de façon très anthropologique, par rapport à l'apparition de l'homme moderne.
Pour en savoir plus, voir l'article quaternaire.


3. L'histoire de la vie
On peut comparer les 4,6 milliards d'années de l'histoire de la Terre à une de nos années de calendrier. Ainsi, si l'on considère que nous sommes au 31 décembre à 24 heures, et que la Terre s'est formée voici exactement un an, le 1er janvier à 0 heure, la vie serait apparue dans la troisième semaine de février.
Toutes proportions gardées, notre planète n'est donc pas restée très longtemps inhabitée. Mais il faut attendre le 16 novembre pour voir apparaître les animaux à coquille et le début du paléozoïque. La suite se déroule dans ce dernier mois et demi de l'année. Les premiers animaux vertébrés apparaissent le 21 novembre ; les végétaux s'installent hors de l'eau vers les 28-30 novembre, et sont suivis par des animaux invertébrés vers le 1er décembre, puis par les vertébrés le 4 décembre.
Les reptiles font leur apparition vers les 6-7 décembre, alors que le mésozoïque débute le 13 décembre. Les dinosaures apparaissent le 14, les mammifères le 16 et les oiseaux le 20. Le 26 décembre au soir, c'est la fin du mésozoïque et de la domination des reptiles. Et il faut attendre le 31 décembre, vers 20 heures, pour que l'homme fasse enfin son apparition. Quant à l’ère chrétienne, cela fait 14 secondes qu'elle a débuté !

 

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LES VOLCANS

 

 

 

 

 

 

volcan

Relief, en général de forme conique, formé par les produits magmatiques qui atteignent la surface du globe, aérienne ou sous-marine.
GÉOLOGIE

Un volcan est un point de sortie par lequel de la roche fondue appelée magma arrive en surface. L'accumulation des produits émis crée un édifice, parfois une véritable montagne. On a répertorié 10 000 volcans sur les continents (et encore plus sous les océans), dont plus de 1 500 ont fait une éruption au cours des 10 000 dernières années. En moyenne, on dénombre 40 éruptions par an sur les continents, qui durent de l'ordre de une à quelques semaines, mais parfois un jour ou plusieurs années.


1. Les régions volcaniques

La lithosphère terrestre est fragmentée en plaques, mobiles les unes par rapport aux autres. Les volcans se situent de façon très privilégiée aux frontières de plaques (volcans interplaques) et beaucoup plus rarement à l'intérieur d'une plaque (volcanisme intraplaque).
→ tectonique.


1.1. Les zones de rift

La cassure d'une plaque se traduit par la formation d'un fossé d'effondrement appelé rift. Le rift est-africain, occupé par de grands lacs (Kivu, Tanganyika, Malawi) est bordé de volcans (Nyiragongo, mont Kenya, Kilimandjaro) et se termine par la région volcanique des Afars (→ Éthiopie).
Ensuite, en plusieurs dizaines de millions d'années, par écartement, s'ouvre un océan (par exemple, d'abord la mer Rouge, puis l'océan Atlantique).


1.2. La dorsale médio-océanique

Une chaîne volcanique sous-marine (dorsale médio-océanique) parcourt l'ensemble des océans de la planète, sur une distance totale de 60 000 km. Elle mesure en moyenne 1 500 m de hauteur. Mais, comme elle repose sur des fonds à − 4 000 m, elle culmine en fait à − 2 500 m. Exceptionnellement, elle émerge en îles (Islande). Au niveau de la dorsale, l'écartement est compensé par l'émission de magma, qui contribue à l'édification des plaques. Ces volcans, les plus nombreux mais les moins connus, ne présentent quasiment aucun danger pour l'homme.


1.3. Les zones de subduction

Lors d'un rapprochement, une plaque peut plonger sous une autre, en un phénomène de subduction. Cela donne naissance à de très nombreux volcans, actifs et dangereux, tels ceux qui bordent l'océan Pacifique (« Cercle de feu » ou « Ceinture de feu ») et ceux des arcs insulaires (Caraïbes, Indonésie et, en Méditerranée, arcs tyrrhénien et égéen). Par contre, lorsque deux plaques entrent en collision, la compression interdit le volcanisme, mais crée une chaîne de montagnes, siège de nombreux séismes (Alpes, Himalaya).


1.4. Les volcans au sein des plaques

Enfin, quelques volcans occupent une position particulière au sein d'une plaque continentale (mont Cameroun, Yellowstone [États-Unis]) ou océanique (nombreuses îles : Hawaii, La Réunion, Polynésie française, Terres australes) : ils se situent à l'aplomb de zones du manteau profond à température particulièrement élevée, appelées points chauds. Ceux-ci prennent naissance probablement à la limite du noyau et du manteau, à 2 900 km de profondeur. Des instabilités thermiques s'y développent et forment des « panaches » (→ convection), qui montent à la vitesse de quelques centimètres à un mètre par an. Puis, près de la surface, du magma se forme par fusion du manteau, voire de la croûte.
En 2013, les études menées sur le massif sous-marin Shatsky Rise (à 1 500 km à l'est du Japon), un relief auparavant considéré comme le résultat de différentes éruptions volcaniques, ont montré qu'il s'agit d'un seul et même volcan. Renommé massif Tamu, ce volcan bouclier éteint depuis 140 millions d'années est le plus grand volcan observé sur Terre, avec une superficie de 310 000 km2.


2. Le magma, de sa formation à son émission

La Terre libère continuellement une grande quantité de chaleur. Celle-ci a deux origines : la chaleur originelle, liée à la formation de la planète, il y a 4,55 milliards d'années, qui continue à se dissiper, et la chaleur provenant de la désintégration continuelle d'éléments radioactifs (uranium, thorium, potassium) contenus dans la croûte et le manteau terrestres. On estime que la température au centre de la Terre dépasse 5 000 °C, néanmoins le globe reste en grande majorité solide du fait de l'énorme pression. Localement, à une profondeur comprise entre 50 et 400 km, le manteau terrestre (parfois, la croûte) fond partiellement pour des raisons diverses (température anormalement élevée, baisse de pression, rôle des fluides). Le magma produit, liquide et plus léger que l'encaissant solide, monte à la faveur de fractures. Souvent il séjourne plusieurs millénaires ou centaines de millénaires dans une vaste chambre magmatique d'un volume de plusieurs dizaines ou centaines de kilomètres cubes. Puis, soit il cristallise en profondeur, provoquant la formation de roches plutoniques (granite, gabbro), soit il arrive en surface à la faveur d'une éruption volcanique.

Les magmas terrestres, silicatés, ont le plus souvent une composition de basalte, mais peuvent évoluer, par différenciation dans la chambre magmatique, vers d'autres types plus riches en silice et en matériaux alcalins (andésite, trachyte, rhyolite). Il existe en Tanzanie un volcan exceptionnel, l'Ol Doinyo Lengai, qui produit des laves noires, carbonatées.

3. Les éruptions volcaniques

Les volcans sont le siège d'éruptions variées. Un volcan donné peut faire des éruptions quasiment toujours du même type ou, au contraire, montrer une activité changeante. La forme de l'édifice en dépend directement.


3.1. Types d’éruptions
3.1.1. Les éruptions laviques ou effusives

Les éruptions laviques (ou effusives) libèrent des laves, fluides, le plus souvent à partir de fissures latérales du volcan. Lors des éruptions de type hawaiien, la température atteint 1 200 °C pour les laves de composition basaltique. Exceptionnellement, la lave stagne dans un cratère. On connaît quelques lacs de lave dans le monde, d'une durée de vie allant de quelques mois à quelques dizaines d'années : Kilauea à Hawaii, Erta-Ale en Éthiopie, Nyiragongo au Congo, Erebus dans l'Antarctique. Les volcans résultant d'une activité essentiellement lavique ont des pentes très faibles (de 3 à 4°) mais un diamètre à la base important, de plusieurs dizaines de kilomètres : on parle de volcans boucliers. Les laves sous-marines forment des boules de quelques dizaines de centimètres mimant des oreillers, d'où leur nom de pillow lavas (de l’anglais pillow signifiant oreiller).


3.1.2. Les éruptions explosives

Les éruptions explosives, complètement différentes, libèrent du magma pulvérisé hors du cratère. Les produits émis sont appelés roches pyroclastiques ou tephra. Selon la taille, on distingue les cendres (plus fines que 2 mm), les lapilli (de 2 à 64 mm), les bombes arrondies et les blocs anguleux, plus gros que 64 mm et atteignant parfois plusieurs mètres. Leur aspect aussi est très varié. Les scories se caractérisent par des vacuoles centimétriques, témoins des bulles de gaz piégées dans le magma. Les ponces contiennent une multitude de vacuoles de petite taille, de forme sphérique ou tubulaire, ce qui explique leur légèreté. Les termes descriptifs des tephra indiquent leur taille et leur aspect : cendre ponceuse, bombe scoriacée, etc.
La présence d'eau (nappe phréatique, lac de cratère, fonte de neige ou de glace) accroît le caractère explosif d'une éruption. L'eau, en se transformant en vapeur, augmente considérablement de volume, à l'origine d'une fantastique surpression. On parle alors d'hydrovolcanisme ou de phréatomagmatisme.
Il existe deux grands types d'éruptions explosives : les projections et les nuées ardentes.
Les projections

Dans le cas des projections, des fragments sont projetés en hauteur avant de retomber à des distances plus ou moins importantes.
• Le type strombolien (décrit au Stromboli, en Italie) expulse des bombes encore incandescentes à plusieurs centaines de mètres.
• Le type vulcanien (décrit au Vulcano, également en Italie) émet des cendres jusqu'à plusieurs kilomètres.
• Le type plinien (du nom de Pline l'Ancien et de Pline le Jeune, qui furent témoins de la dramatique éruption du Vésuve en 79 après J.-C.) libère un panache éruptif de cendres et de bombes ponceuses haut de 10 à 50 km.
Les nuées ardentes

Une nuée ardente est une émission brutale, et dirigée, souvent latéralement, d'un nuage de gaz brûlant transportant des blocs en suspension. L'ensemble, à haute température (de 200 à 500 °C), dévale les flancs du volcan à grande vitesse (de 100 à 600 km/h) et peut même remonter à contre-pente, constituant un risque volcanique humain majeur. L'éruption de la montagne Pelée en Martinique, qui fit 28 000 victimes à Saint-Pierre le 8 mai 1902, en est l'illustration dramatique, d'où le nom de type péléen donné à ce type d'éruption. Souvent le phénomène est suivi de la surrection d'un dôme de lave visqueuse riche en silice à 700 °C. Les dépôts d'ignimbrite connus dans le passé résultent d'éruptions de dynamismes voisins mais hypertrophiés.


3.2. Changements de type éruptif

Certains volcans sont le siège d'un seul type d'éruption pendant une longue période. Il peut s'agir, comme à Hawaii (→ Kilauea) ou à la Réunion (→ piton de la Fournaise), de volcans boucliers, aux pentes relativement faibles (quelques degrés) le long desquelles les coulées de lave se succèdent, ou bien de volcans essentiellement explosifs (volcans du pourtour du Pacifique), de forme conique et dont les pentes atteignent 30°.
Beaucoup d'autres volcans, au contraire, changent assez souvent de type éruptif (Etna, Vésuve). L'édifice, constitué alors d'une alternance stratifiée de produits volcaniques de différents types, s'appelle un strato-volcan.


3.3. Volumes des éruptions
Les volumes émis sont de plusieurs centaines de millions de mètres cubes pour les éruptions laviques et de plusieurs kilomètres cubes pour les éruptions explosives. L'éruption du Tambora en Indonésie a libéré, du 5 au 11 avril 1815, 175 km3 de tephra et une énergie estimée à 1,4 × 1020 J, soit 7 millions de fois l'équivalent de la bombe atomique d'Hiroshima. À Yellowstone, dans le Wyoming, aux États-Unis, trois éruptions très importantes ont eu lieu il y a respectivement 2,1 millions d'années, 1,3 million d'années et 630 000 ans. La première a produit 2 500 km3 de débris et la dernière, 1 000 km3, recouvrant de cendres un tiers des États-Unis. L'émission de grandes quantités de magma se traduit par un effondrement à l'origine d'une caldeira, gigantesque cratère de plusieurs kilomètres de diamètre (75 × 45 km pour une profondeur de plusieurs centaines de mètres à Yellowstone).


4. Les risques volcaniques
4.1. Ampleur des risques volcaniques dans le monde

Les volcans actifs situés près des régions habitées sont à l'origine de risques naturels importants. On dénombre 500 millions de personnes concernées dans le monde, en grande partie dans des pays pauvres. Des villes importantes sont directement menacées : Naples par le Vésuve et les champs Phlégréens, Puebla au Mexique par le Popocatépetl, Quito en Équateur par le Guagua Pichincha, Pasto en Colombie par le Galeras, Arequipa au Pérou par le Misti, Yogjakarta en Indonésie par le Merapi, etc.


4.2. Les catastrophes volcaniques majeures

Des catastrophes de grande ampleur ont eu lieu depuis l'Antiquité. Les vestiges de la ville minoenne d'Akrotiri recouverte par des ponces dans l'île de Santorin en mer Égée témoignent d'une éruption cataclysmique au xviie s. avant J.-C. ou au xvie s. avant J.-C. Le Vésuve a détruit Pompéi, Herculanum et Stabies en 79 après J.-C.

Depuis 1700, on dispose de statistiques fiables : 27 éruptions ont fait plus de 1 000 morts chacune et, au total, ont été dénombrées 265 000 victimes. L'éruption la plus meurtrière a été celle du Tambora (dans les Petites îles de la Sonde, en Indonésie) en 1815, qui fit 12 000 victimes directes, auxquelles se sont ajoutées 80 000 de famine à la suite de la mort du bétail et de la destruction des cultures.

Les coulées de lave, les projections de bombes et de cendres et les nuées ardentes sont des sources de risques d'intensité croissante. Il faut ajouter le rôle des gaz, émis quel que soit le type d'éruption. Parfois les gaz volcaniques peuvent à eux seuls causer une catastrophe. Le 21 août 1986, le lac Nyos, qui occupait un cratère au Cameroun, a libéré un nuage létal de gaz carbonique, qui asphyxia 1 746 personnes. Ces quatre types de risques, directement et immédiatement liés à l'activité volcanique, peuvent être qualifiés de primaires.

Trois autres types de risques, secondaires, sont différés dans le temps ou dans l'espace. La conjonction entre des dépôts volcaniques instables sur les flancs d'un volcan et une grande quantité d'eau (moussons, typhons, cyclones en climat intertropical, fonte de neige et de glace au sommet de volcans élevés, rupture des parois d'un lac de cratère) forme des coulées boueuses appelées aussi lahars (terme indonésien). Celles-ci dévalent les pentes et recouvrent les zones situées en contrebas. Ainsi, le 13 novembre 1985, le Nevado del Ruiz en Colombie a libéré des lahars qui ont enseveli 25 000 personnes dans des villes et villages situés à une distance de 60 à 80 km du sommet du volcan. Au Pinatubo, aux Philippines, des lahars se sont produits pendant plusieurs saisons des pluies après l'éruption de 1991. Des instabilités (éboulement de dôme, glissement de terrain) sont fréquentes sur les volcans, montagnes pour lesquelles ce risque est particulièrement élevé.

Enfin des volcans insulaires ou côtiers peuvent déclencher des raz de marée (appelés aussi tsunamis), qui déferlent sur des côtes parfois éloignées. En 1883, le Krakatoa, dans le détroit de la Sonde, en Indonésie, a ainsi entraîné la mort de 36 417 personnes par noyade sur les côtes de Java et de Sumatra distantes d'une quarantaine de kilomètres. Une éruption volcanique ou un séisme au Chili peut provoquer un tsunami à Hawaii, située à 15 000 km. Les vagues se propagent à 1 000 km/h mais elles ralentissent en arrivant sur les côtes où leur amplitude augmente et peut atteindre de 20 à 30 m de haut.
Enfin des risques encore plus indirects, tertiaires, résultent de l'impact d'une éruption volcanique sur des zones aménagées par l'homme (incendie de matériaux stockés inflammables, rupture de canalisations d'eau ou de gaz, de barrages, pollution des eaux, etc.).
Un volcan situé dans une zone désertique mais sur une trajectoire de circulation aéronautique (Alaska) peut constituer une gêne importante pour le trafic aérien.

Les éruptions majeures, qui injectent des particules (cendres, aérosols) dans la stratosphère, modifient le climat à l'échelle mondiale. L'éruption du Pinatubo, aux Philippines, en 1991, a été responsable d'une baisse de température de 0,3 °C dans l'hémisphère Nord, qui s'est amortie sur quatre ans.

Les éruptions peuvent avoir également des conséquences économiques majeures. Ainsi, en avril 2010, le volcan Eyjafjöll, situé sous la calotte glaciaire (Eyjafjallajökull) en Islande, a craché un nuage de particules fines, composées de minuscules morceaux de pierre et de verre, combinées à de grandes quantités de vapeur d’eau. Ce nuage menaçant le fonctionnement des réacteurs d’avion, le trafic aérien a été paralysé dans toute l’Europe du Nord pendant plusieurs jours et les pertes économiques se sont élevées à 1,74 milliard d'euros.
Au cours des temps géologiques, des crises volcaniques majeures ont, peut-être, provoqué l'extinction massive de faunes et de flores.


5. Surveillance, prévision et prévention

Surveiller les volcans et essayer d'en prévoir les éruptions pour prévenir d'éventuelles catastrophes constituent le défi majeur de la volcanologie moderne. Aujourd'hui, la centaine de volcans considérés comme très dangereux sont équipés d'un observatoire de surveillance, qui fonctionne en permanence. Des stations de surveillance sont placées sur le volcan pour enregistrer différents paramètres transmis par radio à l'observatoire.

Des sismographes enregistrent des microséismes, appelés tremors (terme anglais signifiant « frémissement »), témoins de la montée du magma à travers les couches profondes en direction de la surface. Ces vibrations du sol précèdent une éruption en général de 24 à 48 heures.
→ sismologie.
Parallèlement des mesures de déformations peuvent mettre en évidence un gonflement de l'édifice (de l'ordre de quelques millimètres sur une distance de plusieurs kilomètres) ou des variations de pentes (inclinométrie ou « tiltmétrie ») de quelques microradians. Les variations de la température ou de la composition chimique des fumerolles sont également des indications précieuses. Il faut aussi mesurer les champs magnétique, gravimétrique et électrique locaux. Les images envoyées par les satellites (par exemple Spot) donnent des informations immédiates et permettent un suivi de la situation.

Il est important de connaître les éruptions anciennes du volcan, qui donnent des informations sur les manifestations futures. Il s'agit en quelque sorte de dresser le « curriculum vitae » du volcan. Dans ce but, les dépôts anciens (coulées de lave pétrifiées, couches de cendres, etc.) sont identifiés et datés.

Il faut aussi informer les populations concernées, leur expliquer quoi faire ou ne pas faire en cas d'éruption : ne pas aller chercher les enfants à l'école car les enseignants s'en occupent, ne pas téléphoner pour ne pas saturer les lignes, écouter les informations à la radio, etc.). Des exercices de simulation doivent être organisés. Lors d'une crise éruptive, la protection civile aide les habitants dans le cadre de plans de type ORSEC. Des équipes de médecine d'urgence sont prêtes à intervenir pour soigner des traumatismes spécifiques : asphyxies, brûlures, œdèmes des yeux et des poumons, obstructions des voies respiratoires et digestives par les cendres, sans oublier un important choc psychologique.
Les dernières éruptions majeures (Pinatubo, Philippines, 1991 ; Soufrière de Montserrat, Antilles, depuis 1995) ont été relativement bien gérées, ce qui a permis de sauver des milliers de personnes.


6. Le volcan utile

Les volcans, bien connus pour leurs aspects nuisibles, apparaissent également utiles ; ils ont d'ailleurs été déifiés dans l'Antiquité (Héphaïstos chez les Grecs et Vulcain chez les Romains). Lors des premiers temps de la Terre, les émissions de gaz volcaniques ont contribué à la formation de l'atmosphère et, par condensation de la vapeur d'eau, à celle des océans, nécessaires à l'apparition de la vie. Les volcans forment des îles et des territoires nouveaux, colonisés par les êtres vivants et souvent par l'homme. Les sols en région volcanique sont particulièrement fertiles.

Depuis le début de la civilisation, les volcans ont joué un grand rôle dans l'habitat pour les régions concernées : abris sous coulées préhistoriques, habitats troglodytes (Cappadoce turque), matériaux de construction (pierre de Volvic), granulats (pouzzolane). Des minerais sont liés à une activité volcanique (gisements d'or, d'argent et de cuivre au Chili, exploitation du soufre au Kawah Idjen, à Java). L'énergie géothermique est puisée dans le sous-sol des régions péri-volcaniques. Les eaux thermales soignent certaines maladies. De nombreux volcans sont aujourd'hui intégrés et protégés dans des parcs nationaux.
Les volcans constituent des témoins de l'activité de la Terre. Leurs dynamismes éruptifs sont de mieux en mieux compris et leur surveillance devient de plus en plus efficace.


7. Les volcans sur les autres planètes du Système solaire

L'exploration du Système solaire a révélé que le volcanisme n'est pas l'apanage de la Terre, mais se rencontre aussi sur les autres planètes telluriques et sur les plus gros satellites naturels. Sur Mercure et sur la Lune, les volcans sont éteints depuis au moins 3 milliards d'années. Mars présente des édifices volcaniques spectaculaires (notamment Olympus Mons, le plus grand volcan du Système solaire, avec 600 km de diamètre à la base et 21,3 km de hauteur ; son activité, qui a commencé il y a 3,5 milliards d'années, s'est terminée il y a plusieurs centaines de millions d'années), également éteints. En revanche, Vénus abrite encore un volcanisme actif. Par ailleurs, les sondes spatiales Voyager ont photographié sur Io, l'un des principaux satellites de Jupiter, des volcans géants en pleine éruption, libérant des panaches explosifs jusqu'à 300 km d'altitude ; ce magmatisme, à base d'oxydes de soufre, diffère complètement du magmatisme terrestre, silicaté.

À ce volcanisme classique, où la lave est constituée de roche fondue, s'ajoute le cryovolcanisme (épanchement de glace fondue), ancien ou récent, de certains satellites de glace, comme Ganymède autour de Jupiter, Encelade et peut-être Titan autour de Saturne.

 

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LES GLACIERS

 

 

 

 

 

 

glacier


Accumulation de glace continentale issue de la transformation de la neige et soumise à un écoulement lent.
1. Formation des glaciers
L'ensemble des glaciers représente environ 75 % des réserves d'eau douce de la planète. À l'aube du xxie s., quand le fragile équilibre thermique de la Terre paraît menacé, il convient d'être attentif à l'évolution des glaciers.
Leur existence étant conditionnée par des données thermiques rigoureuses, les glaciers sont cantonnés dans les régions polaires ou localisés dans les massifs montagneux les plus élevés. La diagenèse, ou transformation de la neige en glace par expulsion de l'air qu'elle contient, n'est possible que si l'alimentation neigeuse excède l'ablation (par fusion ou sublimation). Cette condition n'est réalisée qu'au-dessus de la limite des neiges persistantes, qui s'élève des régions polaires (où elle se tient au voisinage de la mer) vers les régions chaudes (où elle culmine à 6 000 m sous les tropiques). Un glacier, masse de glace continentale en mouvement, se constitue par accumulation de neige en hiver. Celle-ci, ne parvenant pas à fondre d'une année sur l'autre, se transforme peu à peu en névé, puis en glace. Quand cette dernière atteint plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur (par exemple, 40 m sur une pente de 7°), sa base devient plastique. Soumise à l'action conjuguée de la pesanteur et de la pression (d'autant plus forte que l'épaisseur de la glace accumulée en amont est importante), elle se met à fluer, descendant les pentes ou se répandant dans toutes les directions.


2. Description des glaciers
L'image typique des glaciers de montagne est celle de fleuves de glace (par exemple, la mer de Glace, dans le massif du Mont-Blanc), d'autant plus développés que les montagnes sont fortement enneigées en hiver et fraîches en été. Leur existence dépend de l'altitude à laquelle s'accumulent les neiges permanentes : basse vers les pôles (moins de 1 000 m en Islande), très élevée sous les tropiques (plus de 5 000 m dans l'Himalaya et les Andes), intermédiaire dans les zones tempérées (entre 2 700 et 3 000 m dans les Alpes).


2.1. Typologie des glaciers
Suivant leur configuration et leur volume, on distingue trois types de glaciers :
– les glaciers d'inlandsis (représentant près de 99 % des surfaces englacées), qui sont des calottes de grande épaisseur (2 000 m en moyenne) recouvrant d'immenses surfaces (environ 15 millions de km2 pour l'Antarctique, plus de 1 700 000 km2 pour le Groenland), d'où n'émergent que quelques pointements rocheux, les nunataks ;

– les glaciers de vallée, situés en aval des névés, qui sont étroitement dépendants des reliefs dans lesquels ils se logent ; la longueur de tels appareils n'excède pas quelques dizaines de kilomètres (27 km pour le glacier d'Aletsch dans les Alpes, près de 80 km pour celui de Fedtchenko dans le Pamir, 120 km pour celui d'Hubbard en Alaska, sans doute le plus long fleuve de glace du monde) ;
– les glaciers de piémont, qui s'étalent largement en lobe au sortir d'un massif montagneux (comme en Alaska).


2.2. Morphologie glaciaire

Un glacier de montagne prend naissance sous la ligne de crête, dans un champ de névés entouré d'abrupts rocheux appelés cirque glaciaire.

Au-delà de cette cuvette commence la langue glaciaire, qui se moule dans une vallée préexistante. Sa surface est rarement lisse. Des cassures béantes, les crevasses, résultent des tensions engendrées par l'inégale vitesse d'écoulement de la glace au milieu et sur les bords de la langue. D'une profondeur généralement inférieure à 35 m, les crevasses peuvent excéder 20 m de large et 100 m de long. Souvent dissimulées sous des ponts de neige en hiver, elles constituent un danger pour les alpinistes. Elles sont plus denses quand la vallée se resserre ou quand la pente s'accroît brusquement. Il en résulte un aspect chaotique, surtout lorsque leur entrecroisement isole des lames de glace, les séracs, qui souvent s'éboulent les uns sur les autres. Dès qu'elle franchit la limite des neiges permanentes, la langue glaciaire fond et s'amincit peu à peu, jusqu'à disparaître. Sa longueur dépend du bilan glaciaire (différence entre l'accumulation et l'ablation).
Les grands glaciers, issus de plusieurs cirques qui s'emboîtent les uns dans les autres, grossissent par la confluence de plusieurs langues. L'un des plus longs, le glacier Hubbard en Alaska, s'écoule sur 120 km, et beaucoup descendent bien au-dessous de la limite des neiges permanentes (de 1 500 à 1 300 m pour les glaciers du massif du Mont-Blanc). Lorsque la montagne est très élevée, et la limite des neiges basse, de puissantes langues de glace descendues de la montagne s'étalent sur l'avant-pays en lobes semi-circulaires; on parle alors de glaciers de piémont (de beaux exemples peuvent être observés en Patagonie et en Alaska).
Au contraire, dans les montagnes dont la ligne de crête dépasse à peine l'altitude des neiges permanentes, les glaciers n'ont pas de langue: ce sont des glaciers de calotte, qui encapuchonnent les sommets, des glaciers de cirque, qui se logent dans les creux, des glaciers de paroi, qui nappent les hauts versants. Ces glaciers élémentaires ne bénéficient pas d'une alimentation neigeuse suffisante (dans les régions sèches, par exemple) ou sont soumis à une forte ablation qui ne permet pas la constitution d'une langue glaciaire (dans les régions intertropicales).
Les glaciers de montagne alimentent de nombreux torrents dont le régime est caractérisé par de hautes eaux en saison chaude et de maigres eaux en hiver.


3. Glaciers et érosion
3.1. Le mouvement et la vitesse des glaciers

La submersion par la glace de repères naturels ou artificiels situés à la périphérie des langues glaciaires, le déplacement de balises installées à la surface des glaciers, tout comme les mesures effectuées au contact du lit glaciaire prouvent que la glace, tel un corps visqueux, se déforme, avance par saccades et glisse à la faveur d'un film d'eau qui apparaît sur le lit rocheux. La température à la base du glacier demeure proche du point de fusion, car la roche conserve une température positive. Les vitesses enregistrées varient en fonction non seulement de la pente, mais aussi de l'épaisseur de la glace, donc de l'alimentation en neige. Elles sont de l'ordre de 1 m par jour, en moyenne, pour les grands glaciers de montagne (35 cm seulement pour la mer de Glace, 60 cm pour le glacier d'Argentière). Les records sont détenus par les glaciers d'Alaska : près de 3 m/h pour l'un d'eux, tandis que d'autres connaissent des avancées épisodiques de plus de 60 m par jour.
C'est l'écoulement glaciaire qui rend compte de la spécificité des processus morphogéniques du domaine glaciaire, qui sont : le transport de moraines (superficielles, internes ou de fond), alimentées par la gélifraction des versants supraglaciaires ou l'attaque du lit glaciaire ; l'ablation, qui consiste en une abrasion exercée par la glace armée de matériaux durs (activité qui se traduit par des stries, des cannelures, ou par le polissage des roches moutonnées, et, surtout, par le délogement de blocs aux dépens de la roche en place [le débitage glaciaire]). Les glaciers des calottes polaires peuvent s'étirer jusqu'à la mer et se fragmenter alors en gros blocs, les icebergs, qui dériveront au gré des courants marins.
Si la prise en charge des moraines ne fait pas problème, la capacité et la compétence des glaciers étant pratiquement illimitées, le creusement du lit glaciaire offre matière à discussions. Suivant l'efficacité accordée au travail des glaciers, les auteurs se partagent entre trois écoles : les ultraglacialistes font du glacier le plus puissant de tous les agents morphogéniques, les antiglacialistes ne lui attribuent qu'un rôle protecteur, et les transactionnels lui reconnaissent l'aptitude de réaménager une topographie préglaciaire. Ces différences d'appréciation s'expliquent aisément par un fait d'évidence : l'ablation glaciaire est le processus le moins facilement accessible à l'observation directe. Toutefois, l'examen des modelés de vastes régions englacées au cours des périodes froides du quaternaire (près de 30 % des terres émergées contre 11 % actuellement) montre que le problème de l'efficacité de l'érosion glaciaire appelle des solutions nuancées, puisqu'il oblige à tenir compte des influences lithologiques, du travail de préparation des systèmes morphogéniques antérieurs, de la différenciation de la topographie et de l'inégal dynamisme des glaciers (ce dernier facteur privilégiant les glaciers locaux par rapport aux inlandsis).


3.2. L'érosion glaciaire
Les glaciers usent la roche par abrasion, c'est-à-dire par frottement des particules charriées sur le lit rocheux ou contre les parois. Ce polissage se caractérise par les bosses arrondies des roches « moutonnées » ou les stries et cannelures gravées dans la roche, bien visibles dans les vallées glaciaires. La glace arrache des fragments de la roche en place séparés par des fissures. Elle entraîne des débris de toute taille, grains de sable et blocs, qui constituent la moraine de fond.

L'eau de fusion estivale, qui ruisselle à la surface des glaciers avant de disparaître dans les crevasses, forme un torrent sous-glaciaire responsable du creusement de sillons étroits et profonds, véritables traits de scie, repérés sous les glaciers alpins.
Les langues glaciaires transportent les cailloux et les rochers tombés des versants. Accumulés en bourrelets au bord du glacier, ces débris forment les moraines latérales, qui se réunissent en une moraine médiane en aval de la confluence de deux glaciers.
Le glacier est cerné à son extrémité par une moraine terminale, ou frontale, de forme arquée (vallum morainique), d'où s'échappe le torrent issu des eaux de fonte. Le remaniement des matériaux morainiques et leur étalement par les eaux courantes aboutit à la constitution de cônes fluvio-glaciaires en aval des glaciers de montagne ou de piémont, et de plaines sableuses en aval des inlandsis.


3.3. Le modelé glaciaire
La fonte des glaciers fait apparaître le modelé glaciaire. En montagne, les crêtes étroites, hérissées d'aiguilles, correspondent aux cloisons rocheuses limitant l'amphithéâtre des anciens cirques glaciaires. Un lac en occupe souvent le fond.

L'ancienne vallée glaciaire présente des versants raides et, dans un premier temps, un fond irrégulier. Le glacier a creusé des cuvettes, ou ombilics, dans les roches tendres, laissant subsister dans les roches dures des bosses qui forment des verrous. Ces derniers peuvent retenir des eaux lacustres, dont les exutoires scient des gorges à travers les barres rocheuses. Puis le colmatage des cuvettes par les alluvions lacustres ou torrentielles aboutit à la formation d'une plaine alluviale. Les grandes vallées présentant alors la forme d'un « U » (versants raides et fond plat) sont appelées auges glaciaires. Les grands glaciers, épais de plusieurs centaines de mètres, ont creusé des vallées plus profondes que celles de leurs affluents. Après la déglaciation, le fond de l'auge principale se trouve en contrebas des auges secondaires. Celles-ci apparaissent suspendues, et les torrents qui les occupent rejoignent le cours d'eau principal par des cascades ou par des gorges de raccordement.
À l'exception des fjords (anciennes auges profondes envahies par la mer), les reliefs rabotés par les inlandsis présentent des bosses arrondies et des cuvettes occupées par des lacs (on en compte plus de 100 000 en Finlande). Les Grands Lacs du Saint-Laurent ont une origine identique. La bordure des anciens inlandsis est jalonnée par des collines morainiques, telles les croupes baltiques. Les moraines de fond ont créé de vastes plaines souvent marécageuses, dont la monotonie est rompue par des buttes ovoïdes façonnées sous la pression de la glace ou par des bourrelets sinueux, longs de plusieurs kilomètres, œuvre des torrents sous-glaciaires.

 

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