Volcanisme De Subduction Explication Essay

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.

Généralités[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Tectonique des plaques.

La surface terrestre est composée de plaques lithosphériques. Ces plaques rigides se déplacent les unes par rapport aux autres. Elles peuvent être continentales ou océaniques. Au niveau des dorsales océaniques, les plaques divergent, et du plancher océanique est produit, ce qui augmente la surface des océans. Puisque la surface terrestre est constante (le volume de la Terre ne change pas significativement au cours des temps géologiques), il est nécessaire que du plancher océanique disparaisse par ailleurs. Ce phénomène se produit au niveau des zones de subduction, où les plaques océaniques plongent à l'intérieur du globe.

La plaque qui plonge en subduction est en général une plaque océanique, qui a une densité élevée. Elle peut plonger sous une plaque continentale ou sous une autre plaque océanique. Les causes de la subduction sont à chercher dans la différence de densité entre la plaque subduite et le manteau asthénosphérique dans lequel elle plonge. Le manteau lithosphérique a la même composition (au premier ordre) que le manteau asthénosphérique, mais, étant plus froid, il est aussi plus dense. La croûte basaltique joue le rôle de flotteur, mais une lithosphère océanique âgée possède un manteau lithosphérique trop épais pour que la croûte puisse conférer à la lithosphère océanique une densité inférieure à celle de l'asthénosphère. Dans ces conditions, la lithosphère océanique entre en subduction. On notera que la densité de la plaque non subduite n'entre pas en considération.[1]

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.

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La lithosphère océanique qui nait au niveau des dorsales est d'abord peu épaisse, car au niveau de la dorsale l'isotherme 1 300 °C, qui limite la lithosphère, est situé à faible profondeur. Elle est donc aussi peu dense. Au fur et à mesure que la lithosphère s'éloigne de la dorsale, des sédiments se déposent et surtout l’isotherme 1300°C s’enfonce car la lithosphère se refroidit au contact de l'océan. Devenant plus épaisse au cours de son vieillissement, la lithosphère devient aussi plus dense.

La subduction est liée au fait que la plaque plongeante devient plus dense à mesure qu'elle s'éloigne de la dorsale. Quand sa densité dépasse celle de l'asthénosphère sous-jacente, la lithosphère océanique n'est plus en équilibre sur l'asthénosphère. Elle s'enfonce alors dans l'asthénosphère.

Ce mécanisme est l'un des principaux moteurs responsable du mouvement des plaques à la surface de la Terre. Il explique pourquoi les plaques océaniques se déplacent toujours en direction de l'endroit où elles plongent en subduction.

Marqueurs de la subduction[modifier | modifier le code]

La subduction est le processus permettant la disparition de la plaque océanique ancienne. Elle joue un rôle fondamental dans le renouvellement des fonds océaniques et le remodelage de la croute terrestre.

Sismicité[modifier | modifier le code]

Les zones de subduction sont le lieu où se produisent les séismes les plus violents (par exemple le séisme du sud Chili de 1960, de magnitude 9,5[2], qui fut le séisme le plus violent survenu depuis un siècle). Il se produit au niveau d'une zone de subduction deux types de séismes : des séismes interplaques sont produits au contact entre la plaque plongeante et la plaque supérieure. Des séismes « intraplaques » se produisent au sein de la plaque plongeante, car celle-ci se déforme en s'enfonçant dans le manteau. Les foyers sismiques sont de plus en plus profonds sous la plaque chevauchante en s'éloignant de la fosse de subduction. Ils s'alignent sur un plan incliné (le plan de Wadati-Benioff), dont l’angle peut varier selon la zone de subduction entre la verticale (ex. subduction des îles Mariannes) et un angle très faible (plan de subduction proche de l'horizontale, comme sous certains secteurs de la Cordillère des Andes : Nord du Pérou, centre-nord du Chili).

Plutonisme et volcanisme[modifier | modifier le code]

Les plaques océaniques qui plongent en subduction sont constituées de minéraux hydratés par métamorphisme hydrothermal en raison du long séjour qu'elles ont passé au fond des océans (en s'éloignant de la dorsale, l'eau pénètre profondément dans la lithosphère océanique par le biais des failles normales, et en ressortant une partie de cette eau est d'ailleurs à l'origine des fumeurs noirs). Parmi ces minéraux, on peut notamment citer les amphiboles hornblende, la chlorite, l'actinote, présentes dans le faciès schistes verts.

Lorsque la plaque plongeante atteint des profondeurs et des températures importantes, les minéraux hydratés deviennent instables. Ils subissent des transformations métamorphiques et perdent leur eau pour se transformer en minéraux de plus en plus anhydres. Ainsi, la plaque océanique plongeante se déshydrate en s'enfonçant, perdant l'eau qu'elle avait accumulée au cours de son éloignement à la dorsale. Cette eau de la plaque plongeante percole alors vers la plaque chevauchante.

Cette eau libérée abaisse le point de fusion de la péridotite de la plaque chevauchante, qui peut alors fondre partiellement (30 à 35% de taux de fusion). Il y a alors formation de magma à la base de la plaque supérieure. Ce magma remonte à travers la plaque supérieure, s'enrichissant ainsi en divers éléments non-métaux et surtout en silice. Une preuve qu'il s'agit de la plaque chevauchante qui fond, et non de la plaque plongeante, est la composition chimique différente entre les roches qui subductent (basalte, gabbro) et les roches magmatiques qui résultent de la fusion. Ces roches magmatiques contiennent d'ailleurs de nombreux minéraux hydratés (comme les micas ou les amphiboles hornblende).

Le magma formé, visqueux, sera à l'origine de roches magmatiques plutoniques, ou intrusives (les granitoïdes), s'il n'atteint pas la surface ; ces roches (parmi lesquelles on peut citer la diorite, la granodiorite ou même parfois le granite) forment alors des plutons.

En revanche, si le magma atteint la surface, il est à l'origine d'un volcanisme explosif d'autant plus violent que le magma est visqueux, et de roches magmatiques volcaniques (comme l'andésite ou la rhyolite). Les zones de subduction sont ainsi à l'origine d'un volcanisme explosif intense (on parle parfois de volcans gris). Il s'agit d'un volcanisme avec une géochimie calco-alcaline. Les volcans de subduction s'alignent en général parallèlement à la zone de subduction, à une distance de l'ordre de 200 km de la fosse océanique. On appelle « arcs volcaniques » ces alignements de volcans. On retrouve notamment ce type de volcanisme dans les volcans situés au niveau des cordillères et des arcs insulaires. Exemples : la cordillère des Andes, les Petites Antilles...

Relief[modifier | modifier le code]

Une fosse océanique étroite et profonde existe tout le long de la bordure où une plaque commence à s'enfoncer sous l'autre. Cette fosse est dissymétrique et est responsable d'une anomalie gravimétrique négative. Les fosses de subduction constituent les endroits où les océans atteignent les plus grandes profondeurs (plus de 10 kilomètres dans certaines fosses, comme celles des Mariannes).

Lorsque la plaque qui entre en subduction est recouverte d'une couche épaisse de sédiments, ceux-ci vont être en grande partie « rabotés » par la plaque supérieure et s'accumuler sur celle-ci. Ces sédiments sont considérablement plissés et entassés en écailles superposées. Ces sédiments s'entassent pour former un relief nommé prisme d'accrétion. Les prismes d'accrétion sont recoupés de nombreuses failles inverses, témoins d'un raccourcissement important. Les prismes d'accrétion restent souvent sous-marins, mais les plus importants d'entre eux peuvent émerger hors de l'eau. C'est le cas du prisme de la Barbade, qui émerge au niveau de l'île de même nom. C'est aussi le cas du prisme d'accrétion du Makran, au sud-est de l'Iran et sud-ouest du Pakistan, qui est en grande partie émergé.

À environ 150–200 km de la fosse de subduction, sur la plaque chevauchante, se trouve une chaîne de volcans. L'alignement de ces volcans parallèlement à la fosse de subduction est nommé arc volcanique. La zone située entre les volcans et la fosse de subduction est nommée « zone d'avant-arc » (cette zone se trouve sur la plaque chevauchante), tandis que celle située de l'autre côté de l'arc est nommée « zone d'arrière-arc ». On trouve en général une dépression située entre l'arc volcanique et le prisme d'accrétion. Cette dépression est nommée « bassin d'avant-arc ».

L'arc volcanique se met en place sur la plaque chevauchante. Lorsque celle-ci est continentale, l'arc volcanique se trouve sur le rebord d'un continent (ex. cordillère des Andes) ; lorsque la plaque supérieure est océanique, l'arc volcanique constitue une suite d'îles volcaniques alignées. On parle d'arc insulaire (exemple : les Petites Antilles, les îles Tonga et Kermadec, etc.).

Déformation de la plaque supérieure[modifier | modifier le code]

La plaque située au-dessus de la zone de subduction se déforme souvent. Parfois, elle se raccourcit, s'épaissit, et il se forme une chaîne de montagne appelée « chaîne de marge active ». Exemple : la cordillère des Andes. Parfois au contraire, elle s'étire. Il se forme alors un bassin. L'étirement de la plaque supérieure peut même donner naissance à un nouvel océan, avec une dorsale océanique. Exemple : la mer Égée correspond au continent européen étiré au-dessus de la zone de subduction hellénique (zone de subduction qui passe au sud de la Crète).

Conséquences de l'enfoncement de la lithosphère océanique[modifier | modifier le code]

Anomalies thermiques[modifier | modifier le code]

On observe une distribution inégale du flux thermique. Les isogéothermes s'infléchissent, ce qui matérialise un plongement de ses isogéothermes. Ces anomalies thermiques et foyers sismiques profonds matérialisent la plongée de la lithosphère froide au niveau de l'affrontement des deux plaques. Ces anomalies sont de types négatives au-dessus de la fosse et positives au-dessus de l'arc volcanique.

Remarque : Les techniques de tomographie sismique permettent de mettre en évidence les anomalies de température dans le manteau terrestre. Elles montrent que le panneau plongeant se prolonge bien plus profondément dans le manteau que ce que l'on peut mettre en évidence avec le plan de Wadati-Benioff, qui ne dépasse jamais une profondeur de 670 km (limite manteau supérieur-manteau inférieur).

Anomalies gravimétriques[modifier | modifier le code]

Les mesures du champ de gravité terrestre furent entreprises par Pierre Bouguer au XVIIIe siècle déjà. Ces mesures avaient permis de se rendre compte que la distribution des masses rocheuses n'est pas uniforme en profondeur. De ces mesures est aussi née la notion d'isostasie, selon laquelle les masses lithosphériques « flottent » sur une asthénosphère selon la loi d'Archimède. C'est le Hollandais Vening-Meinesz qui en 1923 découvrit des anomalies gravimétriques importantes au niveau de la fosse au large de l'Indonésie alors qu'il procédait à des mesures avec un gravimètre à bord d'un sous-marin. Il en conclut une flexuration à grande échelle de la croûte terrestre à cet endroit et que cette croûte avait donc des propriétés élastiques. Si les théories de Vening-Meinesz ont fait progresser l'état des connaissances et de compréhension des phénomènes géophysiques, elles sont aujourd'hui largement obsolètes car énoncées à une époque où le phénomène de subduction n'était pas communément compris et admis.

Transformations minéralogiques (métamorphisme)[modifier | modifier le code]

Dans les zones de subduction, les roches magmatiques qui composent la plaque subduite sont des basaltes, des gabbros, et des péridotites. On y trouve aussi des sédiments.

Modalités de transformation des minéraux[modifier | modifier le code]

Les différents minéraux se forment à des conditions de température et de pression précises. La lithosphère, en s'enfonçant, va se trouver confrontée à de nouvelles conditions : forte augmentation de la pression, et augmentation modérée de la température (car les plaques lithosphériques ont une forte inertie thermique).

Les minéraux qui composent la plaque plongeante vont se trouver dans un état instable du fait du changement de ces conditions de température et de pression. Cela va donc entraîner une modification de ces minéraux. Comme ces modifications vont se faire à l’état solide, on parle de métamorphisme. D'un métagabbro du faciès schistes verts, on passe alors à un métagabbro du faciès schistes bleus, puis à une éclogite.

  • Passage du schiste vert au schiste bleu :

La croûte s'enfonce. Il y a donc une augmentation de la pression et peu d'augmentation de la température. La pression va chasser l'eau des minéraux. Actinote + Chlorite + Plagioclase → glaucophane + H20

  • Passage du schiste bleu à l'éclogite :

La croûte continue de suivre une courbe de forte augmentation de pression à température quasi constante : Plagioclase + Glaucophane → Jadéite (pyroxène) + grenat + H20

Du fait de l'augmentation de la pression, on assiste ainsi à une évolution minéralogique qui transforme le contenu des roches et leur aspect. Des gabbros (dorsale), on passe à des métagabbros, que l'on retrouve au niveau du faciès schiste vert, schiste bleu, éclogite.

Remarque : Le faciès éclogitique, témoignant d'un métamorphisme de Haute pression et Haute température, est en général le marqueur d'une subduction continentale, c’est-à-dire que la marge continentale, attachée à la lithosphère océanique subduite, a elle aussi subi une subduction partielle.

Mode de formation de deux roches représentatives : l'andésite et l'éclogite à grenat[modifier | modifier le code]

Andésite : Roches issues du volcanisme continental au niveau des zones de subduction, elle se forment à partir de la fusion partielle du manteau hydraté. Lave visqueuse, riche en silice. Les phénocristaux se forment dans la chambre magmatique et les microlites et le verre lors des éruptions (bulles de gaz), ce sont des roches magmatiques (volcanisme explosif).

Eclogite à grenat : Roches issues du métamorphisme de la plaque plongeante. Les basaltes et les gabbros du plancher océanique sont soumis à de nouvelles conditions de températures et de pression (haute pression, basse température), ce qui entraine une déstabilisation des minéraux les composant et l'apparition de minéraux nouveaux à l'état solide sans modification de la composition chimique.

Conséquences de la subduction et du métamorphisme associé[modifier | modifier le code]

Tout d'abord, les marqueurs métamorphiques, sont de très bons indices de terrain pour connaître l'histoire d'un site donné. En identifiant des roches caractéristiques tels les schistes bleus de l'île de groix, on peut ainsi comprendre que le lieu observé était autrefois une zone de subduction… revenue à la surface plus tard, grâce à l'érosion.

Cependant, le phénomène de subduction aboutit, à terme, au recyclage de la croûte océanique, dans le manteau. Ainsi par exemple, la plus vieille croûte océanique encore présente sur Terre date du Jurassique (au large du Japon). Ce qui ne signifie pas qu'il n'y avait pas de croûte océanique avant le Jurassique : les croûtes océaniques plus anciennes ont en fait été entièrement recyclées par subduction. Ceci pose alors de nombreux problèmes aux géologues voulant étudier la dynamique des plaques lithosphériques au cours des temps anciens, car les données contenues par les croûtes océaniques de l'époque, sont à la fois perdues par l'enfouissement de ses roches, et par le métamorphisme qui les affecte.

Formation de magma[modifier | modifier le code]

L'eau liée aux sédiments est rapidement chassée. L'eau liée aux roches de la plaque subduite se trouve libérée lors du métamorphisme (passage dans le faciès schistes bleus, puis éclogites). Cette eau peu dense remonte dans la plaque chevauchante et provoque la fusion partielle des péridotites par abaissement de leur température de fusion.

Le diagramme pression/température montre en effet que le point de fusion d'une péridotite hydratée est plus bas que celui d'une péridotite sèche. Le géotherme coupe la courbe du solidus entre -80 et -200 km. Dans cette zone, on peut donc avoir des péridotites qui entrent en fusion dans des températures inférieures à 1 000°C. Il y a donc formation d'un magma. Ce magma plus léger a tendance à remonter dans les roches encaissantes, soit rapidement : volcanisme andésitique : formation d’andésite ou de rhyolite ; soit plus lentement : une roche grenue : granodiorite. C'est pourquoi les volcans sont disposés et alignés parallèlement à la marge. Ils sont de type éruptif violent (on parle de volcanisme explosif). Ce caractère explosif s'explique par le fait que le magma est hydraté et léger.

Moteur responsable de la subduction[modifier | modifier le code]

La différence de densité entre la lithosphère océanique plongeante et l'asthénosphère est le principal moteur de la subduction, et même du mouvement des plaques tectoniques en général. En effet, plus la lithosphère s'éloigne de la dorsale (lieu de production de la lithosphère océanique), plus sa température diminue et plus sa densité moyenne augmente. Après une vingtaine de millions d'années, les plaques océaniques deviennent plus denses que l'asthénosphère située en dessous, et une force de traction les entraîne vers le bas, jusqu'à rupture de la marge passive et amorçage de la subduction.

Après le début de la subduction, les transformations minéralogiques lors du métamorphisme de la plaque plongeante entraînent une augmentation de la densité des roches qui la constituent. Ainsi, un schiste vert en début de subduction gagnera en densité lors de sa transformation en schiste bleu, pour atteindre une densité encore plus importante au stade éclogite. La traction qui résulte de ce poids supplémentaire permet d'entretenir la subduction.

Les zones de subduction actuelles sur la Terre[modifier | modifier le code]

Une grande partie des zones de subduction actuelles sont réparties autour de l'océan Pacifique, appelé la « ceinture de feu », qui court depuis la Patagonie jusqu'en Alaska, puis du Kamtchatka aux Philippines. Elle implique les plaques Pacifique, Nazca, Coco et Juan de Fuca.

On compte également:

On trouve enfin de nombreuses zones de subduction fossiles, par exemple au cœur des Alpes ou encore dans le Massif armoricain.

Notes et références[modifier | modifier le code]

Voir aussi[modifier | modifier le code]

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Articles connexes[modifier | modifier le code]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

Liens externes[modifier | modifier le code]

Schéma d'une zone de subduction
Ceinture de feu du Pacifique (en rouge) et zones de subduction (en bleu).

Le volcanisme

Les volcans

Un volcan est une émission en surface de produits (gazeux, liquides et solides) d’origine magmatique profonde. Il peut être terrestre ou sous-marin.
L’énergie dégagée lors d’une éruption volcanique peut atteindre, voire dépasser pour les événements cataclysmaux, 1020 joules, soit dix millions de fois la puissance de la bombe lâchée sur Hiroshima en 1945.

On caractérise souvent un volcan par son activité : on parle de volcan actif ou de volcan éteint.
Un volcan actif peut être en activité ou en sommeil ; une période de sommeil prolongée peut laisser à penser que le volcan est éteint, alors qu’une nouvelle éruption est possible à tout moment.
On considère qu’un volcan est éteint si le temps écoulé depuis sa dernière éruption est largement supérieur à la moyenne des périodes de sommeil passées.

La localisation du volcanisme

Le volcanisme représente, avec les séismes, l'une des manifestations de la tectonique des plaques.

La quasi-totalité du volcanisme dans le monde se situe aux frontières entre deux plaques (dorsales océaniques, zones de subduction). Par exemple, les îles de la Martinique et de la Guadeloupe appartenant à l’arc insulaire des Petites Antilles sont un exemple de volcanisme en zone de subduction. Un second type de volcanisme, dit de point chaud, est indépendant de ces mouvements de plaques et se caractérise par une remontée beaucoup plus profonde de magma (le volcanisme de la Réunion en constitue un exemple).

Les manifestations du volcanisme

Aux éruptions volcaniques sont associés différents phénomènes :

  • Les coulées de laves, liées aux éruptions effusives.

  • Les retombées de tephra : lors d’éruptions explosives, des matériaux rocheux de différentes granulométries (cendres, lapilli, blocs et bombes) peuvent être projetés et retomber aux abords du volcan (plus la granulométrie est fine, plus la distance parcourue depuis le volcan par les matériaux projetés est importante).

  • Les nuées ardentes, consistent en l’émission de mélanges à haute température de tephra et de gaz volcanique dévalant les pentes du volcan à grande vitesse (de 200 à 500 km/h).

  • Les séismes associés aux éruptions volcaniques, bien que de magnitude généralement faible, peuvent présenter des intensités importantes dues à la faible profondeur de l’hypocentre et donc provoquer des dégâts non négligeables. ils peuvent également provoquer des glissements de terrain ou des avalanches.

  • Les émanations de gaz, également associées aux éruptions volcaniques (qu’elles soient de type effusif ou explosif).

À ceux-ci s’ajoutent des phénomènes annexes  :

  • Les glissements de terrain : les séismes liés aux éruptions volcaniques peuvent provoquer des glissements de terrain, pouvant avoir de graves conséquences. Le gonflement d’une partie de l’édifice peut aussi être à l’origine de grandes

avalanches de débris et d’éboulements. Ces glissements de terrain et avalanches peuvent avoir des effets directs plus dévastateurs que l’éruption elle-même. Cependant, il faut préciser que les éruptions volcaniques ne sont pas les seuls phénomènes susceptibles de causer des glissements de terrains ou des avalanches de débris.

  • Les coulées de boues, ou lahars : ce phénomène se produit lorsqu’une couche de cendres située aux abords d’un volcan subit un apport d’eau important ; la boue ainsi obtenue dévale les pentes à vitesse importante.

  • Les tsunamis, qui sont susceptibles d’être causés par une éruption volcanique sous-marine ou par la chute dans la mer d’un important volume de matériau (par exemple suite à l’effondrement d’une partie de l’édifice volcanique) ; cependant, ces événements ne constituent là encore pas les seules causes des tsunamis.

  • Les remontées de gaz à la surface d’un lac : il peut arriver que le gaz carbonique émis par le volcanisme se retrouve stocké au fond des lacs de cratères (maars). Ces eaux profondes peuvent remonter à la surface et dégager brutalement une grande quantité de gaz.

Ainsi, les différents aléas associés à ces phénomènes sont compilés dans le tableau suivant (Fig. 1) :

Figure 1 : Aléas associés au volcanisme

Le risque volcanique en France

Le volcanisme en France

La France est exposée à un risque volcanique lié à ses propres volcans, ainsi qu’à ceux situés dans les autres pays, tels que l’Islande ou l’Italie. Les volcans actifs du territoire national sont soit des volcans de subduction, caractérisés par un régime éruptif généralement explosif, comme aux Antilles (Soufrière de Guadeloupe, Montagne Pelée à la Martinique), soit des volcans de point chaud, caractérisés par un régime éruptif généralement effusif comme à la Réunion (Piton de la Fournaise). Ces trois volcans actifs représentent les risques volcaniques majeurs en ce qui concerne les risques liés aux volcans situés sur le territoire français :

La Guadeloupe présente un volcan actif ayant à la fois connu des phases effusives et explosives : la Soufrière, ayant notamment été le siège d’éruptions phréatomagmatiques en 1956 et 1976. En outre, le projet CASAVA (2016) a récemment mis en évidence une activité de la Soufrière de Guadeloupe plus importante que ce qui était auparavant envisagé, et a également permis d’affiner les cartes d’aléas volcaniques dans ces territoires. Dès-lors, la fréquence d’éruptions magmatiques a été évaluée à 1,6 éruptions tous les 1000 ans pour la Soufrière (la probabilité d’occurrence d’une éruption explosive à la Soufrière est quant à elle comprise entre 0,8 % et 1,6 % sur l’année à venir), et à 2,6 pour la Montagne Pelée (Projet CASAVA, rapport final, 2016).

La Martinique présente un volcan actif principalement explosif : la Montagne Pelée ; en 1902, les villes de Saint-Pierre et Morne-Rouge ont été détruites par des nuées ardentes conséquentes d’éruptions du volcan, ces événements ayant provoqué la mort de 29000 personnes.

La Réunion présente, quant à elle, un volcan actif principalement effusif (mais ayant également par le passé été le siège d’éruptions explosives) : le Piton de la Fournaise. L’activité de ce volcan est continue (environ une éruption par an) ; c’est en effet l’un des volcans les plus actifs au monde (Fig. 2).

Figure 2 : La Soufrière de Guadeloupe (1.A), le Piton de la Fournaise (1.B), la Montagne Pelée (1.C) (source : IPGP)

S'ajoutent à ces régions à volcans actifs, les territoires comprenant des volcans endormis (c’est-à-dire ne faisant pas état de signes récents d’activité mais ayant été le siège d’éruptions durant les 10 000 dernières années) : c’est le cas de la Polynésie française , du Massif Central et des Terres australes. De tels volcans ne sont pas considérés comme éteints, et de nouveaux épisodes volcaniques affectant ces territoires demeurent envisageables. Notons que la Polynésie française présente également deux volcans actifs : Mehetia (îlot inhabité) et Macdonald (sous-marin), ce dernier présentant un risque potentiel pour les navires passant à proximité. (Fig. 3).

Figure 3 : Principales provinces volcaniques du Massif Central (source : http://www2.brgm.fr/volcan/contexte.htm)

Exposition au volcanisme

L’exposition des territoires français au risque volcanique est liée à l’urbanisation croissante des zones situées à proximité des volcans actifs (Guadeloupe, Martinique, Réunion) et aux infrastructures leur étant associées. De plus, ces îles présentant un attrait touristique, les infrastructures associées à cette activité s’ajoutent à celles précédemment mentionnées. Dans la région des Petites Antilles, le risque volcanique s'ajoute aux autres risques naturels (cyclones, séismes, tsunamis, et mouvements de terrain) qui menacent les populations insulaires. L’île de Montserrat est dévastée depuis 15 ans par l'éruption de Soufrière Hills. Ainsi, la Soufrière de Guadeloupe et la Montagne Pelée menacent directement plus de 200 000 personnes (Fig. 4A et B).

Figure 4.A : Enjeux humains à évacuer en cas d'éruption volcanique en Guadeloupe

Figure 4.B : Enjeux humains à évacuer en cas d'éruption volcanique en Martinique

La Réunion est principalement soumise aux coulées de lave, pouvant survenir en-dehors de l’enclos Fouqué et atteindre le rivage en divers endroits de l’île (Fig. 4C). Cependant, une éventuelle éruption explosive (phénomène ayant déjà eu lieu par le passé), ou déstabilisation du flanc est du Piton de la Fournaise pourrait affecter l’ensemble de l’île.

Figure 4.C : Carte de risque d'exposition de l'habitat aux coulées de lave à la Réunion

Par ailleurs, la France est également exposée au risque volcanique lié aux éruptions de volcans étrangers de grande ampleur, pouvant avoir un impact plurinational lorsque les effets induits d’une éruption, notamment les rejets volcaniques aériens (cendres, aérosols…), débordent les frontières d’un pays. De telles éruptions peuvent affecter le territoire national de façon diverse, en provoquant notamment des altérations climatiques globales ou localisées ou des désordres du trafic aérien. Par exemple, l’éruption du volcan islandais Laki en 1783 a affecté un grand nombre de territoires (notamment la France) et provoqué la mort de plus de 10 000 personnes suite à l’émission de gaz sulfurique, tout en influant sur le climat (été anormalement chaud, hiver très froid) durant plus d’un an. Aujourd’hui, une des conséquences directes des éruptions explosives de grande ampleur est l’interruption des circulations aériennes pour l’ensemble des aires concernées (comme cela a été le cas en 2010 en Europe suite à l’éruption du volcan islandais Eyjafjöll) (Fig. 5).

Figure 5 : Localisation des volcans de l’Holocène dans un rayon d’environ 500 km autour de la France metropolitaine. (source : Smithsonian, http://www.volcano.si.edu ; fond de carte : Google Maps Physical)

Les mesures de prévention et de gestion des risques volcaniques

En France, des mesures sont à la fois prises pour surveiller les volcans actifs du territoire (notamment par l’intermédiaire d’observatoires sismologiques et volcanologiques), évaluer les aléas et les risques liés à ce volcanisme, prévenir et sensibiliser la population à ce phénomène (par exemple via la rédaction de dossiers départementaux sur les risques majeurs), et assurer l’évacuation ou la mise à l’abri des populations en cas d’éruption. Cependant, il faut préciser que l’évacuation demeure la principale solution de protection des populations. En effet, contrairement à la gestion du risque sismique par exemple où des méthodes de construction (parasismiques) permettent de diminuer efficacement la vulnérabilité des bâtiments à l’aléa sismique, il n’existe pas de moyen de diminuer de façon satisfaisante la vulnérabilité des infrastructures aux aléas volcaniques.

Surveillance et amélioration de la connaissance de l’aléa et du risque volcanique

Une éruption volcanique est toujours précédée d’une activité sismique qui traduit la montée d’un magma juvénile. La mise en place autour d’un volcan d’un réseau de stations sismiques est le moyen de détection des éruptions le plus efficace.
La modification d’autres paramètres géophysiques (magnétique, gravimétrique, électrique, etc.) permet également de caractériser une évolution dans l’activité volcanique.
Lorsqu’un magma arrive sous un volcan, il doit se faire de la place, ce qui se traduit par une déformation en surface, généralement un gonflement. Cette déformation peut être mesurée par des appareils installés sur place (extensomètre par exemple) ou par des images satellitaires. Enfin, l’arrivée d’un magma juvénile peut être mise en évidence par des changements dans la température et la composition géochimique des gaz qui accompagnent le volcanisme.
Afin de déterminer à partir de quel niveau un changement dans l’un de ces paramètres est révélateur de l’imminence d’une éruption, il convient de connaître les variations indépendantes de toute activité volcanique, mais liées à des cycles naturels tels que la température ou les précipitations. Il est nécessaire de différencier la variation significative du « bruit de fond ».

Une surveillance instrumentale permanente des volcans actifs est assurée par les Observatoires Volcanologiques et Sismologiques de Guadeloupe et de Martinique (respectivement OVSG et OVSM) et l’Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise (OVPF), gérés par l’Institut de Physique du Globe de Paris, ainsi que par l’Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand (concernant les volcans endormis de France métropolitaine). Les observatoires sont chargés d’informer les autorités en cas de menace volcanique. Elles contribuent également à l'information préventive des populations et à la divulgation des connaissances (Fig. 6).

Figure 6 : Infrastructures de l’Observatoire Volcanologique et Sismologique de Martinique (gauche : bâtiment actuel, droite : projet de futur observatoire ; source : IPGP)

L’amélioration des connaissances en matière d’aléa et de risque volcanique est indispensable compte-tenu du fait que la prévision d’une éruption (et donc la possibilité d’assurer une évacuation à temps) demeure la principale méthode permettant de protéger les populations face à ce risque.

Ainsi nous pouvons mentionner, à titre d’exemple des travaux récemment menés dans le domaine de la gestion du risque volcanique, le projet CASAVA (Compréhension et Analyse des Scénarios, Aléas, et risques Volcaniques aux Antilles). Mené de 2010 à 2015 et dont le compte-rendu final a été rédigé en 2016, ce projet consiste en une étude interdisciplinaire de quantification de risque concernant le volcanisme aux Antilles (alliant des disciplines telles que les sciences de la Terre, les mathématiques, la géographie physique, les sciences sociales, l’aide à la prise de décision…). CASAVA présente un caractère original dans le domaine de la gestion du risque volcanique, notamment du fait de la mise en œuvre de simulations à la fois déterministes et probabilistes des aléas (calibrées par des données géologiques et météorologiques), mais également via la mise en place d’un scénario de jeu de rôle auquel la population concernée est invitée à participer (dans le cadre de la gestion de crise).

Information préventive, sensibilisation

Les dossiers départementaux sur les risques majeurs concernant la Guadeloupe, la Martinique, la Réunion et le Puy de Dôme comprennent des parties liées au risque volcanique, au sein desquelles sont présentés les caractéristiques principales du phénomène volcanique et l’ensemble des aléas liés à ce dernier. De plus, des cartes d’aléa volcanique sont disponibles dans les dossiers de Guadeloupe et Martinique (Fig. 7 à 9) :

Figure 7 : Carte de l’aléa volcanique disponible dans le DDRM de Guadeloupe de 2014

Figure 8 : Carte de l’aléa volcanique global disponible dans le DDRM de Martinique de 2013

Pour la Réunion, une carte de densités de cônes éruptifs (nombre de cônes susceptibles de constituer des points de sortie de magma par km2) est disponible :

Figure 9 : Carte de densité des cônes volcaniques disponible dans le DDRM de la Réunion

Plus spécifiquement, l’article D563-9 du code de l’environnement impose aux communes particulièrement exposées à un risque volcanique d’informer les citoyens sur les dangers auxquels il est exposé, les dommages prévisibles, les mesures préventives qu’il peut prendre pour réduire sa vulnérabilité ainsi que les moyens de protection et de secours mis en œuvre par les pouvoirs publics1. C’est en ce sens que les maires des communes concernées ont pour obligation d’assurer la production d’un dossier d'information communal sur les risques majeurs (DICRIM) mis à disposition du publique.

Le plan de communication établi par le maire dans le cadre de la prévention du risque volcanique peut comprendre divers supports, ainsi que des plaquettes et des affiches conformes aux modèles arrêtés par le ministère chargé de la sécurité civile. Le maire peut imposer ces affiches :

  • Dans les locaux accueillant plus de 50 personnes,
  • Dans les immeubles regroupant plus de 15 logements,
  • Dans les terrains de camping ou de stationnement de caravanes regroupant plus de 50 personnes.

Les propriétaires de terrains ou d’immeubles doivent assurer cet affichage (sous contrôle du maire) à l’entrée des locaux ou à raison d’une affiche par 5000 m2 de terrain.

La prise en compte des risques dans l’aménagement et l’urbanisme

La prise en compte des risques dans l’aménagement du territoire passe notamment par l’élaboration de plans de prévention des risques naturels (PPRn) dont la responsabilité incombe à l’État. Nous pouvons souligner que plusieurs communes de Guadeloupe sont concernées par un PPRn prenant en compte le risque volcanique où sont prescrites les interdictions de réalisation des projets suivants :

  • Mise en place d’installations relevant d’autorisation au titre de la réglementation sur les installations classées pour la protection de l’environnement ;

  • Construction de bâtiments devant servir à la gestion de crise en cas de catastrophe naturelle sauf s’il n’existe pas d’alternative réaliste pour l’implantation du projet sur un site à moindre risque sur un territoire éventuellement intercommunal.

De plus, il est recommandé à la fois aux maîtres d’ouvrage et maîtres d’œuvre d’éviter tout système d’ouverture permanent (type claustra).

En ce qui concerne la Martinique, une zone réglementaire spécifique, correspondant aux zones d’aléa fort relatif aux intrusions de lave et aux lahars qui en découlent, pour des enjeux forts futurs et des enjeux modérés, concerne plusieurs communes aux abords de la Montagne Pelée. Ce zonage part du principe que :

  • Une éruption volcanique n’est plus un évènement soudain et l’instrumentation de la montagne Pelée permet d’alerter suffisamment tôt ;
  • Il n’existe pas de moyen de protection contre ces aléas.

Ceci aboutit à autoriser certains aménagements et constructions en considérant dans ce cas que le PPR permet la protection des personnes mais n’assure pas la protection des biens. Sont notamment interdites dans cette zone les constructions à usage d’hébergement ou d’habitation et certaines constructions à caractère vulnérable humain (Fig. 10).

Figure 10 : Secteur de la Martinique présentant un aléa volcanique fort (zone rouge), noir : données indisponibles (PPRn Martinique, édition 2014)

La Réunion ne présente, quant à elle, pas de rubrique relative à l’aléa volcanique au sein des PPRn de ses communes.

Préparation à la gestion de crise

Le dispositif ORSEC détermine, compte tenu des risques existants sur le territoire, l’organisation générale des secours et recense l’ensemble des moyens publics et privés susceptibles d’être mis en œuvre. Il comprend des dispositions générales applicables en toute circonstance et d’autres propres à certains risques. Depuis l’adoption de la loi n° 2004-811 du 13 août 2004 de modernisation de la sécurité civile, le dispositif ORSEC se décline aux niveaux départemental, zonal et maritime. Ainsi, le Plan Communal de Sauvegarde (PCS), dont l’objectif est de se préparer préalablement en se dotant de modes d’organisation et d’outils techniques pour pouvoir faire face à un événement de sécurité civile, représente « l’ORSEC communal ». La loi n° 2004-811 du 13 août 2004 a rendu le PCS obligatoire dans les communes dotées d'un plan de prévention des risques naturels prévisibles approuvé ou comprises dans le champ d'application d'un « Plan particulier d'intervention » (PPI). Dès-lors, un dispositif ORSEC-volcan (décliné aux niveaux départemental, zonal et communal) a été mis en place en Guadeloupe, Martinique, et à la Réunion.

Mentionnons également le Plan Particulier de Mise en Sûreté, élaboré par les établissements d’enseignement susceptibles d’être exposés à un ou plusieurs risques majeurs, sous l’autorité du chef d’établissement et en concertation avec le maire de la commune et les services de secours. Ce plan doit prendre en compte chacun des risques majeurs auxquels l’établissement est exposé ; des exercices réguliers de simulation sont ensuite réalisés.

Ces plans de secours prévoient l’organisation des transports, de la circulation, de l’accueil et de la protection des réfugiés, ainsi que de la surveillance contre le pillage. Cependant, il faut préciser que le bon fonctionnement de ces dispositifs dépend également du comportement des populations concernées, car chacun est acteur de sa propre sécurité. Ainsi, un certain nombre de consignes générales à suivre avant, pendant et après une crise ont été définies. Celles-ci sont disponibles sur le site géorisques :

Au moment  de l'alerte :

  • Mettez-vous à l'abri selon les modalités prévues par les autorités

  • Selon le cas, confinez-vous :

  • Rejoignez le bâtiment le plus proche

  • Rendez le local "étanche"

  • Ne cherchez pas à rejoindre les membres de votre famille

  • Suivez les consignes données par la radio

  • Ne sortez qu'en fin d'alerte ou sur ordre d'évacuation.

Pendant la crise :

  • Informez-vous : écoutez la radio ; les premières consignes seront données par les radios conventionnés notamment Radio-France

  • Informez le groupe dont vous êtes responsable

  • Respectez les consignes en particulier : maîtrisez votre comportement et celui des autres aidez les personnes âgées et handicapées, ne téléphonez pas, ne fumez pas

Après la crise :

  • Informez-vous : écoutez et suivez les consignes données par la radio et les autorités

  • Informez les autorités de tout danger observé

  • Apportez une première aide à vos voisins :

  • Pensez aux personnes âgées et handicapées

  • Mettez-vous à la disposition des secours

  • Ne rentrez pas chez vous sans l'autorisation d'une personne agréée

  • Ne téléphonez pas ni rebranchez les réseaux sans l'autorisation d'un spécialiste

  • Ne consommez pas l'eau et la nourriture sans autorisation des services sanitaires

Des consignes spécifiques à suivre en cas d’éruption ou de suspicion d’éruption volcanique sont également disponibles sur le site risques du gouvernement (Fig. 11).

Figure 11 : Consignes générales à suivre en cas d’événement volcanique

Définitions

  • Aléa : Manifestation d’un phénomène naturel d’occurrence et d’intensité données.
  • Enjeu : Ensemble des personnes et des biens susceptibles d’être affectés par un phénomène naturel.
  • Eruption phréatomagmatique : Phénomène pouvant avoir lieu lorsque du magma remontant vers la surface rencontre en sous-sol une nappe contenant de l’eau, ou des eaux de surface. Dès-lors, des explosions dues à la vaporisation rapide de l’eau sont à l’origine de la projection de matériaux de différentes granulométries (provenant de l’encaissant rencontré ou du magma par exemple). De tels phénomènes peuvent affecter le bâti et provoquer des décès et blessures graves.
  • Lahar : Coulée de boue d’origine volcanique. Ce phénomène se produit lorsqu’une couche de cendres située aux abords d’un volcan subit un apport d’eau important ; la boue ainsi obtenue dévale les pentes à une vitesse conséquente et peut engendrer d’importants dégâts matériels et causer des décès.
  • Lave : Roche en fusion, plus ou moins fluide, émise par un volcan lors d'une éruption. La lave est issue de magma.
  • Magma : Le magma est le liquide qui se forme par fusion partielle du manteau terrestre (ou, plus rarement, de la croûte superficielle). Ce liquide, plus ou moins riche en gaz dissous, peut atteindre une température de 1 300 °C en profondeur. Ses caractéristiques, et notamment sa viscosité, conditionnent le type d’éruption. Le magma est stocké dans des cavités, les chambres magmatiques, généralement situées à quelques kilomètres de profondeur. Au cours de sa remontée vers la surface, la composition chimique et minéralogique d’un magma varie en fonction des roches qu’il traverse et de son temps de séjour dans les chambres magmatiques.
  • Nuées ardentes : Emission de mélanges à haute température de tephra et de gaz volcanique dévalant les pentes du volcan à grande vitesse (de 200 à 500 km/h), peuvant engendrer des décès et blessures graves.
  • OVSG (respectivement OVSM ; OVPF) : Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe (respectivement de Martinique ; du Piton de la Fournaise). Il s’agit d’observatoires gérés par l’Institut de Physique du Globe de Paris, assurant une surveillance instrumentale permanente des volcans actifs français. Ils sont également chargés d’informer les autorités en cas de menace volcanique et de contribuer à l'information préventive et à la divulgation des connaissances.
  • Phréatomagmatisme : Au cours de sa remontée vers la surface, le magma peut entrer en contact avec une nappe souterraine ou une eau superficielle (lac, cours d’eau, etc.). La vaporisation brutale de cette eau produit de fortes explosions, qui peuvent provoquer l’éjection de matériaux de toute taille. On parle alors de phréatomagmatisme quand le magma sort en même temps que l’eau (d’éruption phréatique lorsque ces explosions sont isolées ou suivies d’éruptions magmatiques). Ce type de phénomène est particulièrement dangereux et destructeur.
  • Point chaud : Zone du manteau où se formerait du magma s'élevant en panache jusqu'à la surface terrestre en dehors des zones orogéniques.
  • Risque majeur : Conséquence d’un aléa d’origine naturelle ou humaine, dont les effets peuvent mettre en jeu un grand nombre de personnes, occasionner des dégâts importants et dépasser les capacités de réaction des instances directement concernées.
  • Subduction : Enfoncement d'une plaque lithosphérique de nature océanique sous une plaque adjacente (de nature océanique ou continentale).
  • Tephra : Matériaux rocheux de différentes granulométries (cendres, lapilli, blocs et bombes) peuvent être projetés et retomber aux abords du volcan lors d’éruptions explosives (plus la granulométrie est fine, plus la distance parcourue depuis le volcan par les matériaux projetés est importante). De telles retombées peuvent engendrer l’effondrement ou la destruction de bâtiments, mais également obstruer les voies respiratoires des Hommes et des animaux (concernant les cendres).
  • Tsunami : Vague de grande dimension ayant pour origine un tremblement de terre, une éruption volcanique sous-marine ou la chute dans la mer de grands pans de falaises ou de glaciers, et provoquant de graves dégâts quand elle déferle sur une côte.
  • Volcan : Lieu d’émission en surface de produits (gazeux, liquides et solides) d’origine magmatique profonde, pouvant être d’origine terrestre ou sous-marine.
  • Volcan actif : Volcan faisant état d’une activité qui pourrait indiquer une éruption potentielle.
  • Volcan endormi : Volcan ne faisant pas état de signes récents d’activité mais ayant été le siège d’éruptions durant l’Holocène.
  • Volcan éteint : Volcan n’ayant pas connu d’éruption pendant l’Holocène ou étant estimé incapable de rentrer en éruption une nouvelle fois (par exemple si la chambre magmatique est vide).

Liens utiles

Site risques du gouvernement (site dédié à la prévention des risques majeurs) : http://www.gouvernement.fr/risques

Site du BRGM (Bureau de Recherches Géologiques et Minières) : http://www.brgm.fr/

Site de l'IPGP (Institut de Physique du Globe de Paris) : http://www.ipgp.fr/fr

Site de l'OPGC (Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand) : http://wwwobs.univ-bpclermont.fr/opgc/index.php

Site de l'OVPF (Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise) : http://www.ipgp.fr/fr/ovpf/actualites-ovpf

Site de l'OVSM (Observatoire Volcanologique et Sismologique de Martinique) :
http://www.ipgp.fr/fr/ovsm/observatoire-volcanologique-sismologique-de- martinique

Site de l'OVSG (Observatoire Volcanologique et Sismologique de Guadeloupe) :
http://www.ipgp.fr/fr/ovsg/observatoire-volcanologique-sismologique-de- guadeloupe

Site du projet CASAVA (Compréhension et Analyse des Scénarios, Aléas, et risques Volcaniques aux Antilles ; étude interdisciplinaire de quantification de risque concernant le volcanisme aux Antilles) : https://sites.google.com/site/casavaanr/

Site du projet MIAVITA (projet européen ayant pour objectif d'évaluer et de réduire les risques liés aux volcans actifs afin de protéger les communautés et leurs biens : http://miavita.brgm.fr/default.aspx

Site du Global Volcanism Program (Museum d'Histoire naturelle de Washington, proposant notamment une base de données de volcans actifs et d'éruptions à l'échelle mondiale) : http://volcano.si.edu/

DDRM Guadeloupe (dossier départemental sur les risques majeurs): http://www.guadeloupe.pref.gouv.fr/content/download/4272/23912/file/2291%20DDRM%20BD_diffusion.pdf

DDRM Martinique (dossier départemental sur les risques majeurs) :
http://www.martinique.pref.gouv.fr/content/download/4216/23638/file/DDRM%2520972-janvier%25202014.pdf

DDRM Réunion (dossier départemental sur les risques majeurs) : http://www.reunion.gouv.fr/IMG/pdf/ddrm_final_v11f_decembre2016_signe_basse_definition.pdf

PPRn Guadeloupe (Plan de Prévention des Risques naturels) : http://pprn971guadeloupe.fr/

PPRn Martinique (Plan de Prévention des Risques naturels) : http://www.pprn972.com/pdf/reglement/reglement_97215.pdf)

Références

Aléa, vulnérabilité et risques liés aux volcans français

ANR CASAVA sur la Compréhension et Analyse des Scénarios, Aléas, et risques Volcaniques aux Antilles – Implications pour l’aide à la décision, la gestion de crise, et le développement raisonné. (https://sites.google.com/site/casavaanr/), notamment le compte-rendu final du projet.

Chenet, M., Grancher, D., Redon, M. (2014) Main issues of an evacuation in case of volcanic crisis : social stakes in Guadeloupe (lesser Antilles Arc), Natural Hazards, 73:2127–2147, DOI 10.1007/s11069-014-1184-6

Hincks, T., Komorowski J-C, Sparks R.S.J., Aspinall W.P.. (2014) Retrospective analysis of uncertain eruption precursors at La Soufrière volcano, Guadeloupe, 1975-77: volcanic hazard assessment using a Bayesian Belief Network approach. Journal of Applied Volcanology, 3:3 ; 10.1186/2191-5040-3-3 ; http://www.appliedvolc.com/content/3/1/3

Jacob T., Beauducel F., Hammouya G., David J.G., Komorowski JC. (2005) Ten years of extensometry at Soufrière of Guadeloupe: New constraints on the hydrothermal system. Paper presented at Soufriere Hills Volcano - Ten Years On international workshop, Seismic Research Unit, University of West Indies, July 24-30, 2005.

Le Friant A., Boudon G., Komorowski J-C., Heinrich Ph., Semet M.P. (2006) Potential flank-collapse of Soufrière volcano, Guadeloupe, Lesser Antilles? Numerical simulation and Hazards. Natural Hazards, 39 :381-393

Legendre Y. (2012) Reconstruction fine de l’histoire éruptive et scénarii éruptifs à la Soufrière de Guadeloupe : vers un modèle intégré de fonctionnement du volcan. Thèse de doctorat, Institut de Physique du Globe de Paris – Université Paris Diderot, Paris, France.

Nicollin F., Gibert D., Beauducel F., Boudon G., Komorowski J.C. (2006) Electrical tomography of La Soufrière of Guadeloupe volcano: Field experiment, 1-D inversion, and qualitative interpretation. Earth Planet. Sci. Lett., 244, 709-724.

Rosas-Carbajal M., Komorowski J-C, Nicollin F., Gibert D. (2016) Volcano electrical tomography unveils collapse hazard linked to hydrothermal system structure and dynamics. Scientific Reports, Nature Publishing Group, on line 26-07-2016, 6 :28999, doi:10.1038/srep29899

Boudon, G., Le Friant, A., Villemant, B, Viode, J-P. (2005) Martinique. In: J.M. Lindsay, R.E.A. Robertson, J.B. Shepherd & S. Ali (Eds), Volcanic Atlas of the Lesser Antilles, Seismic Research Unit, The University of the West Indies, Trinidad and Tobago, WI, p. 126-146.

Bouysse P., Mascle A., Mauffret A., Mercier De Lepinay B., Jany I., Leclere-Vanhoeve A., Montjaret M-C. (1988) Reconnaissance de structures tectoniques et volcaniques sous-marines de l'arc récent des Petites Antilles (Kick'em Jenny, Qualibou, Montagne Pelee, nord-ouest de la Guadeloupe)

Aubaud C., Athanase, J-E., Clouard V., Barras A-V., Sedan O. (2013) A review of historical lahars, floods, and landslides in the Precheur river catchment (Montagne Pelee volcano, Martinique island, Lesser Antilles)

Stieltjes L. (2000) Réduction de la vulnérabilité humaine aux éruptions volcaniques en Martinique. Application à la préparation d'une crise : plans de secours et d'intervention (alerte, évacuation, accueil). BRGM/RR-40716-FR. 134 p.

  • Auvergne (Auvergne-Rhône-Alpes)

Camus G., Michard G., Olive P., Boivin P., Desgranges P., Jezequel D., Meybeck M., Peyrus J.-C., Vinson J.-M., Viollier E., Kornprobst J. (1993). Risque d’éruption gazeuse carbonique en Auvergne, Bulletin de la Société Géologique de France, Vol. 164, pp. 767-781.

Miallier D., Pilleyre :T., Sanzelle S., Boivin P., Lanos P.Revised chronology of the youngest volcanoes of the Chaine des Puys (French Massif Central) Quaternaire, Centre National de la Recherche Scientifique, 2012, 23, pp.283-290

Gadalia A., Gal F., avec la collaboration de Rouzaire D., Braibant G., Jouin F., Audoin N. (2010) Métrologie des fluides de la zone Pavin Montchal-Montcineyre. BRGM/RP-58129-FR

Bès de Berc S. (2015), Évaluation du risque volcanique à la Réunion et prise en compte dans la gestion de crise. Phase II. BRGM/RP-64469-FR

Di Muro A., Bachelery P., Boissier P., Cyprien A., Davoine P.A., Fadda P., Favalli M., Ferrazzini V., Finizola A., Leroi G., Levieux G., Mairine P., Manta F., Michon L., Morandi A., Nave R., Peltier A., Principe C., Ricci T., Roult G., SaintMarc C., Staudacher T., Villeneuve N. (2012). Évaluation de l’aléa volcanique à La Réunion : Rapport Final – Année I.

Gehl P., Bès de Berc S., Bastone V., Druon J. (2012) – Évaluation du risque volcanique à la Réunion et prise en compte dans la gestion de crise. Phase 1 : analyse de la vulnérabilité des enjeux. Rapport BRGM/RP-59953-FR

Gestion du risque volcanique – Documents généraux (ne concernant pas une région de manière spécifique)

De Bélizal, E., Lavigne, F., Gaillard, J.C., Grancher, D., Pratomo, I., Komorowski, J.C.(2012) The 2007 eruption of Kelut volcano (East Java, Indonesia): Phenomenology, crisis management and social response. Geomorphology, 136, 1, 165-175.

J. Abad, S. Bes de Berc, Y. Legendre, J.M. Mompelat, P. Nehlig (2013) Etat des lieux du risque volcanique en France

MIAVITA (2012) Handbook for volcanic risk management : Prevention, crisis management, resilience. MIAVITA team, Orléans 2012.

Pareschi, M.T., Cavarra, L., Favalli, M., Giannini, F., Meriggi, A. (2000) GIS and volcanic risk management. Natural Hazards 21, 361–379.

Rosas-Carbajal M., Komorowski J-C, Nicollin F., Gibert D. (2016) Volcano electrical tomography unveils collapse hazard linked to hydrothermal system structure and dynamics. Scientific Reports, Nature Publishing Group, on line 26-07-2016, 6 :28999, doi:10.1038/srep29899

Spence R.J., Kelman I., Brown A., Toyos G., Purser D., Baxter, P. (2007) Residential building and occupant vulnerability to pyroclastic density currents in explosive eruptions. Natural Hazards and Earth Systems Sciences 7, 219-230.

Thierry P., Stieltjes L., Kouokam E., Nguéya P., Salley M. P. (2008) Multi hazard risk mapping and assessment on an active volcano: the GRINP project at Mount Cameroon. Natural Hazards 45(3), 429-456.

Aléa, vulnérabilité et risques liés aux volcans situés à l’extérieur de la France

Projet ANR STRAP : Synergie Transdisciplinaire pour Répondre aux Aléas liés aux Panaches volcaniques (projet en cours, de 2014 à 2018). ANR-14-CE03-0004

Projet ANR VOLCPLUME :Les panaches volcaniques : émissions, chimie/transport et impact sur l'atmosphère et le climat (projet en cours, de 2016 à 2019). ANR-15-CE04-0003

Thordarson T., Self S.(2003). Atmospheric and environmental effects of the 1783–1784 Laki eruption: A review and reassessment. Journal of geophysical research, vol. 108, NO. D1, 4011, doi:10.1029/2001JD002042

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