FAQ

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Éruption Strombolienne.

Une éruption strombolienne, tirant son nom du Stromboli, est un type d’éruption volcanique se produisant sur des volcans rouges et caractérisé par l’émission d’une lave relativement fluide formant facilement des coulées de lave. Elles sont caractérisées par l’éjection rythmique de lambeaux de lave propulsés par les gaz volcaniques. Parfois, le cratère déborde d’une lave fluide qui alimente des coulées. L’éruption dure de quelques jours à quelques mois, puis s’arrête. Le cône est composé d’une succession de strates riches en cendres et en bombes volcaniques et de strates formées par les coulées de lave refroidies. Les explosions de grande ampleur sont atypiques ce qui n’est pas le cas des fontaines de lave qui sont courantes. Les éruptions stromboliennes sont à l’origine de la construction des stratovolcans.

Éruption Limnique

Une éruption limnique est un type d’éruption volcanique caractérisé par le dégazage brutal d’un lac méromictique qui relargue les gaz volcaniques émis en continu par un volcan et accumulés durant des années dans les couches profondes du lac.

 

Un volcan, même au repos, peut émettre en continu des gaz volcaniques. Lorsqu’un lac se situe au-dessus du point de sortie de ces gaz comme dans le cas d’un lac de cratère, le gaz se dissout dans l’eau et retourne à l’état gazeux à la surface du lac. Si le lac est relativement profond, les gaz volcaniques émis par le fond sont piégés dans les couches d’eau inférieures du lac qui alors accumule ces gaz parfois pendant des années.

Selon l’hypothèse la plus courante, lorsqu’un événement perturbateur survient (séisme, avalanche lacustre de débris rocheux, début d’une éruption volcanique, etc.) ou même lorsque la concentration en gaz arrive au point de saturation, il se produit une inversion des couches d’eau : des bulles de gaz volcaniques se forment dans la couche inférieure du lac, l’allégeant ainsi ce qui provoque sa remontée de plus en plus rapide vers la surface par emballement du système. Les bulles de gaz volcaniques percent alors la surface en créant parfois des petits tsunamis. Lorsque ce gaz est plus dense que l’air comme le dioxyde de carbone qui est un des principaux composants des gaz volcaniques, la nappe de gaz volcaniques reste plaquée au sol et peut s’écouler par dessus les rebords du cratère en empruntant le fond des vallées. Si des villages ou du bétail se trouvent sur le chemin de cette nappe de gaz, les conséquences peuvent être dramatiques : en 1986, une éruption limnique survenue sur le lac Nyos au Cameroun a entraîné la mort par asphyxie de plus de 1 700 personnes et de plusieurs milliers de têtes de bétail.

Lac Meromictique

Un lac méromictique est un lac dont les eaux de surface et de profondeur se mélangent moins d’une fois par an (et pour certains moins d’une fois par décennie ou siècle voire plus).

En termes de risque et dangers, certains fonds anoxiques (dont celui du lac Pavin en France « représentent un danger potentiel d’éruption gazeuse en raison de l’accumulation de gaz dissous au fond et doivent être surveillés », d’autant que « le contexte actuel de réchauffement climatique, les plans d’eau continentaux tendent à évoluer vers la méromicticité ». Parfois, ces gaz biogéniques (ou parfois d’origine géologique) sont piégés au fond par la pression hydrostatique du mixolimnion, et à certaines occasions brutalement remonter sous forme de bulles ou d’éruption asphyxiantes (de CO2, H2S et CH4). C’est ainsi qu’en 1986 une éruption de gaz (CO2 a priori) a asphyxié 1700 personnes et de nombreux animaux autour du lac Nyos au Cameroun.

Mazuku

Le mazuku est le nom donné à un phénomène naturel qui consiste en une poche d’air pauvre en oxygène à la surface de la terre. Il peut s’avérer mortel pour la vie animale avoisinante.
Le terme mazuku provient du swahili et peut être traduit par « souffle du diable » ou « vent diabolique ».

Les mazukus sont créés lorsque qu’un gaz inodore et incolore comme le dioxyde de carbone s’accumule dans des cuvettes, plus ou moins profondes. Le CO2 est plus lourd que l’air ce qui a pour effet de stagner sur ce sol. Le CO2 n’est pas détectable olfactivement ou visuellement.
D’autres gaz comme le dioxyde de soufre ont des odeurs désagréables et quelquefois des colorations de brume jaunâtre associée. Les gaz qui forment les mazukus déplacent simplement l’apport en oxygène, et créent un danger d’espace confiné appauvri en air respirable, en pleine nature.
La plupart du temps ce sont les enfants qui sont les premières victimes des mazukus, à cause de leur taille. De temps à autre c’est le squelette d’un ou de plusieurs animaux qui trahit l’existence d’un ancien mazuku.

Éruption Plinienne
Une éruption Plinienne, tirant son nom de Pline le Jeune, est un type d’éruption volcanique se produisant sur des volcans gris et caractérisée par l’émission d’une lave d’une grande viscosité formant très rarement des coulées de lave. Dans la plupart des cas, la lave a extrêmement de mal à sortir de la cheminée volcanique, ce qui entraîne l’augmentation de la pression interne dans le volcan jusqu’à provoquer de gigantesques explosions qui peuvent détruire le volcan lui-même en donnant naissance à une caldeira. Au cours de ces explosions, un panache volcanique s’élevant généralement à des dizaines de kilomètres en altitude peut être accompagné d’un surge volcanique qui détruit toute vie et toute construction parfois jusqu’à des dizaines de kilomètres à la ronde.

L’éruption du Vésuve, qui ensevelit Pompéi et Herculanum le 24 août 79, était une éruption plinienne. Pline le Jeune l’a décrite, avec la mort de son oncle Pline l’Ancien, dans une lettre à Tacite.

Surge volcanique

Une surge volcanique ou surge pyroclastique, anglicisme parfois traduit par déferlante volcanique ou déferlante pyroclastique1, est un type de nuée ardente de grandes dimensions résultant de l’effondrement d’une partie ou de la totalité d’une colonne plinienne ou vulcanienne. Cet aérosol volcanique se distingue des nuées ardentes par une composition plus diluée, une dynamique plus turbulente, généralement une plus grande vitesse mais surtout par une étendue beaucoup plus grande du phénomène puisqu’une surge volcanique typique émis depuis le sommet d’un volcan rayonne sur tous ses flancs en le recouvrant totalement et en s’affranchissant beaucoup plus facilement de la topographie.

Ce phénomène peut s’observer au cours d’une éruption volcanique explosive de type plinienne ou vulcanienne. Au cours de ce type d’éruptions, un panache volcanique composé de cendres, de lave et de roches fragmentées ainsi que de gaz volcaniques s’élève au-dessus du volcan. Lorsque la densité de ce panache volcanique est trop importante pour qu’il puisse s’élever complètement dans les airs, il retombe alors sur les flancs du volcan. Bien qu’elles aient sensiblement la même composition, une surge volcanique est plus destructrice qu’une nuée ardente en raison de sa taille. La quantité de matériaux formant une surge volcanique est telle qu’elle peut recouvrir entièrement un volcan et progresser sur de plus grandes distances.

Les matériaux transportés par les surges volcaniques se déposent suivant des épaisseurs variables, de quelques centimètres à plusieurs mètres, et suivant une stratification caractéristique présentant des laminations, des stratifications entrecroisées et des antidunes. Ce type de dépôts qui ne se retrouve pas dans les pluies de cendres ou des nuées ardentes constitue une caractéristique suffisante pour certains volcanologues pour classer les surges volcaniques en tant que troisième type d’écoulement explosif

Éruption Peléenne
Dans ce type d’éruption, la lave pâteuse ne s’écoule quasiment pas et a tendance à former un dôme de lave. Celui-ci, sous la pression du magma, peut se désagréger ou exploser en produisant des nuées ardentes et des panaches volcaniques. Très meurtrier en raison du caractère instable de l’éruption et de la vitesse des nuées ardentes, l’éruption type est celle de la montagne Pelée qui fit 28 000 morts en 1902 en Martinique.
Les volcans ayant des éruptions peléennes sont la montagne Pelée, la Soufrière de Montserrat, la Soufrière de la Guadeloupe, etc.
L’indice d’explosivité volcanique de ce type d’éruption va de 1 à 8.
Indice d’explosivité volcanique

Le volume des matériaux éjectés, la hauteur du nuage d’éruption, et les observations qualitatives (en utilisant des expressions allant de « modéré » à « colossal ») sont utilisés pour déterminer la valeur d’explosivité. L’échelle est ouverte et va de 0, pour les éruptions non-explosives (moins de 104 mètres cubes de tephra éjecté), à généralement 8, pour les éruptions explosives méga-colossales qui peuvent éjecter 1012 mètres cubes de tephra et avoir une colonne nuageuse haute de plus de 25 km. Chaque intervalle de l’échelle représente un accroissement de 10 fois du volume des matériaux éjectés. Des valeurs supérieures à 8 peuvent être utilisées si nécessaire.

La faiblesse de l’échelle VEI est de ne pas tenir compte de la densité des matériaux éjectés ; les cendres volcaniques, les bombes volcaniques et l’ignimbrite sont traitées de la même façon. De plus, l’échelle VEI ne prend pas en compte la magnitude de la puissance de l’éruption.

 

Éruption Hawaïenne

L’éruption hawaïenne est caractérisée par des laves très fluides, basaltiques et pauvres en silice ce qui permet leur écoulement le long des flancs du volcan parfois sur des dizaines de kilomètres. 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.
Peu dangereuses, ces éruptions peuvent néanmoins occasionner d’importants dégâts lorsque des infrastructures humaines sont touchées par les coulées de lave. Le risque humain est en revanche quasi nul car il n’y a aucun risque d’explosion et la lave laisse le temps d’évacuer.

Les volcans ayant des éruptions de type hawaïen sont le Mauna Kea, le Mauna Loa, le Piton de la Fournaise, le Nyiragongo, l’Erta Ale, etc.
L’indice d’explosivité volcanique de ce type d’éruption va de 0 à 1.

Éruption Surtseyenne

Les éruptions surtseyennes sont des éruptions qui mettent en cause de grandes quantités d’eau. Il s’agit en général d’éruptions sous-marines ou sous-lacustres proches de la surface, en général moins de cent mètres de profondeur, ou sous-glaciaires lorsque la chaleur du magma parvient à faire fondre de grandes quantités de glace.

Les volcans sous-marins ou sous-lacustres parvenant à atteindre la surface émergent de l’eau pour former une île au cours d’une éruption surtseyenne. L’île de Surtsey, qui a donné son nom à ce type d’éruption, est née de la sorte en 1963.

Lors d’une éruption surtseyenne, la surface du volcan se trouve à quelques mètres ou quelques dizaines de mètres sous la surface de l’eau. La pression de l’eau n’est alors plus suffisante pour éviter l’explosion de la lave à son contact. Des explosions « cypressoïdes », en forme de cyprès, se produisent alors, mélangeant lave et tephras refroidis, eau liquide et vapeur d’eau. Une fois que l’île a émergé, l’éruption se prolonge de manière classique selon le type de magma.

Si l’éruption est sous-glaciaire, il faut que l’eau de fonte se retrouve piégée au-dessus du volcan pour provoquer une éruption surtseyenne. Le Nevado del Ruiz n’a pas provoqué d’éruption surtseyenne lors de son éruption en 1985 car l’eau provenant de la fonte des glaces au sommet du volcan a dévalé les pentes du volcan en formant des lahars qui détruisirent la ville d’Armero. En revanche l’éruption du Grímsvötn en 1996 sous le Vatnajökull s’est transformée en éruption surtseyenne car les eaux de fonte de la calotte glaciaire ont formé un lac au-dessus du volcan. Lors de l’arrivée du magma à la surface, des projections cypressoïdes ont traversé la glace et le lac s’est vidé sous la forme d’un jökulhlaup.

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.

Lahars

Un lahar (mot d’origine javanaise) est une coulée boueuse d’origine volcanique. Elle est principalement formée d’eau, de cendres volcaniques et de téphras et se rencontre donc le plus souvent sur les pentes des « volcans gris » émettant des laves andésitiques.
Les lahars se forment généralement lorsque d’importantes pluies s’abattent sur des dépôts volcaniques, mais l’eau peut provenir aussi de la fonte, par la chaleur de l’éruption, de la glace ou de la neige. Ces dépôts n’étant pas consolidés, ils sont facilement érodés et emportés dans les rivières qu’ils font déborder. Lorsque les dépôts volcaniques sont récents et chauds, le lahar peut être brûlant (jusqu’à 90 °C). Par leur mode de formation, les lahars peuvent affecter une région des années après la fin d’une éruption volcanique si les dépôts ne sont toujours pas consolidés ; ils sont ainsi très dangereux et constituent le phénomène volcanique le plus meurtrier, plus que les coulées de lave et que les nuées ardentes.
Ces coulées, très denses et très lourdes, emportent tout ce qui se trouve sur leur passage : arbres, ponts, voitures, bâtiments, etc. et peuvent charrier des blocs rocheux de plusieurs dizaines de tonnes. Elles peuvent parcourir des dizaines de kilomètres à une grande vitesse. La forte densité en matériaux des lahars fait que le début de la coulée peut se présenter sous la forme d’un front compact créant un véritable mur de plusieurs mètres de haut et formé de blocs, troncs d’arbres et débris poussés par le flot. La composition des lahars et leur forte teneur en matériaux leur confère également un fort pouvoir érosif ce qui les rend d’autant plus dangereux car ils emportent alors rapidement des terrains sur lesquels peuvent se trouver des habitations. Lorsque la coulée s’immobilise, elle peut laisser d’importantes couches de dépôts. Il arrive parfois qu’en séchant, les cendres volcaniques se cimentent et forment une pierre compacte.

Jökulhlaup

Un jökulhlaup, terme islandais signifiant en français « course de glacier » ou « course glaciaire »,  ou débâcle glaciaire est un type d’inondation brutale particulièrement puissante et dévastatrice. C’est un des cas d’une vidange brutale d’un lac glaciaire en lien avec une éruption volcanique.

L’origine de la crue est la vidange d’un réservoir d’eau de fusion glaciaire par rupture du barrage de glace. Plusieurs types de jökulhlaups existent en fonction de la position du réservoir (lac intraglaciaire, lac périglaciaire, lac supraglaciaire). Les jökulhlaups les plus puissants se déroulent en Islande, mais ils peuvent se produire dans d’autres lieux dès que certaines conditions sont réunies : un volcan recouvert d’une calotte glaciaire ou d’un inlandsis (c’est le cas en Alaska, États-Unis, Antarctique, Andes).

Les jökulhlaup peuvent s’apparenter aux lahars puisqu’il s’agit d’écoulement de forte densité. Toutefois, les lahars sont composés en majorité de cendres et se forment le plus souvent lors de pluies torrentielles sur les flancs d’un volcan.

Éruption Vulcanienne

Les laves basaltiques fluides s’écoulent plus difficilement dans le type vulcanien car elles sont plus riches en silice et leur dégazage est moins aisé. Des fontaines et des projections de lave donnent naissance à des coulées qui descendent le long du volcan et peuvent atteindre des constructions en contrebas.
Le risque humain est plus élevé car des projections de pierre ponce, cendres et bombes peuvent se produire et s’élever à plusieurs kilomètres de hauteur. L’éruption type est la dernière éruption du Vulcano entre 1888 et 1890.

L’indice d’explosivité volcanique de ce type d’éruption va de 2 à 5.

Éruption effusives

Les éruptions effusives émettent des laves basaltiques, pauvres en silice et donc très fluides et libérant leurs gaz volcaniques facilement. Les éruptions sont relativement calmes, sans grandes explosions et produisant de grandes coulées de lave. Ces « volcans rouges » sont ceux des points chauds comme ceux de Hawaii, le Piton de la Fournaise ou encore l’Etna. Le seul danger pour les populations sont les coulées de lave qui peuvent avancer à plusieurs dizaines de kilomètres par heure mais en général, les populations ont le temps d’évacuer tranquillement en emportant quelques affaires.

Éruption explosive

Les éruptions explosives émettent quant à elles des laves andésitiques, riches en silice et donc très visqueuses et libérant leurs gaz volcaniques difficilement. Ces éruptions ne forment pas de coulée de lave mais s’accompagnent plutôt d’explosions produisant de grandes quantités de cendres donnant naissance à des nuées ardentes et des panaches volcaniques. Environ 80 % des éruptions volcaniques se déroulent sur ce type de volcans. Très dangereux car imprévisibles, ces types d’éruptions ne laissent parfois pas le temps d’évacuer les populations menacées par les gaz et les cendres brûlants. Les volcans les plus représentatifs sont les « volcans gris » de la « ceinture de feu du Pacifique » comme le Pinatubo, le Krakatoa, le Mayon ou encore le Merapi.

Lave pāhoehoe

La lave pāhoehoe, terme hawaïen signifiant « rivière de satin » en raison des teintes brillantes fréquemment prises une fois refroidie, est un type de lave, généralement basaltique, parfois carbonatique, partiellement dégazée, très pauvre en silice et à très haute température, typiquement de 1 100 à 1 200 °C, ce qui lui confère une très grande fluidité. Sa grande plasticité modèle fréquemment sa surface en fusion sous forme de boudins parallèles de plus ou moins grande dimension, lui donnant alors l’aspect d’un amas de cordes plissées, d’où son nom de « lave cordée », ou d’un amoncèlement de coussins.

Lave ʻaʻā

La lave ʻaʻā, aussi orthographié en ʻaʻa, aʻā, aʻa ou encore aa, terme hawaïen, signifiant originellement « brûler », « feu », « colère » (furie dans le regard) puis ayant pris le sens de « lave de pierre », désigne un type de lave fluide, rugueuse et à blocs apparents s’écoulant généralement à haute température, typiquement de 1 000 à 1 100 °C. Felsique et relativement riche en silice, ce qui lui confère une viscosité relativement élevée, ce type de coulée se solidifie rapidement et prend ainsi un aspect croûté, acéré et coupant, constituant ainsi un terrain hérissé, semi-désertique et infertile. Cette forme chaotique s’oppose à celle prise par les laves cordées.

Régionalisme typique d’Hawaï, la lave ʻaʻā a pour isonyme la cheire en Auvergne ou la lave en gratons dans le Grand Brûlé de l’île de la Réunion.

Nuée ardente

Une nuée ardente est un aérosol volcanique porté à haute température et composé de gaz, de cendres et de blocs de taille variable dévalant les pentes d’un volcan . Une nuée ardente est généralement composée d’une coulée pyroclastique située à sa base et d’où s’élève un nuage pyroclastique. Dans certains cas, le nuage pyroclastique ou la coulée pyroclastique peuvent être absents.
Les nuées ardentes se développent généralement sur les volcans gris au cours d’éruptions explosives de type péléenne ou plinienne .

Cette expression est née lors de l’éruption de la montagne Pelée en 1902 . Après la destruction de Saint-Pierre le 8 mai qui fait près de 30 000 morts, de nombreuses personnalités viennent étudier le phénomène dont le volcanologue Alfred Lacroix qui le définit sous l’expression de « nuée ardente » .

Caldeira

Une caldeira, ou caldera, est une vaste dépression circulaire ou elliptique, généralement d’ordre kilométrique, souvent à fond plat, située au cœur de certains grands édifices volcaniques et résultant d’une éruption qui vide la chambre magmatique sous-jacente.

Cette dépression est limitée par une falaise verticale circulaire ou elliptique. La falaise (ring fault en anglais, ou « faille en anneau »), qui confère à la caldeira sa structure impressionnante, peut atteindre plusieurs centaines de mètres de hauteur. La taille des caldeiras peut varier de quelques kilomètres de diamètre, comme celle du volcan Pinatubo dans les Philippines (2,5 km de diamètre) à une centaine de kilomètres de diamètre, comme celle du lac Toba sur l’île de Sumatra (80 × 30 km).

De nombreuses caldeiras se remplissent d’eau en captant des rivières ou en recueillant l’eau de pluie et forment ainsi des lacs comme celui de Crater Lake (États-Unis) ou de l’Askja (Islande). D’autres sont partiellement ouvertes sur la mer et forment des baies ou des golfes comme à Santorin (Grèce), à Rabaul (Papouasie-Nouvelle-Guinée), aux Champs Phlégréens (Italie)

Cratère Volcanique

Un cratère volcanique est une dépression grossièrement circulaire ou elliptique qui se trouve au sommet ou parfois sur les flancs d’un volcan et formé par l’explosion ou l’effondrement du volcan . Il peut avoir des tailles variables allant de quelques mètres à plusieurs dizaines de kilomètre de diamètre. Néanmoins, au-delà d’une taille de 1 500 mètres, on parlera de caldeira.

Les cratères volcaniques se forment au cours d’une éruption volcanique selon différentes manières  :

l’accumulation des matériaux volcaniques (laves et tephras) autour de la cheminée volcanique peut former un monticule circulaire. Lorsque l’éruption cesse, le lieu de sortie des matériaux forme une dépression lorsqu’elle ne se rempli pas de matériaux volcaniques ou d’érosion ;
les différentes explosions se produisant lors de l’éjection des matériaux volcaniques peuvent arracher des parties plus ou moins importantes de parois du volcan autour de la cheminée volcanique, créant ou agrandissant un cratère ;
une vidange importante de la chambre magmatique peut provoquer un affaissement du volcan donnant en général naissance à des caldeiras plutôt qu’à des cratères.

La grande majorité des volcans possède un ou plusieurs cratères. Seuls les volcans formées de dômes de lave n’en possèdent pas lorsque ceux-ci remplissent totalement d’éventuels cratères créés lors d’éruptions précédentes.

Bombe Volcanique

Une bombe volcanique est un fragment projeté de lave, de plus de 64 mm de diamètre, provenant de la fragmentation d’un magma émis lors d’une éruption volcanique.

Les bombes constituent un véritable danger aux abords de certains volcans en éruptions, comme le Stromboli, même à plusieurs centaines de mètres du cratère. Il est alors indispensable de porter un casque.

Elles refroidissent avant de toucher le sol. Des bombes laviques peuvent être projetées à plusieurs kilomètres, et elles acquièrent ensuite leur formes durant leur envol. Elles peuvent être très grosses : en 1935 l’éruption du volcan Asama au Japon, a expédié des bombes de 5 à 6 mètres de diamètre, à des distances de 600 m du cratère.

Subduction

La subduction est le processus par lequel une plaque tectonique océanique s’incurve et plonge sous une autre plaque avant de s’enfoncer dans le manteau.
La côte ouest de l’Amérique du Sud en est un exemple. La subduction d’une plaque sous une autre entraîne de nombreuses conséquences, comme un volcanisme andésitique (ou explosif ou volcan gris), de nombreux tremblements de terre et surtout la formation des plis et des failles.
Lorsqu’une plaque océanique rencontre une plaque continentale, la plaque océanique (plus dense) passe sous la plaque continentale et plonge dans le manteau terrestre.

La plaque qui plonge en subduction est en général une plaque océanique, qui a une densité élevée. Elle peut plonger sous une plaque continentale, moins dense, ou sous une autre plaque océanique. Il faut noter que les différences de densité proviennent de la nature des matériaux. Ainsi, la croûte océanique est faite de matériaux basaltiques denses (d = 2,9 environ), alors que la croûte continentale est plutôt faite de matériaux granitiques moins denses (d = 2,7 environ).

La subduction est associée à une activité sismique et volcanique importante. Le volcanisme des zones de subduction est généralement andésitique, avec une géochimie calco-alcaline. L’hydratation des roches du manteau par l’eau provenant de la transformation métamorphique des roches de la croûte de la plaque subduite provoque la fusion partielle du manteau de la plaque chevauchante.

Lapilli
Les lapilli, pluriel du latin lapillus qui signifie en français « petite pierre » et de l’italien lapillo, sont un type d’éjecta, des fragments de lave éjectés par les volcans. La taille des lapilli est comprise entre 2 et 30 millimètres ou entre 2 et 64 millimètres selon les classifications .
L’empilement de lapilli forme des couches meubles appelées lapilli mais également pouzzolane.
La roche formée par compaction des lapilli se nomme tuf.
Ponce

Les ponces ou pierres ponces sont des roches volcaniques très poreuses et de faible densité, fréquemment inférieure à 1, ce qui leur permet de flotter à la surface de l’eau.
La pierre ponce est formée à des températures de l’ordre de 500 à 600 °C. La lave projetée en l’air se refroidit très vite et la chute de pression entraîne un dégazage qui forme des bulles, d’où la porosité et la faible densité de la pierre. La forme la plus avancée de la ponce est la réticulite qui forme littéralement une mousse.

C’est de la ponce de phonolite qui a recouvert la ville romaine de Pompéi.

Obsidienne

L’obsidienne est une roche volcanique vitreuse et riche en silice. De couleur grise, vert foncé, rouge ou noire, elle est issue d’une lave acide (type rhyolite). La vitrification en masse est rendue possible par le fort degré de polymérisation de la lave . Ce phénomène n’a rien à voir avec les bordures figées de quelques millimètres à quelques centimètres observées sur des laves basiques (filons, pillows lavas) pour lesquelles la vitrification est due à un refroidissement rapide de la lave (contact avec un encaissent froid ou avec de l’eau).

Pillow Lava

Une pillow lava (ou lave en coussins) est une lave qui a été émise par un volcan sous-marin (notamment au voisinage des dorsales océaniques) ou par un volcan émergé dont les coulées vont jusqu’en mer ou dans un lac. Sortant à une température de 1 000 à 1 200 °C, elle se couvre d’une pellicule de verre qui, n’étant pas complètement refroidie, forme une sorte de baudruche souple, progressivement gonflée par la lave qui continue d’être émise. On aboutit ainsi à des empilements de boules en forme de coussins ou de polochons d’une taille de plusieurs mètres, sur de grandes épaisseurs.

Des plongeurs sous-marins ont pu filmer la formation de pillow-lavas, à seulement quelques mètres de profondeur, sur les côtes de l’île d’Hawaii.

La lave composant les pillow lavas est surtout du basalte (d’où l’appellation « basaltes en coussins »). Les pillow lavas se rencontrent dans la partie supérieure des complexes ophiolitiques.

Stratovolcan

Un stratovolcan ou volcan composite est un volcan dont la structure est constituée de l’accumulation de coulées de lave, de tephras et/ou de pyroclastites au cours des différents stades éruptifs. Les stratovolcans prennent une forme conique à cause de leur lave pâteuse qui s’écoule difficilement, des retombées de cendres et de scories se faisant préférentiellement près de la cheminée volcanique et des dépôts laissés par les coulées pyroclastiques partant du sommet du volcan. Leurs éruptions peuvent être explosives, de type vulcanien, strombolien, péléen ou plinien. La forme du volcan est généralement conique ou emboitée lorsque à la suite de l’explosion du volcan, un nouveau cône se forme dans le cratère ou la caldeira. Ils atteignent en général de grandes hauteurs, parfois plusieurs milliers de mètres, et leurs pentes sont prononcées, parfois jusqu’à 45°.

Dyke

Un dyke ou dike est un filon de roche magmatique qui s’est infiltré dans une fracturation de l’encaissant. De ce fait, un dyke recoupe les autres roches qu’il traverse  . Le dyke est un phénomène intrusif dans une fissure d’ouverture transversale. Selon les principes de la stratigraphie, son âge est donc toujours plus jeune que celui des roches encaissantes.

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