Géodynamique interne CRMEF Fes

I. Definition:

Le volcanisme désignant l’ensemble des phénomènes de l’activité interne du

globe qui permettent l’épanchement en surface, a l’état de laves, du magma terrestre, par
l’intermédiaire des édifices appelés volcans.
Un volcan est un relief terrestre, sous-marin ou extra-terrestre formé par l'éjection
et l'empilement de matériaux issus de la montée d'un magma sous forme de lave et
de téphras tels que les cendres.il existe des volcans d’aspect différents, et ces types de
volcans sont lies a la nature des produits émis et a la nature des éruptions.

Deux grands types de volcans existent sur Terre :

 Les « volcans rouges » aux éruptions effusives relativement calmes et émettant

des laves fluides sous la forme de coulées. Ce sont les volcans de « point chaud », et les
volcans d' « accrétion » principalement représentés par les volcans sous-
marins des dorsales océaniques ;
 Les « volcans gris » aux éruptions explosives et émettant des laves pâteuses et
des cendres sous la forme de nuées ardentes ou coulées pyroclastiques et de panaches
volcaniques. Ils sont principalement associés au phénomène de subduction comme les
volcans de la « ceinture de feu du Pacifique ».

Figure.1 : schéma structural d’un volcan type

Un volcan est forme de trois parties :

 Un réservoir de magma en profondeur appelé également chambre magmatique.
 Une ou des cheminées volcaniques qui font communiquer l’intérieur de la terre avec
la surface.
 La montagne volcanique, qui est soit un cratère, soit un cône a cratère, un dôme, une
coulée de lave ou un dépôt de produit d’explosion (nappes de ponces, etc.).

II. Formation du magma :

1. Qu'est ce que le magma ?
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Quand les roches sont portées à une très haute température, elles deviennent liquides : ce
sont des roches en fusion (magma). Mais si la température fait fondre les roches, la pression, en
revanche les rend solides. 
Le magma, issu du manteau, peut arriver directement en surface sans obstacle et s'écouler ensuite
va se refroidir rapidement et cristalliser plus ou moins partiellement en formant des roches
(basaltes, andésites, etc.), mais plus généralement il s'accumule dans une cavité située entre 10 et
30 km de profondeur. Dans ce réservoir appelé chambre magmatique d'un volume de plusieurs
dizaines de kilomètres cubes, le magma peut séjourner des siècles.

Ainsi, les volcans représentent les seuls endroits ou l’on peut observer
directement et étudier les magmas.

Il existe, grossièrement deux grands types de magma : granitique et basaltique.

 Un magma granitique est un magma formé par la fusion de roches riches

en silice, il est épais et visqueux.

 Un magma basaltique, moins riche en silice, sera lui beaucoup plus

fluide.

Quand un magma granitique remonte vers la surface il se solidifie généralement

en profondeur car la température devient vite insuffisante pour le maintenir à l'état
liquide. C'est pourquoi les granites se forment exclusivement en profondeur.

Les magmas basaltiques arrivent le plus souvent à l'état liquide en surface. Ils
donnent alors des éruptions. C'est un magma de ce type que l'on rencontre dans les
volcans.

La viscosité d'un magma dépend de :

 sa température (plus c'est chaud, plus c'est fluide)

 la teneur en eau qui facilite l'hydrolyse de la silice et donc la fluidification du
magma
 la teneur en gaz (plus il y a de gaz plus c'est fluide). Cette caractéristique est à
l'origine de la nature explosive ou effusive des volcans.
 l'acidité du magma (plus le magma est basique, c'est dire de moins en moins riche
en silice, plus il est fluide).
 la présence de Na, Ca, Mg, Fe qui permettent la formation de petites chaînes et
renforcent donc la fluidité.
Lors de sa remontée vers la surface, le magma peut s'accumuler à certains endroits du
manteau ou de la croûte. Ce sont les chambres magmatiques.

La roche mère du magma, la pyrolite, pierre qui se compose principalement de

pyroxène et d’olivine. C’est elle qui constitue le manteau.
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En revanche, à l’intérieur du globe terrestre n’existent que deux zones présentant

des roches en fusion :

 Le noyau externe, trop profond, est sépare de la surface par des roches a l’état
solides ;

 La LVZ (Low Velocity Zone), étroite bande, de roches partiellement fondues qui
sépare la lithosphère de l’asthénosphère.

2.Fusion partielle :
Le magma dans la plupart des cas prend naissance dans le manteau supérieur
(entre 70 et 200 km de profondeur) par fusion partielle et locale des roches.
Il y a 3 manières de provoquer la fusion partielle du manteau :

 Augmentation locale de température : c'est le cas des points chauds (îles Hawaï,
de La Réunion).

 Baisse de pression : tous les volcans situés sur les dorsales océaniques (océan
Atlantique, océan Pacifique..).
 Présence d'eau : tous les volcans des zones de subduction (ceinture de feu).
Dans tous les cas, le magma en remontant subit une baisse de pression qui finit par libérer
les gaz dissous, lesquels vont provoquer l’éruption. La formation du magma correspond à
un changement d'état de la matière : la fusion. La formation de la roche volcanique
correspond au changement inverse : la solidification.

Le processus de fusion partielle est en quelque sorte l'inverse du processus de

cristallisation fractionnée(les minéraux formés se déposent par gravité et n'entrent plus en
relation avec le liquide). Si on augmente progressivement la température d'un matériel
solide composé d'un assemblage de minéraux silicatés, cet assemblage passe entièrement
ou partiellement de la phase solide à la phase liquide. Pourquoi partiellement? Parce que,
comme dans le cas du refroidissement d'un magma où tous les minéraux ne cristallisent
pas tous en même temps, ceux-ci ne fondent pas non plus tous en même temps lorsqu'ils
sont chauffés.

Si on augmente progressivement la température d'un assemblage solide de

silicates, les premiers minéraux à fondre sont les minéraux de basse température, ceux
qui se situent au bas de la suite de Bowen, c'est-à-dire, le quartz, les feldspaths
potassiques et sodiques, et la muscovite. La fusion n'est alors que partielle, puisqu'on
obtient un mélange de solide et de liquide, une sorte de "sloche" .

Avec une augmentation de la température, les plagioclases de calcicité

intermédiaire, les biotites et les amphiboles seront à leurs tours fondus et produiront un
magma intermédiaire; et ainsi de suite pour les autres minéraux, jusqu'aux olivines, si
évidemment le mélange silicaté originel en contenait.
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Figure.2 : série de Bowen

3 .cristallisation du magma :

Au fur et à mesure de la cristallisation d'un magma, il y a transformation de sa

composition chimique. Un magma refroidit soit, au cours de sa remontée vers la surface
soit pendant son stockage dans une chambre magmatique.

Lors du refroidissement, il y cristallisation des minéraux ; les minéraux ne peuvent

cristalliser que dans certaines conditions de température et de pression, les premiers
minéraux à cristalliser seront évidemment les minéraux de haute température, olivine
d'abord, pyroxènes et amphiboles ensuite.

Ainsi au fur et à mesure du refroidissement, le magma s'appauvrit en certains

éléments chimiques (ceux entrant dans la composition des cristaux) et s'enrichit en
conséquence des autres éléments. C'est le phénomène de la cristallisation fractionnée.
Ce processus peut y avoir quand les minéraux formés, n'entrent plus en relation avec le
liquide, se déposent par gravité et vont sédimenter a la base de chambre magmatique
pour donner une roche appelle roche ignée.

Cette phénomène est mette en évidence la cristallisation des silicates dans un

magma selon un ordre bien défini (fig. 2), produit des assemblages
minéralogiques différents : ultramafiques, mafiques, intermédiaires et felsiques.

Cet assemblage donne lieu à des roches ignées particulièrement différentes à sa

composition minéralogique ; on peut distinguer :

 La péridotite, née a partir d’un assemblage ultramafique, est composée

presqu'exclusivement d'olivine, avec un peu de pyroxènes, cette roche est
caractéristique du manteau.
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 L'assemblage mafique donne des basaltes ou des gabbros, des roches qui
sont riches en pyroxènes et en feldspaths plagioclases calciques, avec
possiblement une petite quantité d'olivine ou d'amphiboles.

 On obtient les andésites et les diorites à partir de l’assemblage

intermédiaire, ces roches composées d'amphiboles et de feldspaths
plagioclases, et un peu de quartz et de biotite.

 Des rhyolites et des granites sont fournit par assemblage felsique, dont sa
composition principale est le quartz, le feldspath potassique et le feldspath
sodique, avec un peu de micas comme la biotite et la muscovite.

Ces quatre grands types de roches ignées, on peut les classifier en deux groupes de
roches : les roches ignées extrusive , à fins cristaux, résulte au refroidissement rapide des
coulées de laves à la surface et les roches ignées intrusives, à cristaux grossiers, dans ce
type le magma peut rester coincé dans la croûte et y cristalliser lentement car
l’abaissement de sa température est lent. Dans un cas particulier lorsque le magma se
refroidit très rapidement à la surface, il se transforme alors en verre qui forme une pâte
autour des gros et des petits cristaux.

Généralement on conclure que cette classification ne se fait pas selon la

composition chimique de la roche, mais au niveau de la cristallisation.

III. Naissance de volcanisme :

La première éruption volcanique est celle qui permet à un volcan de naître, mais
leur mise en place ne se fait pas au hasard. La répartition des volcans sur terre n’est
pas uniforme : elle est localisée à des endroits bien précis comme le montre la carte
de répartition des volcans.

Fig.3 : Carte de la répartition des volcans dans le monde

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Les volcans se répartissent pour la plupart le long de lignes semblant parcourir

la surface de la Terre et constituent les limites de pièces d’un gigantesque puzzle : il
s’agit des plaques tectoniques.
Chacune des 12 grandes plaques tectoniques est analogue à une pièce de ce
puzzle. Mais à la surface de la Terre, les plaques bougent les unes par rapport aux
autres et ces mouvements provoquent des éruptions volcaniques. Certaines plaques
s’éloignent de leurs voisines, s’écartent (c’est la divergence) tandis que d’autres se
rapprochent et se percutent (c’est la convergence).
On appelle dorsale la zone où remonte la matière, et zone de subduction les
endroits où la matière plonge dans le manteau. A la surface, la matière remontée est
translatée depuis les dorsales vers les zones de subduction. Les limites de plaques
sont donc constituées par des zones de remontée et de redescente de la matière.
La plupart des volcans se répartissent le long des limites de plaques, au niveau
des zones de divergences et des zones de subductions, appelées également zones de
convergence. Ces zones correspondent à la rencontre de deux plaques se rapprochant
l’une de l’autre. La plaque la plus froide, et donc le plus dense, plonge alors sous la
plaque la moins dense.
Certains volcans ne se situent pas à la limite des plaques tectoniques mais au
sein même des plaques. Il s’agit du volcanisme de point chaud. Un point chaud est
fixe alors que les plaques bougent. Le point chaud va donc percer la plaque sous
laquelle il se situe au-fur-et-à-mesure du déplacement de celle-ci.
Le type de laves et d’éruptions d’un volcan est intimement lié à sa localisation.

IV. Répartitions des volcans :

L'étude de la répartition des volcans à la surface de la Terre fait apparaître :

1°) qu'ils ne sont pas répartis au hasard ;

2°) que cette répartition est essentiellement en relation avec la tectonique des plaques.

On distinguera alors trois familles éruptives (fig. 3), Les deux premiers se situent

tout le long de la zone de rencontre entre deux plaques tectoniques et le dernier

type concerne des volcans isolés.

1. Volcanisme d’accrétion (dorsale) :

A ces endroits les plaques océaniques s'écartent l'une de l'autre laissant une
ouverture par laquelle du magma en fusion s'épanche au fond des océans de part et
d'autre de la dorsale(ou rides médio-océaniques ou rift. En refroidissant le magma créé de
la nouvelle croûte océanique et une chaîne montagneuse le long de la dorsale.
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Fig. 4 : volcanisme de dorsale

2. Volcanisme de subduction :

Le volcanisme de subduction est observable dans deux situations. Tout d'abord, il

peut se produire lors de la collision entre deux plaques océaniques, où il y a
enfoncement de la plaque la plus dense, souvent la plus vieille, sous l'autre plaque. C'est
de cette manière que se forme les arcs insulaires. Les volcans vont donc être visibles à
la surface de l'eau. C'est le cas, par exemple, de la fameuse Ceinture de feu autour du
Pacifique. Il peut aussi y avoir une collision entre une plaque océanique et une plaque
continentale. Ceci donne naissance à des arcs continentaux, des chaînes de volcans se
retrouvant en marge des continents. Cela veut donc dire que c'est la plaque océanique
qui entre sous la plaque continentale.

Fig. 6 : formation d’arc continental Fig. 5 : formation d’un arc insulaire

3. Volcanisme de point chaud :

Le volcanisme de point chaud est un volcanisme intraplaque, qu'on retrouve

principalement, mais pas exclusivement, sur la lithosphère océanique.
Le matériel fondu au niveau du point chaud est moins dense que le matériel
ambiant; de ce fait il remonte vers la surface et vient percer la lithosphère pour former un
volcan. Ces volcans de point chaud sont très abondants à l'intérieur des plaques
lithosphériques, surtout sur les portions océaniques des plaques.
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Fig. 7 : volcanisme de point chauds

Les deux schémas qui suivent illustrent la formation d'un chaînon de volcans de points
chaud. 

Fig. 8 : chainons des volcans de point chaud

 Les points chaud sont immobiles, c'est plutôt les plaques qui glissent par dessus
comme un tapis roulant. Il y a donc formation de chaînes de volcans, où le volcan le plus
vieux s'éloigne du point chaud.

V. Les produits rejetés par les volcans :

Ce sont les produits des magmas et leurs dérivés. Il s’agit des gaz, des coulées et
des projections.
1. les gaz :

Les gaz volcaniques sont principalement composés de :

 Vapeur d'eau à teneur de 50 à 90 % ;

 Dioxyde de carbone à teneur de 5 à 25 % ;
 Dioxyde de soufre à teneur de 3 à 25 %.
Puis viennent d'autres éléments volatils comme le monoxyde de carbone, le
chlorure d'hydrogène, le dihydrogène, le sulfure d'hydrogène, etc. Le dégazage du magma
en profondeur peut se traduire à la surface par la présence de fumerolles autour
desquelles des cristaux, le plus souvent de soufre, peuvent se former.
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Notons que la présence de gaz dissous favorise la fluidité des magmas et diminue
la température de solidification des laves. Ainsi une lave basaltique riche en gaz continue
à couler a des températures très basses. L’évacuation des gaz dans l’atmosphère provoque
la consolidation rapide des laves.

2. Coulées :
Les laves : magma s’écoulant a la surface de la terre. Au niveau des volcans, on
rencontre le plus souvent une roche noire ou grise, a structure vésiculaire ou
amygdaloïde (le basalte) issue de la solidification de lave.
Lors d’une éruption, le magma se sépare en une phase fluide (lave) et en une
phase gazeuse. La violence de l’explosion dépend de la viscosité du magma :
 Dans un magma très fluide, les éléments volatils s’échappent plus librement avec
un calme relatif ;
 Dans un magma visqueux, ils peinent a s’échapper et sont responsables
d’explosions violentes.
Les formes de solidifications des laves dépendent de la nature de la coulée
(viscosité, teneur en gaz, angle de la pente et vitesse de refroidissement). Au cours de
l’écoulement de la lave, la température décroit de l’intérieur vers l’extérieur entrainant
une augmentation de la viscosité jusqu'à solidification. Le point de solidification qui
oscille entre 600o et 900 0C dépend de la composition chimique et de la teneur en gaz.
Selon les types d’éruption volcaniques on distingue :

 Lave vacuolaire ou « aa » (terme hawaïen) :

L’échappement des gaz de la lave en fusion, formant d’innombrables bulles,
donne naissance à des vacuoles millimétriques ou centimétriques. Ces laves rugueuses,
vacuolaires ou scoriacées forment à la surface des coulées une véritable croûte
irrégulièrement poreuse, constituée de blocs à arêtes tranchantes (fig9).

Fig.9 : basalte
vacuolaire

 Lave lisse ou « pahoehoe » (terme hawaïen) :

La lave chaude et mobile se refroidit rapidement en surface, formant une peau plastique,
parsemée de vésicules, qui est entraînée par la coulée formant une carapace plane.
 Lave en coussin (pillow-lava) :
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Elle se rencontre dans les coulées de lave subaquatiques ou sous-glaciaires. Ces

affleurements ressemblent à des sacs de farine empilés et moulés les uns sur les autres.
 Lave prismée :
La structure prismatique ou à débit en prismes correspond à des fissures de retrait
provoquées lors du refroidissement de la coulée. Les prismes de faible ampleur et
superficiels ont une origine subaquatique.

Fig. 10 : structure prismatique des laves Basaltiques

 Lave cordée :
La pellicule encore plastique de la lave appauvrie en gaz est étirée par le flux
sous-jacent et tordue en forme de « corde ». La forme arquée des « cordes »,
fréquemment observées, s'explique par le fait que le flux sous-jacent est plus fluide dans
l'axe de la coulée que sur les bords déjà refroidis.

Fig.11 : lave cordée

 Lave en dalles :
Si par la suite, la pente s’accentue, la vitesse augmente, la croûte de solidification
est morcelée, la peau figée se brise en dalles. Si la pente diminue en aval, les fragments
de carapace s’entassent formant un chaos de dalles de lave empilées comme des glaces en
dérive.

Fig.12 :lave en dalles

3. les projections :
a. les coulées pyroclastiques :
Sont des avalanches denses de gaz chauds, de cendres chaudes et de blocs qui
roulent le long des pentes d’un volcan durant une éruption. Elles sont les le plus souvent
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associées a des éruptions explosives et se forment lorsque la colonne de cendres, qui

s’élève du volcan, s’effondre. Elles se forment également quand une éruption moins forte
s’écoule par le bord d’un cratère ou d’une caldeira, ou quand une coulée ou un dôme de
lave, sur une pente abrupte, se désintègre.

b. Bombe volcanique :
Les bombes volcaniques sont des fragments de lave supérieurs à 64 mm de
diamètre, qui ont été éjectés lors d’une éruption volcanique, alors qu’ils sont encore
visqueux et partiellement fondus. Beaucoup de bombes acquièrent une forme
aérodynamique arrondie, ou fusiforme pendant leur trajet aérien. On peut ainsi découvrir
tout un panel de type de bombe volcanique : bombe en croûte de pain, bombe en
fuseau, bombe sphéroïdale, et bombe en bouse de vache.

Fig. 13: bombe volcanique arrondie

c. Lapillis :
Solide volcanique projeté (pyroclastite), de petite taille (2 à 30 mm ou 2 à 64 mm
selon la classe granulométrique retenue) vacuolaire ou non. Leur accumulation en couche
meubles est appelée lapilli ou pouzzolane.
d. Cendres volcaniques :
Petits fragments de roche effusive, pyroclastique,  de taille < 0.6 mm : cendres
fines, de 0.6 à < 2 mm : cendres grossières. Ejecté lors d'éruptions, elles sont constituées
soit de fragments de magma pulvérisé, soit de roches arrachées aux parois de la
cheminée.
e. Tufs volcaniques :
Roche formée par l’accumulation de projections volcaniques de quelques
millimètres de diamètre et consolidées sous l’action de l’eau.
f. Scories et les ponces :
Sont des Fragments de lave vacuolaires, et donc de faible densité, a surface
irrégulièrement poreuse, hérissée d'arrêtes et de pointes. Elles se trouvent dans les
projections volcaniques et sur les coulées à surface craquelée.
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Fig. 14: ponce volcanique

VI. les différents types d’éruptions :

Il existe deux grands types d'éruptions volcaniques dépendant du type

de magma émis : effusives associées aux « volcans rouges » et explosives associées aux
« volcans gris ». L'éruption surtseyenne est une éruption phréato-magmatique qui peut
survenir sur n'importe quel type de volcan du moment qu'il est recouvert d’eau comme
une mer, un lac, etc.

L’aspect des volcans diffère selon la nature ou les propriétés des produits qu’ils
ont émis. On distingue classiquement trois pôles d’activités correspondant aux émissions
(fig.16) :

 de gaz ;

 de laves fluides formant des coulées ;

 de laves visqueuses formant des extrusions.

Fig. 15: les types d’activités volcaniques (d’après Gés, 1964)

1.éruption effusif.
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Eruption Une éruption volcanique se caractérise par une montée de magma ;

Lorsque le magma est fluide il monte rapidement dans la cheminée, jusqu’au, cratère,
les gaz contenus dans le magma s’échappent facilement, la lave s’écoule sur les flans du
volcan formant de longues coulées.

 Éruptionn hawaïenne:

Le volcan hawaïen a un grand cratère, est caractérisé par des laves très fluides,
basaltiques et pauvres en silice et il est relativement aplati car il émet de la lave liquide
qui fait de très grandes coulées de lave: Les volcans des îles Hawaï .

L'indice d'explosivité volcanique de ce type d'éruption va de 0 à 1.

Fig.16: eruption hawaienne

 Eruption strombolienne:

Style intermédiaire entre les types hawaïen et vulcanien, Il émet de la lave un peu
visqueuse qui construit lentement un cône volcanique. Exemple : L'Etna en Italie.
Un nuage de cendre peut s'élever à quelques centaines de mètres de hauteur.

L'indice d'explosivité volcanique de ce type d'éruption va de 1 à 2.

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Fig.17 : eruption strombolienne

2.éruption explosif :

Lorsque le magma est visqueux, il s’élève lentement dans la cheminée, les gaz du
magma s’échappent alors difficilement, provoquant de violentes explosions, on parle
alors d’éruption explosive, le volcan perd alors sa forme de dôme.

 éruption vulcanienne:

Fig .18 :eruption vulcanienne

Est caractérisées par un magma très visqueux qui a souvent du mal à remonter à la
surface. Il s'accumule au-dessus de la cheminée où il refroidit en formant un dôme. Un
bouchon se crée à la sortie du cratère et bloque les gaz. Quand la pression des gaz devient
trop forte, le bouchon explose en projetant des cendres, des scories et des bombes à
plusieurs kilomètres de haut. Les coulées y sont rares et toujours visqueuses. Exemple :
Le mont Vulcano en Sicile.

 éruption péléenne à nuées ardentes :

Est due à une lave, riche en silice et très visqueuse. Elle ne peut pas s'écouler et
s'accumule donc en haut du cratère jusqu'à former un dôme ou une aiguille. Quand la
pression des gaz devient trop importante, la base du dôme se déchire et laisse s'échapper
une nuée ardente constituée de laves, de gaz brûlants et de blocs qui sont projetés à
plusieurs centaines de km/h.
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Fig. 19 : éruption peléenne a nues ardente

 Eruption plinienne:

Dans ce type d'éruption, la lave est extrêmement pâteuse car très riche en silice
qui correspond à la “vidange” de la chambre magmatique située sous le volcan, le
sommet du volcan s’effondre pour former une caldeira. Les gaz volcaniques ne pouvant
se libérer, la pression augmente dans la chambre magmatique et produit des explosions
qui pulvérisent la lave et parfois le volcan en projetant des cendres à des dizaines de
kilomètres de hauteur, atteignant ainsi la stratosphère Le panache volcanique retombe en
général sous son propre poids et dévaste les flancs du volcan à des kilomètres à la ronde.
Les volcans ayant des éruptions pliniennes sont la majorité de ceux formant la « ceinture
de feu du Pacifique » tel le mont Augustine.

L'indice d'explosivité volcanique de ce type d'éruption va de 3 à 8.

Fig.20 :eruption plinienne

3.éruption surstesyen :

Son nom vient du volcan du Surtsey en Islande. Il explose à cause du contact de

l'eau avec les laves, produisant des poussières et des cendres. C'est un des sous-types du
volcan hawaiien.
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Le dégazage de la lave est très aisé et son éjection peut se faire soit sous la forme
de fontaines de laves de plusieurs centaines de mètres de hauteur et au débit régulier, soit
sous la forme d'un lac de lave plus ou moins temporaire prenant place dans un cratère.

L'indice d'explosivité volcanique de ce type d'éruption va de 2 à 5 mais il dépend

grandement du type de magma, selon qu'il est basaltique ou andésitique.

Fig. 21 : éruption surstesyen

4. éruption phréatique :

La rencontre du magma et d’une nappe phréatique provoque la vaporisation

explosive de l’eau. Ce phénomène s’il est assez violent conduit aux formations de cratère
de l’explosion circulaires de quelque centaine de mètres de diamètre et quelques dizaines
de mètres de profondeur. Ces cratères sont généralement bordes par les produits des
explosions qui comprennent des fragments arrachées de sous-sol et quelquefois du
magma frais.

Fig. 22:
éruption
phréatique
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I. Définition

II. formation du magma

1 .qu’est ce que un magma ?

2 . Fusion partielle

3 .Cristallisation du magma

III. Naissance des volcans

IV. Répartitions des volcans

1. Le volcanisme d’accrétion (dorsale)

2. Le volcanisme de subduction

3. Le volcanisme de point chaud

V. produits rejetés par les volcans.

1. les gaz
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2. les coulées

3. les projections

VI. Différents types d’éruptions

1. Éruption effusif

2. Eruption explosif

3. Eruption surstesyen.

4. Eruption phréatique

Le volcanisme :
‫البركانية‬
Volcan : ‫بركان‬
Magma : ‫صهارة‬
Chambre magmatique : ‫غرفة صهارية‬
Fusion partielle : ‫انصهار جزئي‬
Cratère : ‫فوهة‬
Cristallisation : ‫تبلور‬
Coulée de lave : ‫تدفق الفى‬
Cône volcanique :‫مخروط بركاني‬
Panache de gaz :‫دخان متموج‬
Explosion :‫انفجار‬
Fissure‫شق‬
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Fluidité :
‫ميوعة‬
Bombe volcanique :‫قذيفة بركانية‬
Lapilli :‫لولبيات بركانية‬
Cheminée :‫مدخنة‬
cendre :‫رماد‬
Pyroclastite :‫صخور بركانية فتاتية‬
Gaz volcanique :‫غاز بركاني‬
Nuée ardente :‫سحابة بركانية‬
Dôme :‫قبة‬
Lave visqueuse :‫الفة لزجة‬
Type d’éruption :‫نمط االندفاع‬
Retombées :‫مواد متساقطة‬
Volcan effusif :‫بركان انسكابي‬
Volcan explosif :‫بركان انفجاري‬
Minéral :‫معدن‬
Solidification :‫تبريد‬
Intrusif :‫اندساسي‬
Quartz : ‫م‚‚‚رو‬
activité volcanique  : ‫نش‚‚‚اط برك‚‚‚اني‬
viscosité  : ‫لزوجة‬
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 http://fr.wikipedia.org
 www.pedagogi.ac-nantes.fr
 www.futur-sciences.com
 www.science-vulcania.com
 www.ggl.ulaval.ca
 www.blogg.org
 www.ac-nancy-metz.fr
 www.science-vie.net
 Cours geologies 1er année, fsdm
 www.sciences-ecoles.ac.ma