Roches et phénomènes ignés 3

a) Introduction

Fontaine de lave pendant l'éruption du Kilauea (Hawaii)

b)  Activité volcanique

N'importe quelle activité volcanique, qu'elle soit paroxysmale ou d'intensité modérée, est due, directement ou indirectement, à la libération plus ou moins violente des gaz dissous dans le magma. La manière selon laquelle se manifeste la séparation de la phase gazeuse à partir de la phase fondue dépend avant tout de la viscosité du magma et, en plus, des conditions géologiques qui en déterminent l'ascension. Il faut tenir compte avant tout de la différence entre l'activité des magmas fluides et celle des magmas visqueux. En effet, dans les magmas fluides l'activité explosive est très réduite, car les gaz peuvent se séparer facilement du bain fondu, qui arrive en surface et flue en formant une coulée de lave. Dans les magmas visqueux, au contraire, la libération des gaz, rendue difficile par les phénomènes de frictions internes, se fait pour cette raison de manière explosive; le magma fondu est ainsi morcelé et même pulvérisé, projeté dans l'air et déposé sous forme de matériaux pyroclastiques.  Des recherches statistiques sur l'activité volcanique démontrent que les volcans qui ont une activité essentiellement effusive et ceux qui ont une activité explosive sont fréquents, tandis que ceux qui ont une activité mixte sont rares.

Pour comprendre le mécanisme fondamental de l'activité volcanique, il est nécessaire de comprendre la rivalité entre la pression interne, due aux tensions partielles des gaz dissous dans le magma, et la pression extérieure. A grande profondeur, la pression extérieure est égale à la somme de la pression hydrostatique de la colonne magmatique sus-jacente et de la résistance due à la viscosité du magma. Elle dépasse la tension de vapeur due aux gaz dissous dans le magma. Le magma, contenant les gaz dissous à l'état moléculaire et donc pourvu de bulles, prend le nom d'hypomagma. A des profondeurs plus faibles, la pression extérieure diminue et devient moins élevée que la tension de vapeur. Par conséquent, une partie des gaz, pour rétablir l'équilibre entre la pression extérieure et la pression intérieure, se libère sous forme de bulles. Le magma bulleux et parfois mousseux est appelé pyromagma.  Dans la partie la plus haute de la cheminée volcanique, presque tous les gaz se libèrent ; il reste le magma dégazé, appelé aussi épimagma, qui, s'il est suffisamment fluide, peut s'épancher et former une coulée.

1°  Activité continue

La visibilité du phénomène externe dépend du niveau de la colonne magmatique dans la cheminée. Si le niveau du magma est à une profondeur telle que les petits morceaux de lave lancés en l'air par les explosions ne peuvent rejoindre la gueule du volcan, mais retombent dans la cheminée, le phénomène se réduit à l'émission à intervalles réguliers de bouffées de vapeur. Si le niveau du magma est beaucoup plus près de la gueule, les projections de lave se refroidissent et se consolident pendant leur trajectoire : on a alors des projections de scories non incandescentes qui retombent autour de la gueule. Enfin, si le niveau du magma a presque rejoint le fond du cratère, les morceaux de lave, encore liquides et incandescents, sont envoyés à quelques centaines de mètres de hauteur au-dessus du bord du cratère et donnent lieu à de spectaculaires fontaines de lave. Parfois, le magma peut déborder du cratère et former de petites coulées de lave très dégazées ou même s'infiltrer parmi les couches de scories du cône et réapparaître à une bouche plus ou moins éloignée du cratère.

Les bulles, pendant leur montée, augmentent de volume par suite de la diminution de pression et aussi parce qu'une nouvelle quantité de gaz leur est cédée par le magma. Par ailleurs, une bulle plus grande monte plus rapidement et englobe les autres bulles qui se trouvent sur son chemin. Elle s'agrandit et acquiert ainsi une vitesse beaucoup plus élevée que les autres bulles : ainsi se forment des trains de bulles avec une grosse bulle en tête. A son arrivée près de la surface, le train de bulles est gêné par une couche d'épimagma visqueux formé lors de la dernière explosion et non encore entraîné par la convexion biphasée. Lorsque la pression des bulles est plus élevée que la résistance et la tension superficielle de la couche d'épimagma, les bulles explosent violemment et lancent des morceaux de lave en l'air. Ces derniers retombent en partie dans la colonne magmatique et forment une couche d'épimagma qui gêne temporairement la libération du train de bulles suivant; c'est ainsi que l'on explique les intervalles plus ou moins longs entre les explosions.  Si l'épimagma, au lieu de descendre le long des parois de la cheminée, s'injecte dans un conduit latéral et arrive à la surface, on a une effusion lente subterminale, qui représente une autre forme d'activité continue. Le mécanisme des coulées subterminales s'explique de la manière suivante : quand le niveau du magma dans la cheminée est très haut, celui-ci exerce sur les parois une pression hydrostatique qui facilite sa pénétration dans les strates moins cohérentes du cône éruptif formé par l'accumulation de scories et fragments de lave plus ou moins soudés. Au fur et à mesure que le magma descend le long de la pente de la couche, la pression hydrostatique augmente à tel point qu'elle finit par vaincre la résistance du matériel sus-jacent. Il s'ouvre alors une gueule magmatique effusive, à partir de laquelle le magma, déjà dégazé dans le cratère, flue en formant une coulée, alimentée plus ou moins en fonction du niveau atteint par le magma dans la cheminée.

Une autre variété d'activité continue des magmas très fluides est la formation d'un lac de lave dans le cratère. C'est le cas du Kilauea (Hawaii) et du Niragongo (Congo) où la surface de la colonne magmatique s'est élevée jusqu'au cratère. La libération des gaz, dans un lac de lave, se fait de manière plutôt tranquille, non seulement parce que la surface de lac est suffisamment vaste, mais aussi parce que les réactions exothermiques entre les gaz volcaniques et l'oxygène atmosphérique provoquent une augmentation de la température, d'où une diminution de la viscosité du magma.

La croissance des dômes peut se poursuivre avec des fluctuations pendant des années; elle est parfois accompagnée de phénomènes explosifs qui peuvent prendre un caractère catastrophique si la pression des gaz à l'intérieur du conduit est très élevée. C'est dans des conditions analogues que prennent naissance les nuées ardentes, qui sont des suspensions incandescentes de particules solides et partiellement fondues dans la masse gazeuse très mobile. La nuée ardente est si lourde qu'elle dévale le flanc du volcan à une vitesse très élevée et détruit tout ce qu'elle rencontre sur son chemin. Un exemple classique de ce phénomène est la catastrophe de 1902, où une nuée ardente, descendue de la montagne Pelée, détruisit la ville de Saint-Pierre avec ses 29 000 habitants.

2°  Les éruptions à conduit ouvert

• Les éruptions « terminales »

Les éruptions terminales de magmas fluides constituent une réaction violente à la brusque chute de la colonne magmatique, à la suite de l'ouverture en profondeur d'une fissure qui n'atteint pas la surface. L'intensité de l'éruption terminale dépend de l'ampleur de la fracture et de la rapidité de son ouverture. La quantité d'hypomagma qui se transforme en pyromagma éruptible est proportionnelle à ces deux facteurs. La phénoménologie d'une éruption terminale peu violente est la suivante : un peu avant l'éruption, et par suite de l'abaissement de la colonne magmatique, le phénomène d'activité continue se réduit à l'émission de vapeur à partir de la cheminée centrale. Souvent, le matériel incohérent du cratère s'éboule et bouche la cheminée ; on a alors l'impression que le volcan est inactif. Le magma plus profond, saturé en gaz, devient sursaturé et commence à mousser. L'éruption débute par une forte explosion qui vide la cheminée du matériel éboulé précédemment; puis suivent des émissions de scories et de petites quantités de lave, qui augmentent au fur et à mesure jusqu'à former une fontaine de lave, laquelle alterne avec l'émission de coulées de laves. L'intensité de cette activité diminue progressivement avec des fluctuations, jusqu'au moment où tout le pyromagma est dégazé. Après une éruption semblable, vient une période de repos. Un exemple d'éruption terminale est celle qu'a connue l'Etna le 4 juillet 1964.

• Les éruptions latérales

Les éruptions des magmas fluides de ce type sont précédées par des secousses sismiques locales dues à la formation de fractures radiales en profondeur qui s'ouvrent par à-coups et se propagent jusqu'aux flancs du volcan. Le pyromagma de la cheminée pénètre immédiatement dans la fissure et favorise son ouverture jusqu'à la surface. Les violentes explosions qui suivent lancent en l'air la brèche d'ouverture, puis des scories et des petits morceaux de lave qui s'accumulent le long de la fissure et constituent de petits cônes adventifs alignés. Tandis que par les gueules plus hautes se libèrent des gaz chargés de particules solides et fondues, par les parties plus basses de la fracture s'échappent de puissantes coulées de lave de magma partiellement dégazé. Il en résulte une diminution de la pression hydrostatique et un abaissement de la colonne magmatique dans la cheminée centrale. Une grande quantité d'hypomagma se transforme en pyromagma qui laisse échapper, de manière très violente, une importante quantité de gaz, entraînant ainsi une éruption de cendres à partir du cratère central. Les épanchements de lave à partir des cratères latéraux et les éruptions de cendres du cratère central peuvent se répéter plusieurs fois. Après cette phase, le volcan rentre en période de repos. Le Vésuve, en 1906, et l'Etna, en 1892 et 1928, ont eu des éruptions latérales classiques. Si le magma est très visqueux, les laves ne peuvent s'épancher par les fractures latérales et les éruptions ne peuvent pas s'effectuer selon un processus analogue à celui que nous venons de décrire.

Représentation schématique des éruptions à conduit ouvert.  1.  Eruption terminale, 2.  Eruption subterminale, 3.  Eruption latérale, 4.  Eruption excentrée

3°  Éruptions à conduit fermé

Nous avons déjà souligné que, pendant l'activité continue des magmas fluides, la manifestation visible de l'extérieur est réduite à une émission plus ou moins rythmée de vapeur si le niveau de la colonne magmatique se trouve très bas dans la cheminée. Dans un cas semblable, il peut arriver que les parois de la cheminée et du cratère s'éboulent et constituent un bouchon qui obture la cheminée. L'activité continue est alors arrêtée et remplacée par une légère activité fumerollienne. Le bouchon est imperméabilisé par l'altération chimique, par la fusion et l'infiltration de magma qui se solidifie et se soude par refroidissement. Au-dessous du bouchon, naturellement, la tension des gaz qui s'accumulent augmente jusqu'à vaincre sa résistance mécanique. Après une série de secousses sismiques prémonitoires, le bouchon est brisé et éjecté avec une violence très grande. Suivent des émissions de scories, de lambeaux de magma, puis de lapilli et de cendres jusqu'à la libération de l'excès de gaz. Après un arrêt plus ou moins long, l'activité continue reprend.

Le caractère principal d'une telle éruption est la très longue période de calme qui la précède et pendant laquelle s'effectue une importante différenciation du magma. Après l'expulsion du bouchon, on assiste à une éruption très violente de ponces et de cendres qui, par différenciation, acquièrent une composition chimique changeant progressivement. Dans le cas des magmas visqueux, les reprises d'éruptions terminales sont fortement explosives. Avant l'éruption, la cheminée est bouchée par de la lave consolidée qui, au fur et à mesure, est réchauffée et refondue à sa base. Lorsque la tension des gaz dans le pyromagma dépasse la résistance mécanique du bouchon, ce dernier est brisé et éjecté. Les gaz chargés de ponces et de cendres sont émis jusqu'au moment où se rétablit l'équilibre entre la pression extérieure et la pression intérieure. Le volcan entre alors en période de calme. Des éruptions de ce type sont très fréquentes.

4°  Éruptions initiales

Par le terme d'éruption initiale, on désigne la naissance d'un nouveau volcan. Un très bel exemple de la naissance d'un volcan à magma très fluide est celle du Paricutin (Mexique) en 1943. Elle fut précédée par de violentes secousses sismiques locales et par le bombement du sol, au sommet duquel est apparue une fracture qui a émis, mélangé à des eaux souterraines, du matériel de la couverture. Suivirent des émissions de scories qui s'accumulèrent autour de la fissure et édifièrent un cône. Plusieurs émissions de lave se produisirent successivement.

Des éruptions initiales peuvent aussi avoir lieu en mer. Le mécanisme est le même que celui des éruptions subaériennes. En revanche, les phénomènes observés changent. Lorsque le magma vient au contact avec l'eau de la mer, on observe de très forts dégagements de vapeur qui traversent la surface marine et lancent en l'air des jets chargés de scories (noires) accompagnés de bouffées de vapeur (blanches). Les scories s'accumulent au fur et à mesure autour de la gueule sous-marine et constituent un cône qui peut s'élever au-dessus de la surface de la mer. Il en résulte que les éventuelles éruptions seront de type aérien.

5°  Volcanisme fissural

Contrairement aux volcans à cheminée centrale, dont les nombreuses éruptions se suivent à intervalles réguliers toujours à partir du même évent, les éruptions fissurales ne se répètent presque jamais à partir de la même fissure qui est définitivement bouchée par la lave consolidée. L'éruption du Laki (Islande), en 1783, se fit, selon Thoroddsen, par une fracture dont la longueur avoisina 25 km; environ 12 km³ de lave furent émis qui couvrirent une surface de plus de 565 km².

•  Éruptions fissurales sous-marines

Très fréquentes dans les fossés marins et océaniques, ces éruptions sont des émissions tranquilles sans phénomènes explosifs. En effet la pression hydrostatique élevée de la colonne d'eau empêche la formation de vapeur d'eau, tandis que les autres gaz volcaniques sont dissous par l'eau de mer. Si à la surface ces éruptions passent inaperçues, elles provoquent par exemple la rupture de câbles téléphoniques immergés. Les recherches géophysiques et surtout l'étude géologique des zones océaniques fossiles émergées mettent en évidence leur existence.

•  Éruptions fissurales ignimbritiques

Seuls les magmas visqueux peuvent donner des éruptions ignimbritiques. Il n'en existe pas d'observation directe, et leur allure est reconstituée par l'étude des produits émis. Des tremblements locaux précèdent l'ouverture d'une ou plusieurs fissures à partir desquelles, après l'émission des matériaux encaissants, s'échappent, avec des explosions violentes, des cendres et des ponces. Le pyromagma mousseux qui remplit la fissure présente, un peu avant de déborder, l'aspect d'un amas ponceux incomplètement rigide. Au fur et à mesure que la viscosité du magma augmente, les parois des bulles éclatent; ainsi, le pyromagma se transforme en une suspension d'esquilles de verre, de débris de ponces et de phénocristaux isolés dans une masse gazeuse incandescente. La suspension ainsi formée, du fait de la faible quantité de gaz éjectée par unité de temps et de surface, ne peut être envoyée en l'air et déborde de la fissure, d'où le nom de nuées ardentes débordantes. Sa mobilité est si forte qu'en un temps très bref elle se répand comme un fluide et couvre des surfaces très grandes. Pendant le dépôt des matériaux en suspension, la température est suffisante pour que les esquilles de verre et les ponces encore visqueuses soient, dans les parties inférieures et à l'intérieur du dépôt, écrasées et soudées à tel point que la roche qui en résulte ressemble à une coulée de lave. Vers le sommet et sur les bords de la formation, la roche, moins soudée, passe progressivement à un tuf cinéritique. Dans certains cas, à la fin de l'éruption, le magma dégazé monte le long de la fissure et forme, dans ou sur la couverture ignimbritique, des intrusions tardives. Le Monte Amiata, en Toscane, en est un exemple; on y rencontre en plus des rhéo-ignimbrites, c'est-à-dire des ignimbrites qui ont flué le long de terrains inclinés.

6°  L'activité fumerollienne

Dans toutes les régions volcaniques, les fumerolles dont la température varie entre 90 °C et 300 °C sont très fréquentes. On les désigne sous le nom de solfatares car elles contiennent, en plus de la vapeur d'eau, de l'hydrogène sulfuré, lequel, au contact de l'air, s'oxyde et dépose du soufre autour des évents. La solfatare de Pozzuoli en est un exemple classique.

Un type particulier de fumerolles est celui qui résulte de l'évaporation d'eaux phréatiques réchauffées par les plutons magmatiques existant en profondeur.

Le Steamboat geyser au Yellowstone.

c) Les produits de l'activité volcanique

1°  Les laves

• Morphologie des laves

Les laves sont des amas compacts d'épimagma consolidé. Les formes superficielles des coulées de lave dépendent, en plus de la viscosité de l'épimagma, de leur mode d'écoulement. Les laves très chaudes et fluides forment très rapidement une croûte visqueuse qui, trouée par la coulée de lave sous-jacente, est plus ou moins déformée sans pour cela se briser. Ainsi prennent naissance différents types morphologiques, comme les laves cordées, les laves en boyaux et les laves lisses, qui sont dans leur ensemble regroupées par le terme hawaïen de laves pahoehoe. Si la croûte ainsi formée, et devenue suffisamment rigide, est soumise à des tensions provoquées par un mouvement accéléré de la lave sous-jacente encore liquide, elle se morcelle et forme une lave en dalles. Si, au contraire, l'écoulement de la coulée est ralenti, la croûte déjà solidifiée est poussée vers le haut et, en se cassant, elle forme des protubérances. Des coulées noires fluides, mais encore relativement riches en gaz, se recouvrent de scories découpées ou plus ou moins arrondies; on les désigne sous le nom hawaïen de lave aa. Les coulées très visqueuses présentent un aspect nettement différent : leurs surfaces sont recouvertes de blocs anguleux et non scoriacés. On les appelle laves à blocs. La partie interne des coulées et des dômes est formée par de la roche compacte, souvent traversée de fractures orientées normalement aux surfaces de refroidissement et provoquées par la contraction thermique. II en résulte la structure prismatique bien connue.

Très souvent, on peut observer dans les coulées une séparation parallèle à la surface, due à l'écoulement laminaire de la lave devenue déjà très visqueuse, ce qui lui confère un aspect stratifié.

La fameuse "Chaussée des Géants" du comté d'Antrim en Irlande du Nord, est un exemple typique de fissuration en colonnes dans une coulée basaltique.

• Structure des laves

La structure d'une roche qui résulte de la solidification d'une masse magmatique complètement fondue, dépend de la vitesse du refroidissement. En effet, si celui-ci est très lent, les cristaux ont le temps de se former; la roche qui en résulte sera donc complètement cristallisée et aura une structure holocristalline à grain fin. Si, au contraire, le refroidissement est très rapide, les cristaux n'auront pas le temps de se former, et la masse fondue se consolidera en une roche complètement vitreuse (obsidienne). Entre les deux types de structures, holo­cristalline et vitreuse, on rencontre des types intermédiaires, dans lesquels de très petits cristaux (microlites) sont disséminés dans une pâte vitreuse (mésostase) : ce sont les structures microlitiques.  Mais le magma commence souvent à cristalliser très lentement, en profondeur, avant l'effusion. Au moment de l'éruption, existent déjà des cristaux qui sont entraînés à la surface par la lave fondue. Ces cristaux intratelluriques, plus grands que ceux qui se forment pendant le refroidissement de la coulée, prennent le nom de phéno-cristaux. La masse fondue dans laquelle se trouvent les phénocristaux se consolide, en fonction de sa vitesse de refroidissement, en une pâte de fond vitreuse, micro­cristalline, ou holocristalline à grain fin. Toutes ces structures à phénocristaux sont appelées porphyriques. Si la masse de fond est vitreuse, la structure est vitro-phyrique.

•Composition minéralogique des laves

Les minéraux qui se séparent dans un magma en cours de refroidissement sont, pour la majeure partie, des silicates de différentes espèces. En fonction de leur teneur dans la roche, ils se divisent en minéraux essentiels, minéraux accessoires et minéraux accidentels. Les composants essentiels se divisent à leur tour en minéraux sialiques (Si, Al), très fréquemment incolores, et en minéraux fémiques (Fe, M g) colorés en vert, marron et noir.

La miscibilité entre ces trois minéraux n'est pas complète. On peut ainsi distinguer deux séries : a) les feldspaths alcalins ou sodipotassiques avec la sanidine et l'anorthose ; b) les feldspaths calco-sodiques ou série continue des plagioclases (Ab, An avec un peu d'Or).

Les minéraux fémiques ou ferromagnésiens les plus importants sont les pyroxènes, les amphiboles, la biotite, les olivines et les mélilites. Parmi les pyroxènes les plus importants, se trouvent les pyroxènes monocliniques, ou clinopyroxènes, où l'on distingue des espèces minéralogiques caractéristiques des différents magmas : augites, pigeonites, aegyrine-augites, titano-augites.

Dans les roches volcaniques, assez rares, caractérisées par des teneurs élevées en calcium parallèlement à des teneurs déficitaires en silicium, apparaît la mélilite, mélange isomorphe de Ca₂(Mg, Fe)Si₂0₇ et de NaCaAlSi₂O₇. Une quantité excédentaire de calcium en présence de CO₂ aboutit à la formation de calcite (CaCO₃).

2°  Les produits pyroclastiques

On désigne par ce terme tout le matériel brisé émis par les éruptions à caractère explosif. Selon la nature et la grosseur des fragments, on distingue différents types de produits pyroclastiques.

Les ignimbrites sont aussi des couches très étendues de tufs soudés, déposés par des nuées ardentes émises pendant les éruptions fissurales de magmas acides très visqueux. Les parties centrales de ces dépôts sont facilement confondues avec des coulées de laves; elles en diffèrent toutefois : vers le haut, elles passent progressivement à des cinérites peu ou non soudées.

Bombe volcanique en "croûte de pain".  Puy de Lemptégy, Auvergne

3°  Les produits volcaniques sous-marin

La lave fluide qui s'épanche vers le fond de la mer est brusquement refroidie par l'eau et se désagrège en formant des amas de fragments vitreux, que l'on appelle hyaloclastites.  La lave, protégée par ces couches superficielles, forme un peu plus profondément des coulées compactes qui, par suite du refroidissement, acquièrent une structure prismée. Les coulées, entraînant de manière irrégulière la couche hyaloclastique sus-jacente, provoquent ainsi des fractures dans lesquelles pénètre la lave sous-jacente liquide; celle-ci forme ainsi des dykes. Au contact des hyaloclastites imbibées d'eau, ces intrusions se recouvrent aussi d'une couche vitreuse qui est, à son tour, partiellement désagrégée. Près de la surface de la coulée, par suite du brusque refroidissement, des amas de lave arrondis et recouverts d'une enveloppe vitreuse se forment fréquemment. Ils sont caractérisés par une structure interne rayonnante dont le refroidissement est responsable. En raison de leur forme, ils prennent le nom de pillowlavas, ou laves en oreiller.

d) Morphologie et structure des volcans

La morphologie et la structure des édifices volcaniques sont déterminées par des types d'éruptions qui dépendent de la nature des magmas, et en particulier de leur viscosité. D'autres facteurs très importants, comme l'état tectonique de la croûte terrestre, la stratigraphie, la topographie et le milieu (continental ou marin), interviennent de manière non négligeable. Le nombre de ces facteurs est à la base de la diversité des édifices volcaniques. Ainsi, chaque grand volcan présente des caractères qui lui sont propres, en raison non seulement des caractères cités ci-dessus, mais également de leur variation dans le temps. Chaque volcan résulte de l'histoire des éruptions qui l'ont construit avec les matériaux laviques ou pyroclastiques, ainsi que de l'évolution du milieu dans lequel il s'est agrandi.

Représentation schématique de divers types d'édifices volcaniques.  Volcan en bouclier (en haut), Stratovolcans (au centre), Volcan de Scories (en bas à gauche), Dôme endogène (en bas à droite).

1°  Les plateaux basaltiques

Les plateaux basaltiques sont des « volcans tabulaires » dus à des effusions successives de magmas basaltiques, très fluides, le long de fractures ou de failles très importantes. La structure de tels volcans est caractérisée par la superposition de puissantes couches basaltiques, traversées ça et là par de grands dykes. Le long de la faille même, on trouve de nombreux petits cônes de scories alignés, formés vers la fin de l'éruption, qui seront ensevelis successivement par les éruptions ultérieures.

2°  Les volcans en bouclier

Les volcans en bouclier, construits par de nombreuses éruptions centrales, ont la forme d'un cône très aplati avec des cratères sommitaux à parois presque verticales que l'on appelle pit craters, ou puys, lesquels sont parfois remplis par un lac de lave.

Le plus grand volcan en bouclier actif est le Mauna Loa (Hawaii), dont le sommet se situe à 4 200 m d'altitude et la base à plus de 5500 m sous la mer.

3°  Les stratovolcans

Les stratovolcans sont constitués par la superposition de strates pyroclastiques et de coulées de laves. La forme classique est conique avec des flancs convexes et, au sommet, un cratère en forme d'entonnoir.

Les stratovolcans les plus importants sont localisés dans les zones orogéniques autour du Pacifique, en Indonésie, etc. Les massifs du Mont-Doré et du Cantal, le Vésuve et le Stromboli sont des stratovolcans typiques tandis que l'Etna est un stratovolcan riche en coulées qui se rapproche des volcans en bouclier.

Chaîne des Puys en Auvergne

4°  Les couvertures ignimbritiques

Ces couvertures sont dues à des éruptions fissurales de magmas très visqueux. Le matériel qui les forme est émis sous forme de nuées ardentes débordantes. La structure interne des couches ignimbritiques, compacte dans les parties inférieures, plus poreuse vers le haut et les bordures, passe enfin progressivement à des tufs friables et stratifiés. La partie soudée, compacte, présente un débit grossièrement prismatique et irrégulier. Les fractures qui ont émis le matériel sont remplies par ce débit; elles sont toutefois invisibles car elles sont recouvertes par la couche ignimbritique.

D'énormes couches ignimbritiques engendrées par la superposition des produits de plusieurs éruptions linéaires recouvrent des surfaces très vastes, comme Taupo-Rotorua (26 000 km²) en Nouvelle-Zélande, et le lac Toba (25 000 km²) dans l'île de Sumatra.

5°  Les caldeiras et les effondrements volcano-tectoniques

Les caldeiras sont des zones topographiquement déprimées, de forme subcirculaire, créées par l'effondrement d'une partie de l'édifice volcanique à la suite d'éruptions ayant vidé la cheminée ainsi que, parfois, également les parties les plus hautes du réservoir magmatique. Si les effondrements postéruptifs se succèdent, il en résulte des caldeiras plus complexes avec des contours festonnés, comme celle des champs Phlégréens près de Naples. Dans de nombreux cas, l'activité volcanique continue après la formation de la caldeira et se manifeste par l'installation dans celle-ci d'un certain nombre de petits cônes.  C'est le cas des champs Phlégréens.  Un autre exemple fameux étant la caldeira du Tengger (Java), où l'on compte sept petits volcans.

Des caldeiras semblables, mais de dimensions plus grandes et de contours polygonaux, correspondent à des effondrements volcano-tectoniques qui se forment lors des grandes éruptions ignimbritiques le long des fractures.  Le lac Toba, précédemment cité, en est un exemple : son diamètre maximal atteint presque 90 km.

6°  Les horsts volcano-tectoniques

Si une masse magmatique s'insère à une profondeur de quelques kilomètres dans des roches de poids spécifique plus élevé, elle exerce une poussée d'Archimède suffisante pour fracturer le toit du bassin magmatique. Les lambeaux de roche ainsi formés sont ensuite soulevés à différents niveaux; on les appelle aussi des horsts volcano-tectoniques. Souvent, le long des fractures et des failles qui délimitent les différents panneaux ou lambeaux, se manifestent des éruptions volcaniques qui construisent de petits volcans. Un exemple classique est celui du horst de l'île d'Ischia.

7°  Les volcans composites

Dans de nombreux volcans, l'axe éruptif se déplace, latéralement, provoquant ainsi la formation de différents cônes qui se recoupent. Des volcans très complexes prennent ainsi naissance : on les qualifie de composites.

L'Etna est un exemple de volcan composite, formé par différents appareils volcaniques ensevelis sous les projections plus récentes. A la base de l'Etna, il y a des basaltes sous-marins sur lesquels se forment des stratovolcans, parmi lesquels le Calanna et le Trifôglietto avec sa vaste caldeira sommitale que l'on appelle Valle del Bove. L'ensemble a subi un soulèvement intense par à-coups, dû à la tectonique régionale. C'est sur le flanc occidental de la Valle del Bove que s'est formé l'Etna actuel en activité. Cette structure volcanique, déjà très complexe, a été encore compliquée par de nombreuses éruptions excentriques qui ont construit des petits volcans de scories avec d'importantes coulées de lave.

Le Vésuve est un autre exemple de volcan composite. Son activité a commencé par la formation de couches ignimbritiques et de dômes trachytiques sur lesquels s'est installé un grand stratovolcan : le Monte Somma; ensuite, la partie centrale du volcan s'est effondrée, formant ainsi la caldeira sommitale dans laquelle, à une époque historique, est apparu l'actuel volcan actif.

Les chaînes de volcans installés sur une même fracture sont assez fréquentes. Les alignements de volcans construits par différentes éruptions ne doivent pas être confondus avec les petits cônes qui se forment sur une seule fracture au cours d'une éruption fissurale. Un exemple caractéristique de volcans alignés est celui de la chaîne des Puys, en Auvergne.

8°  Les volcans sous-marins

Différents types de volcans composites