D'après l'usage courant, le terme de volcan (de l'italien' volcano, venu, du latin'Vulcanus, Vulcain, dieu du feu) est intimement liée, non seulement à l'idée d'une montagne (éventuellement sous-marine) qui vomit du feu par une ouverture appelée cratère, placée ordinairement à son sommet ou à son flanc, et d'où s'échappent, des tourbillons de flammes, de fumée, et de matières en fusion, mais, pour la forme de cet édifice, à celle d'un cône tronqué au sommet d'un cratère où vient se placer le siège d'une activité qui se traduit, lors des éruptions, par des projections violentes de pierres et de cendres, et l'apparition ensuite plus tranquille des laves. Or, il s'en faut de beaucoup qu'il en soit toujours ainsi. 

Les volcans sont tout autres; il en est qui n'ont jamais fourni de laves, d'autres pas de projections. Cette forme conique, aussi réputée comme classique pour la montagne volcanique, est loin d'être toujours réalisée. L'accumulation des matériaux qui détermine sa présence au-dessus du sol peut affecter les aspects les plus divers, voire même manquer, car il est des volcans qui, n'ayant rejeté aucun produit solide, se traduisent par la forme absolument inverse d'un relief négatif, c.-à-d. en creux.

Un volcan, en somme, c'est un simple appareil qui met en communication directe, mais d'une façon qui peut être continué ou intermittente, les masses fluides internes avec l'extérieur. Il n'y a donc d'essentiel dans cet appareil que les conduits qui servent ,de canal où peut se faire l'ascension des masses en question. Or, ces dernières, quand elles sont rejetées, pouvant se présenter sous trois états, solide (projections de débris), liquide (laves) ou gazeux, et cela dans des conditions très diverses, la forme des appareils qu'elles parviennent à édifier au-dessus des orifices de sortie est nécessairement en relation directe, non seulement avec leur nature, mais avec la façon dont elles s'associent.-

es manifestations volcaniques, loin de se limiter aux phénomènes précédemment décrits, se traduisent encore, longtemps après que toute trace d'émission de lave a cessé dans les volcans, par une persistance toujours remarquablement ordonnée, mais cette fois tranquille, des dégagements gazeux. Tantôt ce sont des gaz sulfureux qui s'échappant du sol fissuré, se décomposant lentement à l'air libre, fournissent le soufre des solfatares; ailleurs, c'est l'eau bouillante qui jaillit en merveilleux geysers. Enfin, au dernier échelon de cette activité volcanique à son déclin, apparaissent, sous la forme successive des salses et des mofettes, ces dégagements d'hydrocarbures, puis d'acide carbonique, qui représentent la dernière phase que tous les volcans, avant de s'éteindre, sont destinés à traverser.

La formation et distribution géographique des volcans

Les limites transformantes correspondent aux limites entre deux plaques qui glissent contre l'autre (zones de friction). De telles limites ne sont généralement pas associées à une activité volcanique significative, mais peuvent générer des séismes importants.

Le volcanisme de divergence.
Dans les régions où les plaques tectoniques se séparent (dorsales océaniques, rifts terrestres), on observe un volcanisme qualifié de volcanisme de divergence. 

Volcans des dorsales océaniques.
Les dorsales ou rides médio-océaniques se forment au fond des océans et sont le principal moteur de l'expansion des fonds océaniques. Pouvant s'élever jusqu'à plusieurs kilomètres au-dessus du fond marin, elles s'étendent en longueur sur plusieurs milliers de kilomètres et sont larges généralement de quelques kilomètres à plusieurs centaines de kilomètres. C'est dans ces zones que  le magma (= mélange de roches en fusion, de gaz dissous et de cristaux) remonte à travers des fissures (rifts, en anglais) pour venir se solidifier quand il atteint le plancher océanique et s'accumuler de part et d'autre de la zone de rift, formant ainsi une nouvelle croûte océanique. Au fil du temps, les éruptions répétées de magma créent une chaîne de volcans sous-marins alignés le long de la dorsale. Ce volcanisme est continu le long de la dorsale, avec des éruptions fréquentes, mais souvent de faible intensité : la lave s'écoule lentement des fissures (volcanisme effusif). Exemples de dorsales médio-océaniques :

La dorsale Est-Pacifique dans l'océan Pacifique, longue de 10 000 km,  s'élève à la séparation entre la plaque Pacifique et, du Nord au Sud, les plaques Juan de Fuca, Nord-Américaine, Cocos (et Rivera), Nazca et Antarctique. (La limite entre ces diverses plaques peut aussi être transformante sur divers tronçons en divers point, notamment en Californie, région non volcanique mais de très haute sismicité). Cette dorsale est à l'origine d'une expansion océanique relativement rapide. 

La dorsale médio-atlantique dans l'océan Atlantique marque, du Nord au Sud, la divergence entre la plaque Nord-américaine et la plaque Eurasiatique, puis entre la plaque Nord-Américaine et la plaque Africaine, et, enfin, entre la plaque Sud-Américaine et la plaque Africaine. C'est une région à la fois très sismique et très volcanique. Le plancher océanique sur lequel elle s'érige est le plus souvent entre 3000 et 5000 m de profondeur et ses volcans sont essentiellement sous-marins. Ceux-ci peuvent cependant grandir suffisamment pour finir par émerger au-dessus du niveau des océans et former alors des îles. C'est ce qui s'est passé, par exemple, avec l'île surtsey apparue au large de l'Islande en 1963 à la suite d'une éruption sous-marine. L'Islande même est toute entière le produit du volcanisme de la dorsale médio-atlantique. D'autres îles et archipels ont la même origine : Jan Mayen, Açores, Fernando de Noronha, Ascension, Sainte-Hélène, Tristan Da Cuhna, Bouvet, etc. 

Le rift Baikal, situé en Sibérie orientale, en Russie, associé au lac Baïkal. Il est le siège d'une activité volcanique passée et présente, avec des volcans éteints et des sources thermales. 

Le Grand Rift en Afrique de l'Est forme une vallée, longue de 6000 km, du Malawi à l'Erythrée  en passant par la région des Grands Lacs. Il est prolongé, au Nord, par une ligne de faille qui s'étend jusqu'en Turquie, via la mer Rouge (rift océanique), la mer Morte et les vallées du Jourdain (Israël, Palestine, Jordanie) et de la Bekaa (Liban). Certaines parties du Grand Rift connaissent de nos jours une activité volcanique intense.

Le volcanisme de collision.
Les régions où deux plaques tectoniques convergent l'une vers l'autre est propice à la surrection de chaînes montagneuses et à la formation de volcans. 

+ Cela se produit la plupart du temps quand une plaque océanique entre en collision avec une plaque continentale (ou, parfois avec une autre plaque océanique plus épaisse et moins dense) pour former une zone de subduction.

+ Il peut aussi arriver que la rencontre de deux plaques tectoniques (continentales) donne seulement lieu à une zone de compression.

Le volcanisme de subduction. Les arcs volcaniques.
Lorsque deux plaques tectoniques se rencontrent, la plaque la plus dense et la moins épaisse peut plonger sous l'autre plaque. Cette dernière est soulevée sur sa bordure, ce qui donne lieu à la surrection de chaînes montagneuses (sous-marines ou subaériennes), mais aussi à l'apparition de fractures, qui sont autant d'issues pour la montée de magma issu de la fusion partielle de la plaque subduite. Le magma produit par la subduction est moins dense que la roche environnante et a tendance à s'élever vers la surface. Il trouve alors un chemin de moindre résistance à travers les fractures de la croûte terrestre et forme une chaîne de volcans parallèle à la zone de subduction et que l'on appelle un arc volcanique. Selon leur lieu d'apparition, on distingue ordinairement :

+ les arcs volcaniques insulaires. - Dans ces arcs, les volcans forment un chapelet d'îles, et correspondent généralement à des zones de subduction entre deux plaques océaniques, comme dans le cas des volcans des Caraïbes.

+ les arc volcaniques continentaux. -  Ces arcs formés de volcans sont purement terrestres. Ils, se constituent lorsqu'une plaque océanique plonge sous une plaque continentale, comme dans les cas, par exemple, des volcans de la Cordillère des Andes ou du Japon.

L'Arc Caraîbe. - Cette zone, à l'Est des Antilles (Petites Antilles), est  composée d'îles volcaniques nées d'un processus qui se poursuit depuis 5 millions d'années. Le volcanisme y est principalement dû à la subduction de la plaque océanique de l'Atlantique sous la plaque caraïbe. Les volcans de cet arc sont généralement de type explosif. Citons, parmi les volcans de l'arc Caraïbe : la Montagne Pelée (Martinique), la Soufrière (Guadeloupe), Le Morne Diablotins (Dominique), les Soufrière Hills (Montserrat),  la Soufrière Saint Vincent (Saint Vincent et Grenadines), le Qualibou (Sainte-Lucie), ou encore le mont Kick-'em-Jenny, qui est un volcan sous-marin situé au Nord de la Grenade. Notons que,parallèlement à cet arc, un arc plus ancien, formé par une activité volcanique vieille de y a 55 million d'années, est constitué d'anciens édifices volcaniques très érodés sont aujourd'hui surmontés de récifs coralliens (La Barbade, Grande Terre, Saint-Martin, Antigua).

La Ceinture de feu du Pacifique (ou ceinture Péripacifique) est un ensemble de volcans subaériens et sous-marins, qui entoure la plaque de l'océan Pacifique et de quelques plaques secondaires (Nazca, Cocos, Mariannes, Philippines) situées à sa périphérie. C'est la zone volcanique la plus active du monde. Elle s'étend sur environ 40 000 kilomètres, et se compose de nombreux segments, certains insulaires, d'autres continentaux ou mixtes. On peut la faire commencer en Nouvelle-Zélande, (Ruapehu, Taupo, Tarawera), se poursuivre aux Philippines (mont Pinatubo, Taal, Paco)  au Japon (mont Fuji, Unzen), aux Kouriles (Tiatia, Alaid), au Kamtchatka (Kliuchevskoi, Kronotsky, Aváchinski), puis parvenir en Amérique, des îles Aléoutiennes (Bogoslov, Gareloi) et de l'Alaska (Iliamna, Spurr, Pavlov) à la Cordillère des Andes (Cotopaxi, Chimborazo, Aconcagugua), en passant par  la chaîne des Cascades, à l'Ouest des Etats-Unis (mont Sainte-Hélène, mont Rainier, mont Shasta). Des extensions tels que l'arc des îles de la Sonde (Krakatoa, Mérapi, Agung), ou l'arc trans-mexicain (Popocatépetl, Pico de Orizaba, Colima, Chichonal), peuvent y être rattachés.

Les volcans actifs de compression sont aujourd'hui très rares. Mais l'on connaît un volcanisme de compression ancien, lié en particulier à  l'orogénèse alpino-himalayenne causée par la fermeture de l'océan Thétys (depuis le début du Cénozoïque) ou, plus anciennement encore, à l'orogénèse hercynienne (varisque) née de la rencontre de la Laurussia et du Protogondwana (Paléozoïque).

Situé dans une région à la géologie complexe, où convergent les  plaques Eurasiatique et Arabique, le mont Ararat, qui est un stratovolcan, fournit sans doute le meilleur exemple de volcan de compression, sinon actuellement actif, du moins dormant et présentant toujours des signes d'activité géothermique (sources chaudes et émissions de gaz volcaniques). 

L'orogénèse alpino-himalayenne a produit des exemples de volcanisme intracontinental plus nombreux, au point qu'on ait pu ici parler d'une ceinture de feu (la ceinture de feu téthysienne), associée à la surrection de tout un ensemble de chaîne  montagneuses en Eurasie (des Alpes à l'Himalaya, en passant par les monts Zagros). Les Alpes, nées de la collision de la plaque Eurasiatique et de la plaque Africaine, présentent des indices d'un volcanisme ancien assez discrets. Mais il n'en est pas de même des monts Zagros, qui résultent de la collision entre la plaque Arabique et la plaque Eurasiatique, et présentent une activité volcanique très manifeste, avec des volcans éteints, des émissions de gaz, et de nombreux dépôts de roches volcaniques et autres coulées de lave. Même chose pour l'Himalaya dont la surrection provient de la collision de la plaque Eurasiatique et de la plaque Indienne et qui présente en divers points des volcans éteints et d'anciens volcans de boue.

L'orogénèse hercynienne ou varisque, à laquelle se rattache également, en Amérique du Nord, la surrection des Appalaches, a produit le très ancien volcanisme dont on observe aujourd'hui encore la marque, par exemple, dans l'Oural (présence de basaltes, d'andésites, de dacites et de rhyolites), ou dans l'Altaï, chaîne aux formations volcaniques variées (volcans boucliers, stratovolcans, caldeiras, avec aussi des régions présentant des coulées de lave, des dépôts de cendres volcaniques et des dômes de lave), et dont le plus haut sommet, le mont Beloukha, est lui-même un ancien volcan. En Europe, on trouve des traces d'activité volcanique remontant au même processus dans l'ouest de la République tchèque, dans la Forêt-Noire en Allemagne, ou encore France, dans le massif Armoricain, qui porte les marques d'un ancien volcanisme effusif et, dans le massif Central, dont les volcans sont aussi associables à l'orogénèse alpine.

Un seul de ces panaches mantelliques, actif sur de longues périodes géologiques, peut transpercer la lithosphère en des endroits différents, en fonction des déplacements des plaques tectoniques entre deux périodes de grande activité. Un unique point chaud peut ainsi produire une série de volcans alignés, dont le plus ancien est généralement le plus éloigné du point chaud, tandis que le plus jeune est situé directement au-dessus de celui-ci. 

Parmi les volcans de point chaud, on peut mentionner, les volcans de Hawaii (Mauna-Kea, Mauna-Loa, etc.), des Galapagos et de l'île de Pâques (qui a aussi été responsable de la formation de l'archipel des Tuamotu) dans l'océan Pacifique, les volcans de la Réunion (Piton de la Fournaise, Piton des neiges) et des Comores (mont Karthala) dans l'océan Indien, ceux des Canaries et des Açores, dans l'océan Atlantique, ou ceux du Cameroun, dans le golfe de Guinée, de la région de Yellowstone en Amérique du Nord, etc.

L'exemple peut-être le plus marquant est celui de l'Islande : des volcans tels que le mont Hekla, le Krafla ou le Snæfellsjökull, y relèvent du volcanisme de point chaud, alors que le Katla, l'Askja, le Grimsvötn, ou encore l'Eyjafjallajökull, y sont-ils issus de volcanisme de dorsale. Certains volcans peuvent même montrer des caractéristiques des deux types de volcanisme. Parmi les autres îles volcaniques de la dorsale médio-atlantique asociés en même temps à point chaud, on peut mentionner : les Açores, l'Ascension, Tristan da Cunha et Bouvet.

La structure des volcans

Par exemple, plusieurs conduits peuvent partir d'une même chambre magmatique, certains aboutissant en surface pour permettre l'émission de magma et de gaz volcaniques à d'autres points du volcan ou même pour former un autre volcan. Ces conduits secondaires peuvent être le résultat de fractures ou de cheminées secondaires qui se forment pendant l'éruption. Certains conduits peuvent également n'aboutir nulle part ou venir alimenter des fissures par lequelles  le magma peut parvenir en surface (éruptions fissurales) sans ériger de cône volcanique.

La viscosité du magma varie en fonction de sa composition chimique et de sa teneur en gaz dissous. Les magmas riches en silice ont tendance à être plus visqueux, tandis que les magmas plus pauvres sont plus fluides.

• Le magma basaltique est riche en fer, en magnésium et en silice. Il a généralement une basse viscosité, ce qui facilite son écoulement lors des éruptions. 

• Le magma andésitique a une composition intermédiaire entre le basaltique et le rhyolitique. Il contient des quantités modérées de silice, fer et magnésium.

• Le magma rhyolitique est riche en silice, ce qui lui confère une viscosité élevée et une texture plus pâteuse. Il contient également des quantités relativement faibles de fer et de magnésium.

 • Le magma dacitique a une composition intermédiaire entre l'andésite et le rhyolite en termes de teneur en silice, fer et magnésium.

• Le magma trachytique est similaire au rhyolitique, mais avec une teneur en potassium plus élevée. Il est généralement riche en feldspath potassique.

• Le magma picrobasaltique est un type de basalte très riche en fer et en magnésium. Il est souvent associé aux points chauds du manteau terrestre.

• Le magma phonolitique est un type de magma felsique (= silicaté), qui  se situe sur le côté le plus siliceux et le plus alcalin du spectre des compositions magmatiques. Il est riche en feldspath alcalin (souvent du feldspath potassique appelé sanidine), et en d'autres minéraux tels que la néphéline et le feldspath sodique appelé albite. Il a une viscosité relativement élevée et une température de fusion relativement basse. Les volcans associés à ce magma sont plutôt rares (citons toutefois le mont Erebus en Antarctique et le mont Katmai en Alaska). 

Moins dense que les roches environnantes, le magma remonte à la surface terrestre lorsqu'il trouve une voie d'échappement. Lorsque la pression diminue à mesure que le magma s'élève, les composés volatils qu'il contient se vaporisent (processus  dégazage des roches) et peuvent former des bulles. La libération soudaine de ces gaz pendant une éruption volcanique peut conduire à des explosions et à la projection brutale de matériaux volcaniques.

Lorsque le magma atteint la surface terrestre lors d'une éruption volcanique, son refroidissement est rapide. Il se solidifie produisant divers matériaux rocheux : laves,  cendres, pyroclastes.

La chambre magmatique.
Une chambre magmatique est un réservoir souterrain qui contient du magma en fusion, ainsi que des gaz dissous. Les chambres magmatiques se trouvent généralement  en dessous des volcans actifs. Elles peuvent être situées à différentes profondeurs, allant de quelques kilomètres à plusieurs dizaines de kilomètres sous la surface. Leurs dimensions et leur forme  peuvent également varier considérablement, allant de quelques kilomètres cubes à des centaines de kilomètres cubes. Elles sont alimentées par des processus de fusion partielle du manteau et/ou de la croûte terrestre. Le magma est généré dans des zones de fusion et remonte ensuite vers la chambre magmatique en raison de sa densité inférieure à celle des roches environnantes. Les chambres magmatiques sont soumises à des pressions élevées en raison de l'accumulation de magma. À mesure que le magma se refroidit et se solidifie dans la chambre magmatique, des minéraux cristallins se forment. Ce processus de cristallisation peut créer des roches magmatiques intrusives (granit, gabbro, diorite, etc.), qui se trouvent dans la croûte terrestre. Lors d'une éruption volcanique, la pression du magma dans la chambre magmatique peut augmenter de manière significative, provoquant l'ouverture du conduit et l'éjection du magma à la surface. La taille de la chambre magmatique et la quantité de magma disponible peuvent influencer l'intensité et la durée de l'éruption.

Les conduits éruptifs. 
On nomme conduit le passage étroit par lequel le magma et les gaz volcaniques  s'extraient de la chambre magmatique. Un conduit éruptif bénéficie généralement de l'existence  de fractures, de fissures ou de conduits volcaniques préexistants dans la croûte terrestre. Ses parois sont constituées de roches volcaniques plus résistantes (basaltes solidifiés ou  tufs volcaniques consolidés). Les conduits éruptifs mènent à la bouche du volcan, qui est l'ouverture à la surface de la Terre par laquelle le magma, les gaz, les cendres et autres matériaux volcaniques sont éjectés lors d'une éruption. Cette bouche est le plus souvent (mais pas nécessairement) marquée par la présence d'un cratère. Quand ce n'est pas le cas, on parle ordinairement d'évent volcanique.

Les cheminées.
La partie verticale du conduit qui s'élargit près de la surface, juste en dessous du cratère du volcan prend le nom de cheminée. C'est par la cheminée que le magma remonte vers le sommet du volcan lors d'une éruption. Elle peut être visible sous la forme d'une ouverture circulaire au sommet du cône volcanique. Elle peut aussi être partiellement obstruée par des dépôts de matériaux volcaniques solides. 

Le cône volcanique.
Les cônes volcaniques résultent de l'accumulation des éjectas solides ou liquides solidifiés rejetées à la surface par un volcan. Lorsqu'il est entièrement formé par les laves successivement émises, le cône est à base très large et à pente douce. Quand il s'est édifié avec des matériaux meubles, scories, lapilli, cendres, ses pentes plus raides sont voisines de celle des talus de chute (cônes de débris). Les cônes de laves portent généralement un ou plusieurs petits cônes de débris résultant des dernières éruptions; les cônes à cratères qui s'ajoutent ainsi au cône principal sont dits cônes adventifs.

Cône de débris (à gauche) et cône de laves.

Les cratères.
Le cratère commence à l'évasement de la cheminée; il est limité par les bords du cône. Le cratère s'ouvre souvent au sommet du volcan; mais il arrive aussi qu'il occupe le flanc de la montagne. Les dimensions en sont parfois considérables. L'ancien cratère du Vésuve, dont les ruines sont actuellement représentées par la Somma, mesurait 4000 mètres de diamètre; il est aujourd'hui à peu près comblé par les laves. Certains cratères des volcans d'Indonésie mesurent 6000 mètres de diamètre.
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Les types de volcans

Les stratovolcans.
Les stratovolcans, ou volcans composés, sont des volcans en forme de cône raide et symétrique, construits par des éruptions alternant entre des coulées de lave visqueuse et des éruptions explosives. Ces éruptions peuvent produire des colonnes de cendres, des nuées ardentes, des lahars ( = coulées de boue volcanique) et des coulées pyroclastiques qui descendent rapidement le long des pentes du volcan. Les stratovolcans sont principalement composés de lave andésitique, une lave visqueuse et tend à s'accumuler autour de la cheminée volcanique plutôt que de s'écouler loin du volcan. Les stratovolcans sont généralement parmi les plus grands volcans de la Terre. Ils peuvent atteindre plusieurs milliers de mètres de hauteur et s'étendre sur des dizaines de kilomètres à la base. 

Le mont Vésuve est un stratovolcan situé près de la ville de Naples, en Italie. Il est célèbre pour son éruption dévastatrice en l'an 79, qui a enseveli les villes romaines de Pompéi et Herculanum sous les cendres. Toujours considéré comme un volcan actif, il est surveillé de près en raison de sa proximité avec une population dense. Située sur l'île de Stromboli, en Sicile, le Stromboli est un autre stratovolcan. Sa particularité réside dans son activité quasi-permanente de fontaines de lave et d'éruptions explosives. Il est surnommé "le phare de la Méditerranée" en raison de ses éruptions régulières qui éclairent la nuit. Situé sur l'île de Honshu au Japon, le mont Fuji est l'un des symboles les plus emblématiques du pays. Il s'agit d'un stratovolcan actif qui culmine à une altitude de 3776 mètres. Il a une forme conique parfaite. Le volcan de Fuego, au Guatemala, est connu pour ses éruptions explosives fréquentes produisant des coulées pyroclastiques, des nuées ardentes et des explosions de cendres. Situé près d'Antigua Guatemala, ce stratovolcan est l'un des volcans les plus actifs d'Amérique centrale.

Volcans Colima et Popocatépetl. - Ces deux stratovolcans se trouvent au Mexique et sont considérés comme parmi les volcans les plus actifs du pays. Le volcan Colima présente une activité régulière avec des éruptions explosives. Le Popocatépetl, situé à proximité de Mexico, a également une histoire éruptive importante. Situé dans l'État de Washington, aux États-Unis, le mont St. Helens est célèbre pour son éruption dévastatrice en 1980. Avant l'éruption, le mont St. Helens avait une altitude de 2 550 mètres. L'éruption a causé l'effondrement d'une partie du sommet du volcan, laissant une caldeira en forme de fer à cheval. Le mont Rainier est un stratovolcan actif qui fait partie de la chaîne des Cascades. Avec une altitude de 4392 mètres, il est le point culminant de l'État de Washington et l'un des volcans les plus imposants des États-Unis. Il est couvert de glaciers et représente une importante attraction touristique. Le Mérapi (= Montagne de Feu, en  langue javanaise) est situé dans le centre de Java, en Indonésie. Il s'agit de l'un des volcans les plus actifs et dangereux au monde, avec une longue histoire d'éruptions.

Les caldeiras.
Une caldeira est une dépression en forme de cratère qui se forme lorsque le sommet d'un volcan s'effondre après une éruption explosive majeure ou, parfois par une éruption effusive rapide qui a vidé rapidement la chambre magmatique sous le volcan. Cela affaiblit la structure du volcan, ce qui peut entraîner l'effondrement de la partie supérieure du volcan. Les caldeiras peuvent avoir des tailles allant de quelques kilomètres à plusieurs dizaines de kilomètres de diamètre. Leur forme est généralement circulaire ou elliptique, bien que certaines puissent présenter des contours plus irréguliers. L'effondrement à l'origine de la formation de la caldeira ne signifie pas nécessairement la fin de l'activité volcanique. De nombreux exemples de caldeiras montrent une activité volcanique continue, avec de nouvelles éruptions pouvant se produire à l'intérieur même de la caldeiraou à proximité de celle-ci. Des dômes de lave, des cônes volcaniques et d'autres structures peuvent se former. Par ailleurs, les caldeiras sont aussi souvent des zones d'intense activité géothermique, avec des sources chaudes, des fumerolles et des champs géothermiques. 

Les supervolcans.
Un supervolcan est un type de volcan extrêmement puissant qui est capable de produire des éruptions cataclysmiques géantes, parmi les plus destructrices de l'histoire de la Terre. Ces éruptions sont caractérisées par l'émission d'une quantité massive de matériaux volcaniques, de cendres et de gaz sur une échelle gigantesque.  Elles peuvent éjecter plusieurs centaines à plusieurs milliers de kilomètres cubes de matériaux volcaniques dans l'atmosphère. Cela dépasse de loin les éruptions des volcans ordinaires. La caldeira qui se forme après une éruption supervolcanique peut atteindre des dizaines de kilomètres de diamètre.

Très rares, les éruptions supervolcaniques peuvent tarder plusieurs milliers, voire de millions d'années, pour se produire. L'éjection massive de cendres volcaniques et de gaz, en particulier de dioxyde de soufre, dans l'atmosphère peut entraîner un refroidissement global temporaire de la planète. 
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Les dômes volcaniques.
Les volcans en dôme se distinguent par l'accumulation de lave épaisse et visqueuse, généralement riche en silice, qui s'écoule lentement. Ces volcans peuvent connaître des éruptions explosives lorsqu'il y a accumulation de pression et rupture du dôme de lave. Cependant, ces éruptions sont souvent moins violentes que celles des volcans explosifs. Les dômes de lave peuvent être instables et sujets à des effondrements, ce qui peut générer des coulées pyroclastiques rapides et dangereuses. 
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Les cônes de scories.
Un cône de scories est une structure, souvent avec un sommet pointu et des pentes raides, qui se forme principalement lors d'éruptions explosives, dans lesquelles le magma riche en gaz est expulsé violemment dans les airs et, se fragmente en morceaux plus petits. Ces fragments se solidifient alors qu'ils retombent, créant des couches de matériaux volcaniques meubles et non consolidés, souvent de couleur sombre, allant du noir au gris (basaltes ou andésites). La petite taille de ces fragments (de quelques millimètres à quelques centimètres de diamètre), confère aux cônes de scories une texture généralement rugueuse. Quant à la taille des cônes,  elle peut, quant à elle, aller de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres de hauteur. Ils peuvent être isolés, ou former des champs de cônes plus vastes lorsqu'ils se regroupent autour du cratère principal d'un volcan.

Les volcans sous-marins.
Les volcans sous-marins se rencontrent souvent le long des zones de divergence des plaques tectoniques ou au-dessus de points chauds. La plupart se trouvent entièrement sous l'eau, mais ayant grandi à l'occasion de leurs éruptions successives, certains émergent au-dessus de la surface de l'eau. Ainsi peuvent-ils former des montagnes sous-marines, des îles ou des atolls. Ils ne constituent pas en soi un type particulier de volcan : leurs morphologies sont sont similaires à celles des volcans terrestres. Les coulées de lave qui se forment sous l'eau, généralement dans les environnements océaniques peuvent prendre une forme particulière, celle de coussins arrondis, en raison du refroidissement rapide de la lave au contact de l'eau.

Les ensembles volcaniques.
Les complexes de caldeira rhyolitiques.
Les complexes de caldeira rhyolitiques sont de vastes dépressions circulaires ou elliptiques qui se forment lorsque d'énormes volumes de magma rhyolitique sont émis lors d'éruptions explosives.

Parmi les exemples de complexes de caldeira rhyolitiques, on peut mentionner, aux Etats-Unis celui dont la caldeira de Yellowstone ou de Long Valley, en Californie, ou celle de la caldeira de Valles, au Nouveau-Mexique, sont le centre; ceux aussi de la caldeira de Taupo, en Nouvelle Zélande, ou des Sete Cidades, aux Açores.  En Italie, on nommera le complexe (que l'on a dit plus haut être associé à un supervolcan), qui comprend les Champs Phlégréens, près de Naples en Italie, et des caldeiras plus anciennes, comme celle de Baia et celle de Pozzuoli; ou encore, près de Rome, la solfatare de Manziana, complexe constitué de plusieurs caldeiras superposées, qui présente des manifestations hydrothermales actives, avec des fumerolles et des sources chaudes. A ranger également ici, le complexe volcanique du Laacher See, dans la région volcanique de l'Eifel, en Allemagne.

Les trapps et le volcanisme basaltique en plateau.
Les trapps ( = provinces ignées basaltique en plateau) sont de grandes provinces volcaniques formées par de longues et importantes éruptions, au cours desquelles d'immenses volumes de lave basaltique (souvent associée à des émissions de gaz), sont répandus sur une superficie étendue. Ainsi, les trapps s'étendent ordinairement sur des centaines de milliers de kilomètres carrés et peuvent atteindre des épaisseurs de plusieurs kilomètres. Ils présentent des surfaces relativement plates et des pentes douces. 

Les trapps sont généralement associés à un type d'activité volcanique qui prend le nom de volcanisme basaltique en plateau. Ce type de volcanisme qui peut résulter de la présence d'un point chaud, ou de mouvements tectoniques qui ont fissuréla croûte terrestre facilitant l'ascension du magma jusqu'à la surface (volcanisme de compression). 
 

Les types d'activité volcanique

Les quatre états d'un volcan.
Selon qu'ils sont actifs ou non, selon leur degré d'activité, on range souvent, par commodité, les volcans dans quatre catégories : un volcan peut ainsi être dit en éruption, actif, endormi ou éteint. De telles qualifications caractérisent non le volcan mais son état à un moment donné de son existence. Les volcans finissent le plus souvent par s'endormir, les volcans endormis ou même éteints peuvent parfois reprendre leur activité...

De la même façon, un même volcan peut être qualifié en fonction d'une  activité qu'il manifeste généralement. Par exemple on peut qualifier de volcan plinien, le Pinatubo, aux Philippines, en référence à l'éruption explosive qu'il a connu en 1991. Mais ce n'est pas la forme d'activité exclusive qu'il peut connaître : l'éruption de 1991 a ainsi été suivie de plusieurs éruption phréatiques. 

En éruption.
On parle de volcan en éruption pour qualifier un volcan actuellement en train d'émettre du magma, des gaz volcaniques et d'autres matériaux à la surface de la Terre. Les éruptions peuvent être, le plus souvent, explosives, avec une libération soudaine de gaz et de cendres volcaniques, ou effusives, quand le magma s'écoule plus doucement. 

Les éruptions volcaniques sont déclenchées par une combinaison complexe de facteurs. Le plus important de ces déclencheurs est l'accumulation de magma dans la chambre magmatique. L'augmentation de la pression qui en résulte peut provoquer une rupture de la chambre magmatique et déclencher une éruption. Cette augmentation de pression peut aussi être due des forces de marée, causées par l'interaction gravitationnelle entre la Lune, le Soleil et la Terre, et analogues à celles qui causent les marées océaniques. Les mouvements des plaques tectoniques peuvent également contribuer au déclenchement d'éruptions, en  provoquant des contraintes et des déformations dans la croûte terrestre, ce qui peut faciliter la montée du magma vers la surface.  L'activité humaine, enfin, telle que l'extraction de ressources géothermiques ou les explosions lors de projets miniers, peut influencer la stabilité des volcans et potentiellement déclencher des éruptions.

Divers signes précurseurs informent sur l'imminence d'une éruption. L'augmentation de l'activité sismique peut être un indicateur important d'une activité magmatique croissante et donc d'une possible éruption. Des mesures de déformation du sol (élévation ou gonflement du sol autour du volcan), peuvent également signaler l'accumulation de magma et la pression dans la chambre magmatique. L'émission de gaz volcaniques peut aussi augmenter avant une éruption et est souvent surveillée comme un indicateur précoce. On peut encore observer des changements dans la température de l'eau, des sols ou de l'air près du volcan, ou, enfin des altérations des sources hydrothermales voisines.

Endormi.
Un volcan est dit endormi lorsqu'il n'est pas actuellement actif, mais qu'il a le potentiel de se réveiller et de devenir actif à l'avenir. Les volcans endormis ont connu des éruptions dans le passé géologique, mais ils sont calmes depuis une période prolongée. 

Éteint.
Un volcan peut être qualifié d'éteint lorsqu'il n'a pas connu d'éruption au cours des derniers milliers d'années et qu'il n'est pas susceptible de se réveiller à l'avenir. De tels volcans peuvent présenter des caractéristiques morphologiques anciennes.

Le volcanisme explosif.
Les éruptions explosives se produisent lorsque le magma est riche en silice et en gaz, ce qui lui confère une viscosité élevée. Lorsque la pression devient trop importante, le magma est expulsé violemment, provoquant des explosions et la fragmentation du magma. Ces explosions libèrent également de grandes quantités de gaz et de cendres dans l'atmosphère. Les éruptions explosives peuvent être très destructrices et générer des nuées ardentes, des lahars et des retombées de cendres.

Les éruptions stromboliennes.
Une éruption strombolienne (du nom du volcan Stromboli) est un type d'éruption volcanique caractérisée par des explosions modérées et récurrentes de lave et de gaz. Les fragments de lave et les cendres peuvent être projetés à plusieurs centaines de mètres dans les airs. La lave émise lors des éruptions stromboliennes est généralement plus fluide que celle des éruptions explosives majeures. Notons, qu'une éruption strombolienne peut également comporter des phases effusives.

Les éruptions vulcaniennes.
Les éruptions vulcaniennes sont nommées d'après le volcan Vulcano. Ce sont des éruptions explosives, plus violentes que les explosions stromboliennes. Elles impliquent l'émission de colonnes de cendres, de gaz et de roches éjectées qui peuvent s'élever jusqu'à plusieurs kilomètres d'altitude, ainsi que des laves visqueuse, formant des dômes et des coulées pyroclastiques de faible étendue. Ces éruptions peuvent également générer des nuées ardentes.

Les éruptions pliniennes.
Les éruptions pliniennes doivent leur nom à Pline le Jeune qui a décrit l'éruption du Vésuve en l'an 79, qui a détruit les villes de Pompéi et d'Herculanum. Ces éruptions sont parmi les éruptions volcaniques les plus violentes. Elles se caractérisent par l'émission de grandes quantités de cendres, de gaz et de fragments rocheux. La colonne de gaz, de cendres et de roches éjectés peut s'élever parfois à plusieurs dizaines de kilomètres. Les éruptions pliniennes  génèrent des nuées ardentes, des chutes de cendres importantes et des avalanches de débris. 

On distingue parmi les éruptions pliniennes plusieurs sous-types. Citons pour commencer, les éruptions subpliniennes, moins explosives que les éruptions pliniennes proprement dites, mais plus que les éruptions vulcaniennes. Elles produisent des colonnes de cendres épaisses et denses, mais à des altitudes plus basses que l'éruption plinienne. A l'opposé, les éruptions ultrapliniennes correspondent à la production d'une colonne éruptive de hauteur exceptionnelle (plus de 40 km) occasionnant une importante dispersion de cendres sur des dizaines de milliers de kilomètres carrés.-

Les éruptions péléennes.
Nommées d'après l'éruption de la Montagne Pelée, en Martinique qui a dévasté la ville de Saint-Pierre en 1902, les éruptions péléenes, sont, comme les précédentes, extrêmement explosives et violentes, et parmi les éruptions les plus destructrices et meurtrières. Les nuées ardentes sont l'élément central de ces éruptions, ce qui les rend particulièrement dévastatrices. 

Le volcanisme effusif.
Les éruptions effusives se caractérisent par l'écoulement relativement calme et lent de la lave qui peu s'étendre sur de grandes distances. Le magma est généralement basaltique, pauvre en silice, ce qui lui confère une faible viscosité. Ces éruptions sont typiques des volcans boucliers.

Les éruptions hawaïennes.
Les éruptions hawaïennes correspondent à éruptions effusives dont le prototype est fourni par les volcans boucliers d'Hawaii. Elles sont caractérisées par des écoulements continus de lave fluides, avec des fontaines de lave atteignant parfois de grandes hauteurs. La lave émise peut provoquer la formation de cônes de scories et de fissures éruptives. Les éruptions hawaïennes peuvent durer pendant des périodes prolongées et les nappes de lave peuvent recouvrir de grandes étendues.
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Le volcanisme fissural.
Le volcanisme fissural est un type d'activité volcanique effusive, caractérisée par l'émission de lave et de gaz à partir de fissures dans l'écorce terrestre, souvent apparues le long de ses zones de faiblesse en raison de tensions tectoniques. Le volcanisme fissural peut aboutir à la formation de volcans en forme de montagnes typiques, où la lave s'écoule à partir d'une zone très réduite (volcans fissuraux). Mais, le plus souvent, on observe avec le volcanisme fissural des éruptions de lave le long d'une ligne étendue ou d'une série de fissures dans le sol. Les coulées de lave émises par le volcanisme fissural peuvent s'accumuler et former des plateaux basaltiques étendus et relever de ce qu'on a appelé plus haut le volcanisme basaltique en plateau.

Les éruptions phréatiques.
Les éruptions phréatiques se produisent lorsque l'eau souterraine entre en contact avec le magma chaud, provoquant une violente éruption de vapeur et de fragments de roche. Ces éruptions sont généralement de courte durée et peuvent se produire soudainement sans signe avant-coureur. Elles peuvent être associées à des volcans actifs ou endormis, et impliquer l'émission de lave (dans  les éruptions phératomagmatiques) ou seulement de gaz, comme dans les éruptions limniques. 

• Les éruptions phréatomagmatiques se produisent lorsque de l'eau  (présente dans les pores du magma ou provenant de sources externes) entre en contact avec le magma riche en silice. Cela provoque une rapide vaporisation de l'eau et, par suite, crée une explosion violente qui éjecte des fragments de roche et de cendres dans les airs, et aboutit éventuellement à la formation cratère peu profond mais large (Maar). Ces éruptions peuvent générer des nuées ardentes, des lahars, des coulées de lave et des retombées de cendres. Le Merapi (île de Java) est un exemple particulièrement dangereux de volcan connaissant des  éruptions phréatomagmatiques.

• Les éruptions limniques sont un phénomène qui concerne le rencontre du magma ou de roches chaudes avec l'eau d'un lac et provoque une forte émission de gaz, ouvent du dioxyde de carbone (CO2) ou du méthane, après que ce gaz se soit accumule sous la surface de l'eau en raison d'activités géothermiques ou volcaniques sous-jacentes. Lorsque  la pression du gaz a atteint un certain seuil, elle peut être libérée brusquement, créant des bulles de gaz qui remontent à la surface et provoquent des perturbations violentes dans l'eau.Trois exemples d'éruptions limniques peuvent être donnés : l'éruption du lac Nyos, au Cameroun, le 21 août 1986 (1700 personnes tuées par le dioxyde de carbone libéré, ainsi que des milliers d'animaux), celle du lac Monoum, deux ans plus tôt (août 1984) dans la même région (37 victimes), et celles du lac Kivu, en République démocratique du Congo et au Rwanda, en 1986. 

Les produits du volcanisme

La vapeur d'eau est - et de très loin - le principal composant des émanations volcaniques. On rencontre aussi en abondance du dioxyde de carbone (CO2), et divers composés soufrés, comme le dioxyde de soufre (SO2), le sulfure d'hydrogène (H2S) et le disulfure de carbure (CS2), qui sont susceptibles de provoquer des odeurs désagréables et qui sont potentiellement nocifs pour la santé. Les gaz acides, tels que l'acide chlorhydrique (HCl) et l'acide fluorhydrique (HF), peuvent également être présents dans les émanations gazeuses volcaniques et peuvent, quant à eux, provoquer des irritations respiratoires et oculaires. Le monoxyde de carbone (CO), le dioxyde d'azote (NO2) et divers composés organiques peuvent également être présents dans les émanations volcaniques, mais généralement dans des proportions bien moindres.

Quand les gaz volcaniques réagissent avec l'humidité de l'air, ils forment des acides (l'acide sulfurique (H2SO4) et acide nitrique (HNO3), notamment), qui peuvent retomber sous forme de pluies acides,  corrosives pour la végétation, les sols et les bâtiments.

Les nuées ardentes.
Rangeons encore ici les nuées ardentes, qui sont des écoulements de gaz, mais aussi de cendres, de lapilli et de blocs volcaniques incandescents (températures de l'ordre de 800 °C). Les nuées ardentes dévalent rapidement, souvent à des vitesses supérieures à 80 km/h, les flancs du volcan lors d'une éruption explosive. Elles peuvent atteindre des distances considérables, parfois plusieurs dizaines de kilomètres. Après leur passage, ces phénomènes particulièrement dangereux laissent souvent des dépôts pyroclastiques qui durcissent et forment des roches telles que les ignimbrites (V. ci-dessous).

Les fumerolles.
Les fumeroles sont des émanations de gaz chauds et de vapeur d'eau, actives en permanence ou intermittentes, provenant de l'intérieur de la croûte terrestre, et qui s'échappent par des ouvertures dans le sol autour du volcan, ou  plus à l'écart, dans une zone affectée par l'activité volcanique et associées à des activités géothermiques. Elles se produisent lorsque l'eau souterraine ou issue des précipitations entre en contact avec des roches chaudes ou des magmas sous la surface de la terre, s'échauffe et s'évapore. 

La composition chimique des fumeroles est assez diverse. On observe des  fumerolles principalement composées de vapeur d'eau, qui peuvent être présentes aussi bien dans les champs géothermiques, que dans les geysers et les zones volcaniques actives. Certaines fumerolles, couramment associées à des volcans actifs, sont acides et contiennent des vapeurs chargées notamment de dioxyde de soufre (SO2) ou d'acide chlorhydrique (HCl). D'autres, moins fréquentes, sont alcalines, et contiennent, principalement de l'ammoniac (NH3) et des hydrocarbures, ce qui leur donne une odeur caractéristique d'oeuf pourri. La même odeur est présente aussi avec les fumerolles riches en sulfure d'hydrogène (H2S), un gaz toxique. On mentionnera encore les fumerolles sont riches en dioxyde de carbone (CO2), celle-ci inodores. Certaines fumerolles, enfin, peuvent contenir un mélange de plusieurs gaz volcaniques.

Les écoulements liquides.
La lave.
La lave est le matériau fondu qui est émis par un volcan lors d'une éruption. Autrement dit, c'est le nom que prend le magma lorsqu'il atteint la surface de la Terre où il se refroidit et se transforme, pour finir par se solidifier et se cristalliser sous diverses formes. Le refroidissement de la lave est parfois très lent. Cela tient à ce que  la croûte superficielle refroidie est très mauvaise conductrice de la chaleur et constitue un obstacle efficace au rayonnement. Un refroidissement très rapide de la lave ne permettant pas la cristallisation des minéraux, conduit à la formation de verres volcaniques (obsidienne).  Parfois, au cours de cette solidification, les blocs en voie de refroidissement sont bousculés comme les glaçons d'une débâcle, prenant la structure tourmentée des sciarres de Sicile et des cheires d'Auvergne.

L'émission  de lave se produit quelquefois  par le cratère, mais plus fréquemment par les fissures qui déchirent les flancs des volcans. En se déversant, la lave forme des coulées qui peuvent se solidifier en différentes textures et structures.

• Les coulées en cordées (cordées de lave) ressemblent à des cordes ou des rubans entrelacés. Elles se forment lorsque la lave est suffisamment visqueuse pour développer des structures filamenteuses ou cordées à mesure qu'elle s'écoule. Ces cordées peuvent varier en taille et en longueur, donnant à la lave un aspect tressé ou noueux.

 • Les coulées en plaques (plaques de lave) sont caractérisées par la formation de blocs ou de plaques qui se chevauchent ou se superposent les uns sur les autres. Ces blocs sont généralement angulaires. Ils se forment lorsque la surface de la lave se solidifie tout en restant suffisamment plastique en dessous pour permettre le mouvement et la superposition.

 • Les coulées en aiguilles (aiguilles de lave) se produisent lorsqu'une lave fluide jaillit ou gicle de manière explosive, formant des filaments ou des aiguilles qui peuvent être projetées dans les airs. Ces aiguilles, qui se solidifient ainsi en se refroidissant, sont généralement fines et allongées.

• Les colonnes basaltiques  (prismes basaltiques) sont des formations  créées lors du refroidissement de la lave basaltique et constituées de colonnes régulières en forme d'hexagones (le plus souvent), de pentagones d'heptagones ou d'autres polygones. Elles se forment lorsque la lave, en fusion pendant une éruption volcanique, refroidit lentement et se contracte. Ce refroidissement lent entraîne l'apparition de fractures polygonales qui se propagent verticalement dans la lave en fusion, créant des colonnes. Ces colonnes, s'empilant verticalement les unes sur les autres et s'organisant en colonnades aux motifs réguliers, peuvent varier en taille, allant de quelques centimètres à plusieurs mètres de hauteur, en fonction des conditions de refroidissement et des caractéristiques de la lave. Nommées orgues basaltiques dans le langage touristique, ces formations s'observent en divers points du globe, les plus célèbres sont peut-être celles de la Chaussée des Géants, en Irlande du Nord.

• Les tunnels de lave sont des coulées qui se produisent lorsque la lave en fusion continue de s'écouler tandis que la surface se refroidit et se solidifie, créant une coque ou une croûte. Lorsque le flux de lave diminue ou cesse, la lave restante s'écoule hors de cette croûte, laissant derrière elle un tunnel de lave vide. Les tunnels de lave peuvent avoir différentes tailles et formes.  Ils peuvent également comporter des ramifications et des chambres latérales. Certains peuvent avoir des sections où lle passageest partiellement ou complètement obstrué. Ils peuvent aussi contenir des stalactites et des stalagmites formés par des dépôts minéraux (généralement de la lave solidifiée) constitués au fil du temps.

• Les lacs de lave. - Dans certains cas, la lave avant de s'écouler ou de se refroidir et de se solidifier, forme des lacs analogues aux lacs ordinaires, mais composés de roche en fusion. Ces lacs peuvent se trouver dans des cratères volcaniques, des fissures ou des dépressions sur le flanc d'un volcan. Certains sont persistants comme celui du volcan Erta Ale, en Éthiopie, d'autres sont transitoires, apparaissant au gré des éruptions. C'est le cas par exemples de ceux du Nyiragongo, en République Démocratique du Congo, du Kilauea, à Hawaii, ou de celui du Piton de la Fournaise, à la Réunion. La lave est généralement composée de roches fondues riches en silice (SiO2), comme le basalte (lave basaltique) ou l'andésite (lave andésitique). 
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Lac de lave au fond du cratère du stratovolcan Nyiragongo (parc national des Virunga en République démocratique du Congo). - Le Nyiragongo est l'un des volcans les plus actifs et dangereux d'Afrique (dernières éruptions : 1977, 2002, 2021). Il est haut de 3470 et son cratère sommital a un diamètre de 1,2 km et se rempli régulièrement de lave incandescente, dont la température dépasse les 1000 °C. Photo : Nina R; licence : Creative Commons.

La lave la plus commune sur la Terre est composée de basalte. Le basalte génère des éruptions volcaniques préférentiellement effusives. La lave andésitique est plus visquese que la lave basaltique et produit des éruptions modérément explosives. La lave rhyolitique est, quant à elle, encore plus visqueuse. Elle entraîne des éruptions très explosives et tend à former des dômes volcaniques. 

Les lahars.
Les lahars, également connus sous le nom de déluges de boue, sont des flux de débris volcaniques liquides (mélange de boue fluide, de fragments de roche, de cendres, d'eau et d'autres matériaux volcaniques), qui se forment généralement lorsque l'eau interagit avec les  matériaux meubles éjectés par une éruption. Ils peuvent être déclenchés par divers facteurs liés à l'activité volcanique (éruptions  explosives, effondrements de dôme, glissements de terrain), à des pluies intenses ou à la rapide fonte de neige et de glace sur les flancs d'un volcan. Les lahars peuvent se déplacer à grande vitesse (souvent de l'ordre de 30  km/h, parfois au-dessus d'une cinquantaine de kilomètres par heure), emportant avec eux des rochers, des débris et d'autres matériaux, causant des dommages importants aux régions environnantes.

Les projections solides. 
On appelle matériaux pyroclastiques, ou encore scories, les produits solides, de tailles diverses, variables aussi en composition et forme, qui sont éjectés par les volcans lors des éruptions explosives. Il s'agit de fragments de roches et de cendres  souvent chauffés à des températures élevées et projetés violemment dans l'air avant d'être dispersés sur des distances plus ou moins grandes en fonction de la violence de l'éruption et des conditions atmosphériques.

Le terme de téphra(s) est parfois utilisé comme synonyme de matériau pyroclastique. Mais on réserve plus souvent ce mot pour désigner les cendres et les tufs; les lapilli et les blocs, correspondant alors aux pyroclastes.

Dans certains cas, les produits éjectés sont issus d'un magma riche en gaz (dioxyde de carbone et vapeur d'eau), qui a été libéré rapidement (souvent par des éruptions de type péléen ou plinien), si bien que des bulles de gaz se sont formées et sont restent piégées dans la roche lors du refroidissement, créant une structure poreuse et légère : on a alors affaire à des ponces, qui flottent sur l'eau, et à des pouzzolanes qui sont plus denses que l'eau

Les lapilli.
Les lapilli sont des fragments de roches plus gros que les cendres, typiquement de 2 millimètres à quelques centimètres de diamètre, en moyenne de la taille d'une noix. Ils sont formés par la solidification rapide de gouttelettes de lave en suspension dans l'air pendant une éruption. Les lapilli peuvent être constitués de matériaux vitreux et de divers types de roches volcaniques.

Les blocs.
Les fragments de roches encore plus gros que les lapilli prennent le nom de blocs ou de bombes volcaniques. Leur diamètre peut atteindre plusieurs mètres. Ils proviennent du magma en fusion et des fragments du conduit volcanique qui sont pulvérisées ou arrachées pendant l'éruption. Ils peuvent être incandescents à leur sortie du volcan, et ensuite apparaître comme vitreux, cristallisés ou fragmentés, en fonction de leurs conditions de refroidissement et de solidification.

Les dépôts pyroclastiques.
Les matériaux pyroclastiques peuvent former des dépôts sur les flancs et dans l'environnement immédiat du volcan qui les a émis. Tels sont en particulier les tufs, les cinérites, les ignimbrites, qui sont trois types de roches volcaniques sédimentaires, aux conditions de formation différentes.

Les tufs.
Les tufs se forment souvent à partir de l'accumulation, la compactification et la cimentation des dépôts de cendres volcaniques et secondairement de fragments plus gros. Certains tufs résultent du mélange de matériaux émis par le volcan avec de l'eau, créant ainsi une sorte de boue qui se dépose et se solidifie. La texture des tufs varie en fonction de la taille et de la forme des particules volcaniques et de la manière dont elles se sont consolidées. Elle peut être friable, poreuse, ou densément consolidée.  Les tufs peuvent présenter des strates résultant de différentes phases d'éruption ou de variations dans l'intensité de celle-ci.

Les cinérites.
Les cinérites résultent de la consolidation de dépôts principalement de cendres et de lapilli. Elles ont souvent une texture vitreuse ou partiellement vitreuse. Ici encore, on observe parfois des strates caractéristiques.

Les ignimbrites.
Les ignimbrites sont produites lors d'énormes éruptions volcaniques, souvent d'origine explosive et résultent de l'accumulation et de la consolidation de dépôts de nuées ardentes. Les ignimbrites sont souvent riches en silice. Elles présentent souvent une texture vitreuse caractéristique ou une matrice cristalline formée par des particules partiellement vitrifiées. Elles peuvent former des strates distinctes, avec différentes couches correspondant à des phases d'éruptions successives, et des marques de déformation dues au mouvement des matériaux pyroclastiques.

Phénomènes électriques associés aux éruptions.
Les éruptions volcaniques peuvent être associées à divers phénomènes électriques. Les plus évidents sont les éclairs volcaniques. Lors d'une éruption, des charges électriques peuvent s'accumuler dans les cendres, les gaz et les particules émises par le volcan. Ces charges génèrent alors des décharges électrostatiques ou des éclairs volcaniques, similaires aux éclairs observés dans les tempêtes électriques. Ces éclairs peuvent se produire à l'intérieur du panache éruptif ou entre les particules chargées du panache et le sol.

Certains des gaz émis par les volcans peuvent aussi s'ioniser au contact de la chaleur ou d'autres réactions chimiques pendant une éruption. Ces ions peuvent générer un champ électrique localisé autour du volcan. Les cendres et les roches rejetés par les volcans peuvent également subir des processus de polarisation spontanée, entraînant la génération de courants électriques. Enfin, l'activité volcanique peut provoquer des contraintes et des déformations dans les matériaux volcaniques et générer alors des charges électriques à la surface des minéraux, phénomène connu sous le nom d'effet piézoélectrique.

Phénomènes paravolcaniques

Sources chaudes. Geysers.
Les sources chaudes.
Une source chaude est une source naturelle d'eau chaude De telles sources se forment lorsque de l'eau de pluie ou de surface pénètre dans le sous-sol, est chauffée par le magma ou par la chaleur géothermique, puis ressort à la surface. Les sources chaudes peuvent varier en température et en composition chimique.

Les geysers
Geyser est un mot islandais qui veut dire jaillissant. Les geysers sont des sources
jaillissantes d'eau bouillante, avec dégagements sulfureux; elles sont caractérisées par un quantité considérable de vapeur d'eau, par l'intermittence de leur jet et par le dépôt minéral, calcaire ou siliceux, souvent très abondant, qu'elles produisent.

On rencontrent des geysers en grand nombre en Islande, au sud de l'Hekla à environ 36 km de ce volcan, et notamment le Grand Geyser. Celui-ci présente en général une éruption toutes les demi-heures, et projette alors, à une hauteur de 40-50 m, une colonne d'eau qui a près de 6 m de diamètre. Déjà en son temps, Tyndall avait reconnu que l'éruption du grand Geyser d'Islande, se produisait dès que la colonne d'eau soulevée par les vapeurs chaudes des profondeurs atteignait un point dont la temperature est celle de l'ébullition. A ce niveau précis (11 m de profondeur pour le grand Geyser), les eaux dont la température est déjà très voisine de l'ébullition se résolvent immédiatement en vapeur d'eau et produisent le phénomène jaillissant.
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On  rencontre également des geysers en Nouvelle-Zélande, où leurs manifestations ont plus d'intensité; enfin, aux États-Unis, dans le parc national du Yellowstone, où le phénomène se présente avec une ampleur grandiose, et où les geysers sont au nombre de quatre-vingt-quatre, presque tous donnant un dépôt siliceux; leurs eaux contiennent également du chlorure de sodium, des acides borique, sulfurique et carbonique; elles sont alcalines.

Les principaux geysers du Yellowstone sont : le Géant, dont les éruptions se produisent généralement par séries et dont le jet s'élève parfois à une  hauteur de 60 mètres; le jet de la Ruche d'abeille, qui atteint 70 mètres; le Vieux fidèle (Old Faithful) aux éruptions régulières, le geyser Architectural, remarquable par l'allure désordonnée de ses jets multiples, etc. 

Un phénomène remarquable que présentent ces sources, est de contenir, entre autres substances minérales, de la silice pure (elle rentre pour un peu plus d'un demi-millième), qui se dépose à l'état d'hydrate sur le terrain environnant. A la base du grand geyser, le dépôt qu'elle a formé a 4 m d'épaisseur. Cette silice incruste les feuilles des plantes qui croissent dans le voisinage de telle sorte que sont conservées parfaitement les empreintes. Il existe aussi  dans l'île de São Miguel (Açores), des sources chaudes dont la température s'élève à 97°C, et qui renferment  la même proportion de silice que les geysers d'Islande; mais elles ne sont pas jaillissantes.

Les faux geysers.
Un faux geyser est une structure géothermique qui peut ressembler à un geyser, mais qui n'a pas de régularité dans ses éruptions. Contrairement aux geysers qui ont des éruptions périodiques, les faux geysers peuvent avoir des éruptions imprévisibles ou sporadiques. Ces éruptions peuvent être causées par des pressions variables dans le système géothermique, ce qui entraîne des éjections d'eau et de vapeur à des moments irréguliers.

Les soufflards (Suffioni). 
Aux geysers se rattachent intimement les soufflards, car ces derniers, qui consistent en jets de vapeurs toujours chargées de gaz sulfureux, ne s'en distinguent guère que par la permanence des dégagements. On les remarque disposés par groupes sur le trajet de fentes ouvertes au travers du sol volcanique et toujours portées à une température supérieure à 100°C. Les mieux caractérisés sont ceux qui, en Toscane, viennent se concentrer, au nombre d'une vingtaine, sur un petit espace au Sud-Est de Volterra, près de Florence; leur approche, signalée par d'épais nuages blancs, se traduit encore d'une façon non moins expressive par l'odeur caractéristique de l'hydrogène sulfuré. 

L'eau, très minéralisée, qui résulte de la condensation de ces vapeurs, vient se concentrer dans des bassins dits lagonis, enveloppés d'abondants dépôts de soufre et surtout de gypse fournissant l'albâtre célèbre de Volterra. Cette circonstance a de plus déterminé la présence, dans cette, région autrefois déserte de la Maremme toscane, d'une industrie des plus prospères, car cette eau des lagonis contient, avec de la silice libre, de l'acide borique qu'on peut facilement extraire par évaporation en utilisant les vapeurs chaudes du dégagement. Le sol, d'ailleurs, en est à ce point imprégné qu'on peut, à l'aide de forages, multiplier leurs points de sortie.

De violentes explosions, marquant le début de la formation de ces soufflards artificiels, attestent, comme le font les énormes ampoules qui viennent d'habitude crever à la surface de l'eau sans cesse agitée des lagonis, que ces gaz sont toujours sous pression. Il est du reste dans les grands centres volcaniques de Java et de la Nouvelle-Zélande des soufflards mugissants qui se chargent de le démontrer.

Par contre, il en est de tranquilles, comme les Ausoles de San Salvador, en l'Amérique centrale, qui, ne devenant pour ainsi dire que de simples sources ascendantes d'eaux chaudes minéralisées, établissent un lien entre les soufflards et les sources thermo-minérales proprement dites.

Salses, salinelles et mofettes.
Au dernier échelon des manifestations volcaniques et paravolcaniques viennent se placer des émanations caractérisées par leur basse température et de ce fait, qu'au lieu de substances oxydées, elles ne contiennent plus que des hydrocarbures gazeux ou liquides. 

Les salses et les salinelles.
Les salses, aussi appelées volcans de boue, se présentent comme de petites collines d'argile, tronquées au sommet d'une cavité cratériforme d'où s'échappe, parfois avec projections violentes, une boue salée, de l'eau et des gaz volcaniques.  (méthane, azote, dioxyde de carbone), parfois en abondance, ce qui justifie le nom de volcans d'air ou maccalabe qu'on leur donne en Sicile. La boue est souvent composée de sédiments fins, de matériaux volcaniques broyés et de l'eau qui s'est infiltrée dans le sol. 

Les salses se forment dans des zones où des couches souterraines de sédiments riches en eau et en gaz sont présentes. Lorsque la pression augmente dans ces couches, en raison de l'activité géothermique, du magma ou de la libération de gaz, la boue et les gaz peuvent être expulsés à la surface, formant des cônes de boue caractéristiques. Les éruptions sont généralement moins explosives que celles des volcans traditionnels. La boue, l'eau et les gaz sont expulsés de manière continue ou périodique, formant des cratères boueux qui peuvent s'élever au-dessus du sol. Les éruptions peuvent être accompagnées de bruits de suintement, de gazouillis et de jets de boue.

Parfois les salses forment de grands complexes avec plusieurs cratères. Elles peuvent être associés à des zones géothermales ou à des volcans en activité. Le volcan de boue de Sidoarjo en Indonésie, par exemple, est un volcan de boue en éruption depuis 2006.

Les salinelles sont des salses dont l'eau vaseuse devient très salée, mais le plus souvent elle se charge de naphte ou de pétrole. Alors se présentent ces fontaines ardentes dont les salsas célèbres des Apennins, des provinces de Chausi et du Yunnan en Chine, de l'Ouest des Etats-Unis (oil springs) offrent de si nombreux exemples, ou, mieux encore, quand cette fois les jets de gaz combustibles s'élèvent d'un sol sec et pierreux, que la moindre étincelle peut enflammer, ces terrains ardents qui pendant longtemps ont fait de Bakou (Azerbaïdjan) la cité première des anciens  adorateurs du feu. 

Enfin, en d'autres points, c'est le bitume qui, à son tour, peut tenir une large place dans les émanations. En Sicile, aussi bien que dans les Apennins, de larges flaques d'asphalte noir viennent souvent flotter à la surface des lacs boueux des salses. En Auvergne, tout près de Clermont, le Puy de la Poix offre l'exemple le plus connu d'un pareil suintement de bitume au travers de scories volcaniques, mais le principal foyer de ce mode particulier de dégagements d'hydrocarbures, c'est la mer Morte. En plus de cette grande salure et de cette extraordinaire richesse en brome (1 à 7 g par litre) qui font du lac asphaltique la nappe d'eau la plus dense qu'on connaisse (1250), les odeurs fétides (mélange de bitume et d'hydrogène sulfuré) qui s'en dégagent, ses rochers de bordure qui de tous côtés distillent de la poix, attestent clairement qu'on se trouve en présence d'une immense salse. C'en est assez pour montrer que, même à ce degré d'atténuation si accentué, les manifestations volcaniques peuvent encore se traduire par des effets surprenants.

Les mofettes.
Il en est tout autrement quand il s'agit des mofettes. Dans ce dernier écho d'une activité depuis longtemps endormie, ce qui persiste généralement seul, c'est le dioxyde de carbone (CO2), et ses exhalaisons fort simples, très caractéristiques, des régions où se tiennent les volcans éteints, n'offrent de variations sensibles que dans la façon dont se fait le dégagement. S'il s'effectue dans l'eau, il donnera lieu à des sources gazeuses, tantôt tranquilles comme celle de Nieder-Selters (Hesse-Nassau) dont la forme artificielle est connue sous le nom fautif d'eau de Seltz, tantôt jaillissantes comme les fameuses gerbes de 12 à 15 m de haut des sprudels allemands. S'il se contente, circonstance plus fréquemment réalisée, de s'échapper par les fissures du terrain, le gaz, en raison de sa grande densité, vient étendre sur le sol une couche irrespirable, tapisser le fond des grottes ou remplir les dépressions de ses émanations délétères. C'est le cas de la « Vallée de la Mort » à Java. Située près de la grande solfatare du Pepandajang, cette dépression sinistre, en forme d'entonnoir renversé, n'est autre également qu'un ancien cratère, offrant l'image de ce qu'étaient autrefois, dans les champs Phlégréens, les lacs avernes, quand ces cavités, avant d'avoir été envahies par les eaux, émettaient de telles quantités d'acide carbonique que les oiseaux, surpris dans leur sol, y tombaient foudroyés.

Les champs hydrothermaux sous-marins.
Les champs hydrothermaux sous-marins sont des systèmes géothermiques alimentés par des fluides chauds, riches en minéraux dissous, qui sont émis à travers la croûte terrestre à proximité de dorsales océaniques, de zones de subduction ou d'autres régions géologiquement actives sous les océans. Ces fluides proviennent souvent de l'eau de mer qui s'infiltre dans les fissures et les failles de la croûte terrestre, est chauffée par l'activité magmatique en profondeur et est ensuite éjectée sous forme de sources chaudes, qui peuvent elles-mêmes à l'origine de la formation des cheminées hydrothermales.

Les cheminées hydrothermales.
Les cheminées hydrothermales sont des structures tubulaires créées par l'émission de fluides hydrothermaux chauds, provenant du fond de l'océan. Ces fluides hydrothermaux atteignent des températures allant de quelques dizaines à plusieurs centaines de degrés Celsius. Ils contiennent une grande variété de minéraux dissous provenant des roches environnantes (soufre, le fer, le zinc, le cuivre et le plomb). -

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Lorsque ces fluides entrent en contact avec l'eau froide de l'océan, leur refroidissement entraîne la précipitation de minéraux (souvent riches en sulfures métalliques, donnant une couleur sombre à la roche), qui en se déposant  forment des cheminées. Celles-ci. peuvent varier en taille, allant de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres de hauteur. Elles sont souvent associées à des dépôts minéraux, formant des formations spectaculaires comme des colonnes, des crêtes et des sculptures minérales.

+ Les fumeurs noirs, également appelés cheminées sulfureuses, sont des cheminées hydrothermales, qui doivent leur couleur à leur richesse en sulfures métalliques, principalement du sulfure de fer. Ces sulfures sont souvent de couleur sombre et donnent l'apparence de fumée noire sortant de la cheminée. 

Le volcanisme ailleurs dans le Système solaire.

• La Terre est la seule planète à posséder des plaques tectoniques en mouvement actif. Les volcans, ailleurs dans le Système solaire,  ne se forment pas le long des limites de plaques, mais plutôt à travers des points chauds ou des processus volcaniques internes.

• Les satellites des planètes géantes manifestent un volcanisme froid ou cryovolcanisme, une forme de volcanisme qui leur est propre.

Les volcans en bouclier sont l'un des types de volcans les plus couramment observés sur Vénus. Ils ont une forme similaire à ceux que l'on trouve sur Terre, mais sont généralement plus grands. Ils s'étendent sur des centaines de kilomètres de diamètre et atteignent des altitudes de plusieurs kilomètres. Outre les volcans boucliers, on observe sur Vénus d'autres formations géologiques qui peuvent ausi être attribuées à des phénomènes volcaniques, et qui sont propres à cette planète : les dômes en crêpe (pancakes), les couronnes (coronae), les tiques, les arachnoïdes.

Mars.
La planète Mars abrite certains des plus grands volcans du Système solaire. 
Les éruptions volcaniques sur Mars se sont produites il y a des millions, voire des milliards d'années. La présence de coulées de lave baslatique assez similaire au basalte terrestre et de cratères d'impact remplis de lave comme sur la Lune, indiquent que les volcans martiens ont été actifs pendant une période prolongée.

Plusieurs  systèmes volcaniques de Mars méritent une mention :  Tharsis Montes, situé dans la région de Tharsis Planitia comprend trois volcans principaux : Arsia Mons, Pavonis Mons et Ascraeus Mons. Ces volcans sont parmi les plus grands du système solaire, mais ils sonté passés par  Olympus Mons, qui est le plus grand de tous. Dans la région d'Elysium Planitia, Elysium Mons est caractérisé par des évents latéraux et une caldeira centrale. Alba Mons est situé dans la région d'Alba Patera. Il a une forme irrégulière et présente des crevasses et des fractures sur son flanc.

Outre les volcans proprement dits, diverses formations gélogiques de Mars peuvent être associées à des activités volcaniques passées. C'est le cas, par exemple Echus Chasma, une formation de canyons qui accompagne le volcan Hecates Tholus. Cerberus Fossae est une zone de fissures dans la région d'Elysium Planitia qui pourrait être associée à une activité volcanique récente. Elle présente des indices de coulées de lave et de matériaux d'origine volcanique.  Certaines régions de Mars, qualifiées de terrains chaotiques, suggérent par leur morphologie des effondrements de cavités souterraines formées par des éruptions de lave et d'eau. Enfin, il existe aussi sur Mars des talus de lave, des coulées de lave, des cônes de débris et d'autres formations résultants d'une activité volcanique ancienne.

Les volcans des planètes naines.
L'activité volcanique sur la Lune est considérée comme éteinte depuis des milliards d'années, mais elle a laissé de traces à sa surface. Le volcanisme lunaire, comme celui de la Terre était dû à la monté en surface de magma rocheux (essentiellement basaltique) . Il en est tout autrement du volcanisme qui existe ou a pu exister dans les régions extérieures du Système solaire. Les plus gros satellites des planètes géantes (trois satellites galiléens de Jupiter, Titan,  et Triton) montrent des signes manifestes de volcanisme. Un volcanisme pourrait aussi avoir été actif sur Pluton.

Le volcanisme ancien de ces corps pourrait s'expliquer par la chaleur dégagée interne liée à la désintégration radioactive des isotopes instables qu'ils contiennent. Cette chaleur pourrait avoir été suffisante, pendant quelque temps pour causer une fonte partielle du matériau à l'intérieur de ces corps, générant ainsi un magma susceptible d'alimenter des volcans.

Mais dans le cas des satellites des planètes géantes, c'est d'autres mécanismes qu'il convient d'invoquer. Les forces de marée dues à l'interaction gravitationnelle avec leur planète et parfois avec d'autres satellites peuvent ainsi déformer le satellite, générer de la chaleur et provoquer des mouvements de matière dans ses régions intérieures et, éventuellement la formation de volcans.

La chaleur permet ainsi l'existence des volcans de soufre d'Io. Les autres satellites, principalement composés de glaces, sont, eux, le siège d'une forme particulière de volcanisme, appelée cryovolcanisme.  Les volcans cryovolcaniques, également appelés volcans de glace, sont des volcans qui émettent principalement des matériaux volatils tels que de l'eau, du dioxyde de carbone, du méthane, de l'ammoniac ou d'autres composés gelés plutôt que de la lave basaltique. Les éruptions peuvent produire des jets de gaz, de vapeur et de particules de glace. Les substances déversées peuvent créer des montagnes de glace et des plaines recouvertes de glace.

La Lune.
A l'époque où la Lune était géologiquement active, de la lave basaltique a été émise et a formé des volcans, mais aussi, lorsqu'elle était  issue de la remontée de magma le long des fissures créés par les impacts de gros corps météoritiques, le remplissage des cavités créées par ces mêmes impacts; processus qui a été à l'origine de la formation des mers lunaires.

Les anciens volcans que l'on observe sur la Lune peuvent être classés en deux types principaux : les volcans en bouclier et les volcans à cratère.

• Les volcans en bouclier sont de larges montagnes volcaniques plates et étalées. Certains volcans en bouclier peuvent s'étendre sur des dizaines de kilomètres de diamètre et atteindre des hauteurs de plusieurs kilomètres.

• Les volcans à cratère ont une forme plus conique avec un cratère au sommet.  Les volcans à cratère sont généralement plus petits, avec des cratères de quelques kilomètres de diamètre.

Io.
Les volcans d'Io sont principalement alimentés par des éruptions de soufre et de dioxyde de soufre, qui créent des coulées de lave de soufre en fusion et des panaches de gaz et de particules volcaniques s'élevant dans l'espace Ces volcans de soufre sont extrêmement dynamiques. Il ont des éruptions fréquentes et sont accompagnés de diverses autres structures volcaniques (des lacs de soufre liquide, en particulier).

Europe.
Europe est recouverte d'une croûte de glace et ses volcans sont des volcans de glace d'eau. Ils projettent des jets de particules de glace d'eau provenant de réservoirs souterrains, formant des geysers et contribuant à la formation de fractures sur la surface de cet autre satellite galiléen. 

Encelade.
Encelade, comme Europe abrite des geysers de glace d'eau. Ceux-ci sont sont éjectés depuis des fissures près de son pôle Sud. 

Titan.
Les volcans de Titan émettent principalement des matériaux organiques (méthane et éthane, principalement) sous forme de coulées liquides. Ils sont moins actifs que ceux d'Io, mais ils jouent un rôle essentiel dans le cycle des hydrocarbures de ce satellite de Saturne.

Triton.
Triton, satellite de Neptune, possède des geysers particules de glace d'azote qui ont été observés par la sonde Voyager 2. Les éruptions de glace d'azote contribuent à l'atmosphère de Triton et créent des formations géologiques particulières sur sa surface.

Pluton.
Pluton possède une source de chaleur interne due à la désintégration radioactive de certains éléments présents dans son noyau. Cette chaleur interne peut être suffisante pour provoquer des mouvements et des évolutions de surface, y compris des manifestations géologiques semblables à des volcans. Les observations de la sonde spatiale New Horizons qui ainsi révélé des plaines glacées et des montagnes sur Pluton, pourraient ainsi s'interpréter comme le résultat d'un cryovolcanisme ancien ou récent.  Des caldeiras, des cratères d'effondrement résultant d'éruptions volcaniques, pourraient exister sur Pluton. Les images montrent des signes de déformations  tectoniques et de fractures sur sa surface, qui pourraient être attribuables à des forces de pression et des mouvements de matériaux, souvent associés aux processus volcaniques.
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Les comètes.
Les noyaux cométaires sont le siège de phénomènes que l'on peut rattacher au cryovolcanisme. En se rapprochant du Soleil, qui réchauffe leur surface et sublime la glace qui les compose, certaines comètes peuvent expulser des matériaux glacés (eau, l'ammoniac, dioxyde de carbone) éventuellement sous forme éruptive, donnant lieu ainsi à des geysers de gaz et de poussières, dispersés ensuite dans l'espace et constituer la queue de la comète. Cependant, on est ici assez loin de ce que l'on entend ordinairement par volcanisme. 

Philippe Bourseiller, Catherine Guigon, La Terre en feu, Editions de la Martinière, 2009. - Jacques Bardintzeff, Volcanologue, de la vocation à la passion, Vuibert, 2009.  François Cariou, Les Volcans, Ouest-France, 2005. Bernhard Edmaier, Volcans, Nathan, 2005. Patrick Barois, Guide encyclopédique des volcans, Delachaux et Niestlé, 2004. Bertrand, Mythologies de l'Etna, Presses universitaires de Clermont-Ferrand, 2004. Charles Frankel, Les volcans du système solaire, Dunod,  1993. Pour les plus jeunes. Arnaud Guérin, Les volcans, cracheurs de feu, Milan, 2007. Bernhard Edmaier, Angelika Jung-Hüttl, Volcans, Nathan, 2004.