Le volcanisme dans l'Arc antillais (1)

Le volcanisme dans l'Arc antillais (1)

 

 

par André Guyard et Serge Warin

(dernière mise à jour : mars 2015)

 

 

Cette série d'articles comporte sept volets précédés de quelques généralités sur le volcanisme.

 

Les différents types de volcans

 

Le schéma ci-dessous définit la nomenclature relative au volcanisme.

 

Un volcan est une ouverture qui permet au magma de quitter le manteau. Le magma peut monter directement, sans s'arrêter par un conduit, la cheminée (2) qui émerge en surface ou remplir un vide de l'écorce créant ainsi un réservoir magmatique (1) pouvant alimenter un ou plusieurs volcans. La montagne formée par l'accumulation des produits rejetés est le cône volcanique (4). Au sommet du cône, la cheminée débouche généralement dans une cuvette nommée cratère (3). Débouchant du cratère, le magma se répand en coulées (5) sur les flancs du volcan. Des cônes adventifs (7) peuvent se former.

 

Le magma est un mélange de lave, masse passive de roche fondue à haute température (plus de 1000°C), et de gaz sous très haute pression. Les gaz, principalement de l'eau et de l'hydrogène, sont l'élément moteur des éruptions ; en montant ils entraînent la lave comme le gaz du soda entraîne le liquide lorsqu'on débouche, sous forme de mousse. Partant d'une grande profondeur (80 kms), le magma va s'infiltrer jusquà un lac à 30 kms de profondeur. Ce dernier lac va être entraîné et se déformer jusqu'à la base de la lithosphère. Les derniers kilomètres seront parcourus par le magma en suivant des chenaux de dissolution creusés dans des zones poreuses pour gagner un lac secondaire sous la croûte d'où il pourra se vider en surface.

 

Selon leur mode d'alimentation en magma, on distingue différents types de volcans.

 

 

Volcans de dorsales océaniques

 

La lithosphère - les cent premiers kilomètres rigides comprenant la croûte et une partie du manteau - compte une dizaine de plaques tectoniques jointives en déplacement les unes par rapport aux autres. À certains endroits, comme le long des "dorsales océaniques", deux plaques s'écartent et le manteau sous-jacent se fige au contact de l'eau pour former une jeune croûte océanique. C'est le volcanisme des dorsales qui représente les trois-quarts de l'activité de la planète. La dorsale médio-atlantique forme ainsi une chaîne continue de volcans sous-marins avec une émergence au niveau de l'Islande (voir sur ce blog : l'éruption de l'Eyjafjöll et les manifestations volcaniques en Islande.

 

Volcans de subduction

 

À d'autres endroits, dans les "zones de subduction", à la jonction d'une plaque océanique et  d'une plaque continentale, c'est la plaque océanique, plus lourde, qui s'enfonce au sein du manteau : cette convergence s'effectue à une vitesse de quelques centimètres par an et la friction qui en résulte échauffe et liquéfie partiellement et par endroits le manteau. La roche fondue, plus légère, remonte et forme le magma des volcans de zone de subduction. Ainsi, la très grande majorité des volcans est concentrée le long des frontières de plaques.

 

Volcans de point chaud

 

À ces deux types de volcans s'ajoute un troisième un peu atypique, car situé au beau milieu d'une plaque : les volcans de point chaud. La lave des volcans de point chaud provient d'une très grande profondeur (2900 km), à la base du manteau inférieur. Ces remontées sont considérées comme fixes, à l'image d'un repère lié au centre de la Terre, indépendant du mouvement des plaques. Au fur et à mesure de l'avancée de la plaque tectonique, le panache profond crée un nouveau volcan. L'exemple type se situe dans le Pacifique à Hawaii, qui est formée par une chaîne de volcans. Le Kilauea est en éruption permanente mais, sur la même ligne, comme une traînée, d'autres édifices ont été actifs : le Mauna Kea et le Mauna Loa... Dans quelques dizaines de milliers d'années, le Kilauea n'aura plus d'activité volcanique et laissera émerger le Lohii, qui se trouve aujourd'hui sous l'eau. Ainsi la chaîne de Hawaii permet de reconstituer l'histoire du mouvement des plaques.

 

Panache volcanique

(d'après Montagner 2010)

 

Phénomènes associés au volcanisme

 

 

Le thermalisme est lié au volcanisme. Les eaux pluviales s'infiltrent jusqu'au niveau de zones chaudes et peuvent réémerger sous forme de sources d'eau chaude. Par percolation, l'eau peut se charger en matières minérales (voir schéma ci-dessus). Le contact de l'eau avec la chambre magmatique engendre des geysers ou même provoquer une éruption dite phréatique (voir plus loin).

 

Origine du volcanisme dans les Antilles

 

 

La Caraïbe correspond à une zone de subduction. En effet, la plaque caraïbe est prise en tenaille entre les plaques nord-américaine, sud-américaine et des Cocos et se déplace avec difficulté. Le fond de l'Atlantique, poussé par l'apport ininterrompu de matière provenant de la dorsale médio-océanique, vient buter contre la plaque caraïbe et plonger sous cet obstacle. C'est à ce niveau de subduction que se manifestent volcanisme et séismes.

 

 

L'augmentation de température due à la plongée des roches dans le manteau, mais aussi aux frottements fantastiques des deux masses qui s'affrontent, réentraîne la fusion de la plaque océanique saturée d'eau en profondeur, ce qui provoque la fusion partielle de roches et la transforme en un magma actif qui monte, fait éruption et construit un chapelet d'édifices volcaniques : l'Arc des Petites Antilles.

 

Volcans et types d'éruption

 

Pendant longtemps, les volcans ont été classés en quatre types principaux (hawaiien, strombolien, vulcanien et péléen) selon les éruptions observées.

 

Jusqu'à présent, on classait les éruptions volcaniques, aussi bien aériennes que sous-marines, selon leur style éruptif en deux grandes catégories : les éruptions à dominante effusive et les éruptions à dominante explosive. La différence réside dans le type de lave et la facilité avec laquelle les gaz, dissous dans celle-ci, s’échappent. Dans les éruptions effusives, la lave, basaltique et pauvre en silice, est fluide, ce qui facilite le dégazage. Dans les éruptions explosives, au contraire, la lave est visqueuse et le gaz se libère difficilement, ce qui provoque des explosions violentes.

 

Les types d'éruptions

 

Comme nous l'avons signalé plus haut, les volcans relâchent principalement de la lave et des gaz (vapeur d'eau, gaz carbonique (CO₂), dioxyde de soufre (SO₂), gaz toxiques comme le chlore et le fluor...). Ces gaz comportent souvent des aérosols et des particules solides. Selon le type de volcans, on aura différents types d'éruptions.

 

Une éruption effusive rejette une lave fluide, dont la température peut atteindre 1200 °C, contenant peu de gaz, qui s'épanche en coulées sur les flancs du volcan. Sa fluidité témoigne de sa faible teneur en silice (SiO₂) - moins de 50% -, signe qu'elle n'a pas résidé longtemps dans la chambre magmatique, ce réservoir situé à quelques kilomètres de profondeur où le magma s'enrichit en silice par différents processus physico-chimiques. En refroidissant, elle se transforme en une roche sombre appelée basalte. C'est le cas généralement des volcans de point chaud, comme le Piton de la Fournaise à la Réunion ou le Kilauea à Hawaii, où la lave atteint l'océan sans représenter un grand danger pour les visiteurs du parc naturel.

 

Les éruptions explosives, dangereuses, éjectent des laves plus visqueuses, qui prennent parfois la forme de pierres ponces, et plus riches en gaz. C'est généralement le cas des volcans de zones de subduction. Leur teneur en silice est plus importante, preuve qu'elles ont résidé longuement dans les profondeurs du volcan. En refroidissant, la lave forme une roche plus claire appelée andésite. C'est le cas de la Montagne Pelée en Martinique.

 

Un nouveau type d’éruptions volcaniques sous-marines, non explosif mais qui produit des pierres ponces, a été identifié en 2012 des volcanologues néo-zélandais ont décrit un volcanisme de 3^e type. D'après eux, il n'existe pas deux, mais trois types de volcanisme. Ces volcanologues de l'université Victoria de Wellington (Nouvelle-Zélande) ont dénommé ce troisième type : le tangaroan, du nom du dieu maori de la mer. Ce type d'éruption se caractérise par des laves riches en gaz, qui se figent dans l'eau pour donner des roches semblables à des pierres ponces. Celles-ci ont été observées sur le volcan Macauley qui fait partie de l'arc volcanique des îles Kermadec, dans la région sud-ouest du Pacifique.

 

La caldera de Macauley et son volcan sous-marin. Des débris de pierres ponces sont présents partout sur le plancher océanique.

 

Tangaroa, le Dieu de la mer de la mythologie maorie, a donné son nom au bateau scientifique à bord duquel Melissa Rotella, de l’Université Victoria à Wellington (Nouvelle-Zélande), et ses collègues ont étudié les éruptions volcaniques sous-marines. L'analyse des pierres ponces qu'ils ont récoltées suggère l’existence d’un nouveau type d’éruption volcanique sous-marine qui n’est ni effusif, ni explosif. Les chercheurs ont qualifié ces explosions de « tangaroanes ».

 

La particularité des éruptions sous-marines est la présence de l’eau, qui refroidit très rapidement la lave. Lors de l'éruption, quand la lave remonte, la pression chute et le gaz dissous forme alors des bulles. Dans les éruptions effusives, ces bulles s’échappent facilement et la lave s’écoule sur le fond marin en formant un dôme. Dans le cas d’éruptions explosives, la viscosité freine l'échappement des bulles de gaz, qui grossissent rapidement, mais se figent dans la roche lorsque la lave se solidifie : il se forme des pierres ponces. En raison de leur faible densité, ces roches remontent à la surface de l’océan, avant que les vagues ne les fragmentent et qu'elles ne se remplissent d’eau et coulent. Les pierres ponces sont ainsi l'un des éléments essentiels pour étudier les éruptions sous-marines.

 

M. Rotella et ses collègues ont analysé les pierres ponces émises par trois volcans sous-marins appartenant à l’arc volcanique de Kermadec, au Sud-Ouest de l’océan Pacifique : Macauley, Raoul et Healy. Ils ont étudié la structure et l’abondance des bulles par rapport au volume total, c'est-à-dire la « vésicularité ». Ils ont découvert que la densité des fragments de pierres ponces issues de l’éruption du volcan Macauley présente plus de variété : un grand nombre de fragments ont une vésicularité élevée, de l’ordre de 90 pour cent, tandis que la vésicularité du reste s'étale entre 65 et 80 pour cent. Or les pierres ponces provenant des éruptions sous-marines explosives ont habituellement une vésicularité qui varie très peu autour de 80 pour cent, tandis que les épanchements effusifs ont une vésicularité de l’ordre de 60 pour cent.

 

L’aspect unique des restes de pierre ponce du volcan Macauley s’explique probablement par un mode éruptif différent. Les volcanologues ont proposé un mécanisme intermédiaire, entre effusif et explosif. Lors d'une telle « éruption tangaroane », dans la cheminée du volcan, un grand nombre de bulles se formeraient, donnant une consistance mousseuse à la lave, puis des « ballons » de lave se détacheraient et commenceraient leur ascension vers la surface. Au contact de l’eau, une croûte se solidifierait sur ces ballons et empêcherait le gaz de s’échapper. Les bulles continueraient de grandir à l’intérieur à mesure que la pression baisse, occupant ainsi un volume important. Après fragmentation, les restes de pierre ponce auront une vésicularité plus ou moins grande selon qu’ils proviennent du centre ou de la surface des ballons. Ce scénario permet d’expliquer l’aspect varié des pierres ponces du volcan Macauley et offre une nouvelle perspective dans la compréhension encore incomplète des éruptions sous-marines.

 

Pour en savoir plus concernant ce type de volcanisme, le tangaroan :

• M. D. Rotella et al., Highly vesicular pumice generated by buoyant detachment of magma in subaqueous volcanism, Nature Geoscience, vol. 6, pp. 129-132, 2013.

• Article de Pour la Science mars 2013.

 

Cette répartition du type éruptif reflète les différentes compositions des magmas émis. Notons qu'un volcan peut connaître au cours de sa vie, voire au cours d'une même éruption, des styles éruptifs distincts  où la présence des gaz, en particulier de la vapeur d'eau joue un rôle considérable.

 

Longtemps, la volcanologie n'a été qu'une science d'observation. Sans doute est-ce pourquoi son vocabulaire et ses concepts restent souvent éloignés des explications physico-chimiques… Les volcanologues ont ainsi décrit de nombreux styles éruptifs – hawaïen, strombolien, vulcanien, péléen, plinien, fissural, islandais, etc. – pour ne, finalement, garder que les cinq premiers. Ils ont aussi créé d'autres classifications, telle l'opposition entre volcans rouges et gris, ou encore entre volcans effusifs et explosifs…

 

Toutefois, l'étude des volcans actifs a montré qu'un édifice volcanique peut d'une éruption à l'autre, voire au cours d'une même éruption, passer d'une activité rouge à grise, changer de style éruptif ou devenir explosif alors qu'il était effusif… Ainsi, en 2010, le volcan islandais Eyjafjöll a bloqué l'espace aérien européen en passant d'un style d'éruption effusif à un style explosif. De même, la Soufrière-Hills de Montserrat, dans les Antilles (voir article), a connu depuis 1995 pratiquement tous les styles éruptifs possibles. Ces styles ne sont donc guère caractéristiques d'un volcan, mais uniquement d'une phase de l'éruption.

 

L'opposition entre « volcans rouges », qui produisent une lave fluide, et « volcans gris », qui émettent des produits pyroclastiques lors d'éruptions violentes, semble aussi réductrice. Si chaque style est associé à certains types de produits éruptifs, un volcan ne développe jamais exactement les mêmes types de lave au cours de sa période d'activité.

 

Les éléments volatils du magma (les gaz dont la vapeur d'eau) jouent un rôle essentiel dans le mécanisme éruptif.

 

De même, si l'on s'est longtemps concentré sur le volume de gaz émis au cours d'une éruption, il semble que ce qui influence vraiment son déroulement est la façon dont le gaz s'exsolve (se sépare) de la roche en fusion lors de l'ascension du magma, phénomène qui est contrôlé par la vitesse de la remontée. Bref, nos connaissances volcanologiques actuelles ont rendu largement obsolètes les classifications anciennes.

 

Pourquoi ? Essentiellement parce que l'étude physico-chimique des fluides géologiques a permis de comprendre que les éléments volatils du magma (les gaz) jouent un rôle essentiel dans le mécanisme éruptif. Or l'eau est le plus abondant des volatils, de sorte que pour appréhender le mécanisme éruptif, il faut s'intéresser de près au rôle qu'elle joue dans la formation des magmas et dans leur ascension jusqu'à la surface. En effet, l'eau et les fluides géologiques jouent un rôle majeur non seulement dès le stade de la genèse du magma, mais aussi tout au long de sa remontée. Ce sont en particulier la quantité d'eau dissoute dans le magma et la manière dont la vapeur se sépare de la phase solide, qui contrôlent les régimes éruptifs. L'hydrovolcanologie est donc une partie essentielle de la volcanologie.

 

Depuis que les astronautes ont observé notre planète de l'espace, elle a pris le nom de « planète bleue », tant l'eau y abonde : 71 % de la surface terrestre est couverte d'océans. Mais ce que l'on a omis de considérer, c'est que la majorité des planchers océaniques sont de nature volcanique. Sur les terres émergées, on dénombre environ 1 500 volcans qui ont été actifs au cours de l'Holocène (les 10 000 dernières années). Or sur le plancher océanique, il y aurait, estime-t-on, au moins 1,5 million d'édifices volcaniques. Notre planète océane est aussi une planète volcan ! Pour preuve, sur Terre, les roches d'origine magmatique l'emportent largement sur les roches sédimentaires.

 

Quelle que soit son origine, l'eau des profondeurs influe de façon cruciale sur les propriétés physico-chimiques du manteau supérieur.

 

Voyons comment. Le magma primaire, celui qui apparaît loin en profondeur sous la croûte, se forme par fusion partielle à partir des péridotites. A priori, se dit-on, ce matériau fond quand la température s'élève, par exemple quand la convection fait remonter des roches profondes et très chaudes, donc moins denses. Toutefois, la hausse de la température ne joue qu'un rôle mineur par rapport à celui de la baisse de pression qui accompagne la remontée.

 

Franchir le solidus

 

En effet, pour qu'une roche fonde, il faut soit augmenter sa température, soit abaisser la pression qu'elle subit. Cela revient à dire que sur la carte de tous ses états physiques possibles – son « diagramme de phase » – il faut lui faire franchir le solidus, la courbe tracée par ses points de fusion en fonction de la pression et de la température . Le solidus est donc la courbe qui sépare la région du diagramme où la roche est à l'état purement solide de celle où elle est partiellement fondue.

 

On constate que, à pression donnée, la température de fusion d'un type de roche est plus basse quand cette roche est hydratée ou contient de l'eau. En d'autres termes, au cours de la baisse de pression accompagnant leur remontée, les roches hydratées franchiront plus facilement le solidus que les roches sèches . Ainsi, l'addition à une roche de seulement 1 % d'eau abaisse son point de fusion d'environ 100 °C. La température d'une roche variant peu au cours de sa remontée, il y aura donc plus facilement fusion partielle en présence d'eau ou lorsque la pression diminue. Ces deux mécanismes de déclenchement de la fusion partielle sont de loin les plus fréquents.

 

Lorsque la roche commence à fondre, un liquide interstitiel apparaît. De 20 à 30 % seulement de la masse de roche-mère est susceptible de fondre. Plus chaud et moins dense que le solide environnant, le liquide formé tend à remonter vers la surface. Son ascension dure généralement des milliers, voire des centaines de milliers d'années, mais il arrive dans certains cas que sa durée n'excède pas quelques mois. Ce sont en fait des volumes de magma – ce que l'on nomme des diapirs – qui remontent. Les lampes à lave, ces lampes décoratives à l'intérieur desquelles des « bulles » de cire fondue se distinguent d'une masse avant de remonter très lentement donnent une idée de l'ascension d'un diapir.

 

Un magma riche en eau

 

Due à la différence entre la densité du manteau et celle de la croûte, la poussée d'Archimède subie par le diapir tend à diminuer au fil de la remontée. Un équilibre (temporaire) entre cette poussée et les forces de pression finit par s'établir, et un réservoir de magma se forme, typiquement à plusieurs kilomètres ou dizaines de kilomètres de profondeur . C'est là, dans la chambre magmatique, que les substances volatiles vont commencer à jouer un rôle.

 

Les gaz volcaniques émis par les volcans sont, par ordre d'importance, composés d'eau (50 à 90 %), de dioxyde de carbone (CO₂, 5 à 25 %) et de dioxyde de soufre (SO₂, 3 à 25 %). Viennent ensuite d'autres composés volatils en bien plus faibles proportions, tel le monoxyde de carbone (CO), l'acide chlorhydrique (HCl), le dihydrogène (H₂), l'hydrogène sulfuré (H₂S), l'acide fluorhydrique (HF), le soufre (S₂ est la forme dominante à haute température) et l'hélium (He).

 

Ces gaz volcaniques sont libérés en des proportions variables selon la température et la composition du magma, non seulement pendant l'éruption à proprement parler, mais aussi à la faveur des phénomènes pré- et post-éruptifs, tels les fumerolles ou encore les solfatares. Leur apparition et augmentation pendant la phase pré-éruptive sont des signes forts de maturation et d'ascension de magma, raison pour laquelle les gaz volcaniques constituent un indice de grand intérêt pour la prévision de l'activité volcanique.

 

L'eau est le principal composé volatil des magmas, le dioxyde de carbone et les autres gaz étant moins solubles. Cela n'empêche pas que les émissions volcaniques de dioxyde de carbone et de dioxyde de soufre jouent un rôle climatique significatif lors des éruptions majeures. Tous ces composés volatils trouvent leur origine dans la composition des roches mantelliques, c'est-à-dire des péridotites. Ils se dégagent progressivement de leur matrice minérale en fonction des conditions ambiantes de pression et de teneur en eau.

 

Les magmas terrestres peuvent renfermer jusqu'à 10 % de leur masse en eau. Ces concentrations extrêmes se rencontrent dans les séries magmatiques des zones de subduction, puisque les plaques plongeantes sont saturées d'eau ; ailleurs, des valeurs de 4 % à 5 % sont fréquentes. D'une manière générale, on trouve 1 % d'eau dans des basaltes, 2 à 3 % dans les andésites et jusqu'à 7 % d'eau dans les rhyolites. Toutefois, il s'agit là d'eau encore constitutive de ces roches, après que les magmas dont elles sont issues ont dégazé. Le magma qui leur a donné naissance était donc plus riche en eau, d'autant plus que le dégazage aura été important.

 

L'eau a une influence considérable sur les propriétés physiques et chimiques des magmas. Après la fusion partielle, la présence d'eau dans les liquides silicatés a aussi une grande influence sur l'ascension des liquides magmatiques, sur leurs dégazages, sur la cristallisation qui se produit en leur sein et sur leur viscosité. Quelques pour cent d'eau suffisent à abaisser la viscosité d'un magma de plus de six ordres de grandeur, c'est-à-dire à la diviser par 1 000 000 !

 

Au cours du processus de cristallisation fractionnée, des minéraux hydroxylés (amphiboles, micas) se forment en fixant des ions hydroxyles (oh^–), donc de l'eau. Les amphiboles, par exemple, sont stables dans une gamme de pression allant jusqu'à deux ou trois gigapascals (20 000 à 30 000 atmosphères). Elles contiennent environ 2 % d'eau. Lors de la cristallisation des amphiboles, le magma résiduel s'appauvrit en eau.

 

Toutefois, les amphiboles sont susceptibles de se déstabiliser pendant la remontée avec l'évolution des conditions thermodynamiques, par exemple quand la pression baisse ou quand la température augmente à la suite d'une réalimentation de la chambre magmatique. Elles libèrent alors leur eau dans le magma. Ce phénomène constitue un apport d'eau considérable. Des travaux expérimentaux ont indiqué que cette libération se produit lors de la remontée du magma à une profondeur de 5 000 à 8 000 mètres. Les micas, dont la structure contient 4 % d'eau, jouent un rôle similaire.

 

En restituant leur eau au cours de l'ascension, les minéraux peuvent jouer un rôle critique. Cette eau devient de la vapeur qui, parce qu'elle occupe sous cette forme gazeuse un volume bien plus important (il est plus de 1 400 fois supérieur, à la pression atmosphérique), est susceptible, avec les autres gaz volcaniques, d'entraîner une éruption.

 

On évoquera également les éruptions phréatiques dues à la pénétration des eaux de pluie jusqu'au contact de la chambre magmatique. Le contact de l'eau avec le magma va projeter poussières, blocs et bombes volcaniques à l'extérieur par ramonage des fissures ou des anciennes cheminées et provoquer des lahars, rivières de boue destructrices qui vont dévaler les pentes. C'est le cas de l'éruption de 1976 à la Soufrière de Guadeloupe.

 

Évolution du magma au cours de sa remontée

 

À quelques kilomètres de profondeur, au niveau d'une chambre magmatique, le magma contient une certaine quantité d'éléments volatils dissous, principalement de l'eau, mais aussi du dioxyde de carbone et du dioxyde de soufre, ainsi que des éléments halogènes (fluor, chlore, brome, iode). Quand une partie des éléments volatils dissous atteint son seuil de solubilité, ils s'exsolvent, formant ainsi des bulles. Celles-ci, en allégeant le magma, favorisent sa montée vers la surface. La diminution de pression au cours de la remontée du magma entraîne une augmentation progressive du volume de gaz (les bulles sont de plus en plus nombreuses et grosses) et de la vitesse d'ascension du magma.

 

 

Décompression explosive du magma

 

Dans son parcours vers la surface, le magma primaire subit une très importante décompression. L'origine des magmas primaires provenant du manteau dépend du contexte géodynamique, mais elle est généralement située entre 50 et 150 kilomètres de profondeur. Or à 100 kilomètres de profondeur, la pression est de trois gigapascals, soit 30 000 atmosphères. Ainsi, lorsque le magma arrive en surface, la pression qu'il subit a été divisée par un facteur compris entre 15 000 et 50 000.

 

La pression régnant dans la chambre magmatique va dépendre directement de la teneur initiale en eau du magma. En profondeur, l'eau est entièrement dissoute dans le liquide magmatique. Étant donné les conditions de température et de pression, elle se trouve dans un état dit supercritique, intermédiaire entre ceux de gaz et de liquide. Au cours de sa remontée, lorsque la pression devient inférieure à 218 atmosphères, l'eau passe à l'état gazeux.

 

Le magma s'échappe s'il parvient à vaincre la pression externe

 

Le magma s'échappe de la chambre magmatique s'il parvient à vaincre la pression dite externe exercée par les terrains sus-jacents. Pour qu'un filon de magma – ce que les géologues nomment un dyke – s'infiltre dans les roches recouvrant la chambre magmatique, il faut donc que la pression interne dépasse la pression externe. Lorsque l'un de ces dykes atteint la surface, on assiste à une éruption. Cela exige le développement d'une importante surpression dans la chambre magmatique : le calcul montre qu'elle doit être de l'ordre du double de la pression externe.

 

C'est pourquoi les éruptions sont rares : d'après les observations d'anciennes chambres magmatiques visibles en surface, seuls 10 à 25 % des dykes atteignent la surface. Si tous les dykes débouchaient en surface, il y aurait donc au bas mot quatre fois plus d'éruptions…

 

Donnons une idée de l'évolution des volumes due à la décompression. Dans le cas d'un magma contenant 3 % à 6 % d'eau, on calcule que les composés volatils, qui occupaient 1 % du volume à 3 000 mètres de profondeur, en occuperont 91 % à la pression atmosphérique .

 

Comme la pression diminue au cours de l'ascension, le magma finit par se saturer en eau. Les seuils de solubilité des composés volatils sont franchis, ce qui conduit à la formation de nombreuses bulles de vapeur, de dioxyde de carbone et d'autres gaz… Devenu ainsi biphasique (un système liquide-gaz), voire triphasique (un système solide-liquide-gaz) quand il y a des cristaux, le magma a désormais perdu en densité et gagné en volume.

 

L'ascension se poursuivant et la pression continuant à décroître, la quantité de bulles par unité de volume augmente ; cette évolution entraîne la coalescence des bulles, qui grossissent et que la poussée d'Archimède emporte alors plus vite vers le haut.

 

Le type d'éruption sur lequel débouche ce processus dépend essentiellement de la composition initiale du magma, et notamment de sa richesse en eau. La mousse magmatique a tendance à remonter d'autant plus rapidement que le liquide lui ayant donné naissance est fluide, ce qui facilite l'ascension des bulles de gaz. C'est pourquoi un magma basaltique (les magmas basaltiques sont plus fluides) riche en eau conduit à des styles éruptifs plutôt effusifs.

 

Au contraire, dans un magma riche en eau mais visqueux, la viscosité élevée limite la séparation des composés volatils de leur milieu liquide. Toutefois, une fois que les bulles de gaz représentent 70 à 80 % du volume, le liquide magmatique subit une brutale fragmentation, à l'origine de la phase explosive de l'éruption. Le magma plein de bulles de gaz en suspension s'est mué en un écoulement gazeux qui transporte des fragments de liquide. Ce processus s'accélère dans la cheminée volcanique lorsque ce mélange en expansion s'approche de la surface. Parvenu dans l'atmosphère, l'écoulement prend la forme d'un jet turbulent transportant des particules brûlantes, c'est-à-dire des cendres, des bombes volcaniques et autres pyroclastes.

 

Dans le cas des volcans émergés, la présence de composés volatils dans les magmas impose donc que l'éruption commence toujours par une phase explosive, même si cette dernière n'est que brève. C'est une fois que cette première phase explosive est achevée, c'est-à-dire que le magma est largement dégazé, que suit éventuellement une phase effusive accompagnée d'émissions de laves. Divers scénarios, tels la présence d'un bouchon dans la cheminée, ou la cristallisation due au refroidissement d'un magma en ascension lente, peuvent entraîner une forte surpression interne, puis la pulvérisation cataclysmique du toit de l'édifice volcanique. Ce fut le cas en 1991 du Pinatubo, aux Philippines, ou en 1980 du mont Saint-Helens. Lors de leurs explosions, le sommet du Pinatubo a perdu 145 mètres, tandis que celui du mont Saint-Helens en a perdu pas moins de 430 !

 

Styles strombolien et hawaiien

 

Un magma pauvre en silice et de faible viscosité est dit peu différencié : c'est un magma basique qui est fluide, tel par exemple le basalte. Les bulles de gaz formées se déplacent facilement dans le liquide magmatique et peuvent avoir une vitesse supérieure à ce dernier. Le dégazage se fait aisément et les bulles de gaz formées, de plus en plus grosses suite à la décompression et par coalescence, éclatent en surface de façon intermittente. Dans ce cas, les explosions sont nombreuses, mais de faible intensité, on parle de style éruptif "strombolien".

 

Quand la quantité de gaz est très importante, un dégazage continu conduit à la formation de fontaines de lave: c'est le style éruptif "hawaiien". Dans ces deux cas, le magma qui arrive à la surface est très dégazé et s'épanche donnant ainsi des coulées de lave. Ces styles éruptifs caractérisent principalement les volcans impliquant des magmas basiques, comme les volcans de point chaud, tels ceux d'Hawaii et le Piton de la Fournaise à la Réunion.

 

Styles volcanien et plinien

 

Un magma différencié s'est enrichi en silice et est devenu plus visqueux qu'un basalte. Il contient aussi une plus grande quantité d'éléments volatils dissous dans le liquide (ils n'entrent pratiquement pas dans la composition des phases minérales qui cristallisent dans le réservoir). Par exemple, certains magmas recèlent jusqu'à 5 à 6 % d'eau dissoute, voire parfois plus. L'exsolution des éléments volatils et la formation des bulles s'effectuent de la même façon que pour les basaltes, mais du fait de la plus grande viscosité du magma, les bulles de gaz y restent piégées : leur vitesse d'ascension est alors identique à celle du liquide magmatique. Près de la surface, la quantité de bulles fait du magma une sorte de mousse instable qui se fragmente. Ce phénomène se produit à quelques centaines de mètres sous la surface, entraînant la projection verticale d'un mélange de gaz et de liquide magmatique visqueux en une colonne éruptive.

 

Quand la quantité de magma mise en jeu est faible (quelques millions de mètres cubes), la colonne éruptive n'est pas soutenue et ne s'élève pas à une très grande altitude (quelques milliers de mètres) : c'est le style éruptif "vulcanien".

 

En revanche, lorsque des volumes importants de magma sont disponibles (plusieurs kilomètres cubes à plusieurs milliers de kilomètres cubes), la colonne éruptive est alimentée en continu pendant plusieurs heures à plusieurs dizaines d'heures et devient une colonne ascendante convective qui peut atteindre plusieurs dizaines de kilomètres d'altitude, maintenant en suspension une quantité importante de ponces et surtout de cendres. Ce sont les éruptions de style "plinien" dont les plus volumineuses se produisent sur les supervolcans.

 

Édification de dômes et style péléen

 

Lorsqu'au cours de la montée d'un magma différencié, une partie des gaz peut s'échapper du liquide magmatique, par exemple au travers de parois de conduits d'alimentation perméables, un magma dégazé qui a donc perdu une grande partie de sa potentialité explosive arrive en surface. En effet, après la perte de gaz, les bulles formées s'affaissent et le magma devient plus dense. De plus, le dégazage favorise la microcristallisation du liquide magmatique qui, dès lors, devient encore plus visqueux : sa vitesse d'ascension diminue alors. Lorsqu'il arrive à la surface, le magma dégazé édifie un dôme de lave dont la morphologie dépend directement de la viscosité du magma.

 

Toutefois certains dômes de lave, partiellement dégazés, restent dangereux, car de violentes explosions superficielles et latéralement dirigées peuvent se produire au niveau du dôme en cours de croissance. On parle alors de style éruptif "péléen". Ce fut le cas de la montagne Pelée, lors des premières phases de l'éruption de 1902.

 

Succession de styles

 

Les styles éruptifs plinien, vulcanien, péléen  et à mise en place de dômes de lave, peuvent se produire sur la plupart des volcans dont les magmas émis sont différenciés. Des éruptions pliniennes ont également été recensées sur des volcans dont les magmas émis sont pourtant basaltiques. D'autres styles éruptifs existent encore, par exemple ceux qui résultent des interactions des magmas ascendants et de l'eau superficielle : ils sont très explosifs. Enfin au cours d'une même éruption, plusieurs styles éruptifs peuvent se succéder. Ainsi, l'éruption en cours de la Soufrière Hills de Montserrat, dans les petites Antilles, a connu depuis 1995, pratiquement tous les styles éruptifs possibles pour des magmas différenciés.

 

 

Rythme d'activité des volcans sous-marins (Science & Vie n° 1171, avril 2015)

 

Maya Tolstoy, de l'université de Columbia (New-York), a eu l'idée de se pencher sur le rythme d'activité des dorsales médio-océaniques, ces longs alignements de volcans sous-marins qui, par leurs émissions de lave, construisent le plancher océanique. Si la communauté scientifique avait jusque-là l'habitude de considérer que cette activité volcanique, qu'elle sait continue, variait peu dans le temps, il semblerait en fait qu'elle s'intensifie cycliquement... Ce que la chercheuse a réussi à confirmer en observant des épaississements périodiques du fond marin, signes d'un débit de lave plus élevé. Et de noter un fait fascinant : ces cycles, qui sont d'environ 100 000 ans, seraient calqués sur ceux de Milankovitch, autrement dit sur les cycles orbitaux de la Terre qui marquent l'entrée et la sortie des ères glaciaires. Une mystérieuse corrélation que la chercheuse et ses collègues ne savent pour l'instant pas expliquer.

 

Les signes avant-coureurs d'une éruption

 

Contrairement aux séismes, l'imminence d'une éruption est prévisible car précédée d'une remontée du magma dans le conduit volcanique. Cette ascension déforme les flancs du volcan et change leur inclinaison, c'est-à-dire l'angle que fait la pente avec la verticale du lieu. Un peu comme si le volcan gonflait au fur et à mesure de la montée du magma. Des inclinomètres très sensibles équipent les zones sous surveillance, permettant de déceler la moindre variation des pentes. Cette remontée magmatique est aussi accompagnée de mini-séismes, surveillés par des sismomètres. D'autres indicateurs, comme des émanations de radon, un gaz s'échappant naturellement du sol lors des changements de contraintes tectoniques, sont moins fiables.

 

Les volcans situés dans les régions habitées font généralement l'objet d'un suivi en continu. C'est le cas des volcans français: la Soufrière en Guadeloupe, la Montagne Pelée en Martinique et le Piton de la Fournaise à La Réunion.

 

Quant aux volcans difficiles d'accès, leur surveillance est l'affaire de satellites équipés de radars à synthèse d'ouverture (SAR) qui fournissent une image précise du terrain par tout temps et à chaque passage. La soustraction de deux images consécutives prises à intervalle régulier de quelques heures en cas de crise à quelques semaines ou mois en période de calme permet de visualiser les infimes variations de terrains.

 

Les satellites interviennent aussi après l'éruption pour la prévision des retombées volcaniques ; les panaches éruptifs sont identifiables grâce à leur signature infrarouge thermique. Les satellites géostationnaires, comme Météosat, peuvent informer en continu tous les quarts d'heure par exemple, de la direction que prend le panache. Quant au nuage de cendres du volcan islandais, invisible à l'œil nu, il a été détecté par un lidar aéroporté : le faisceau laser envoyé par cet appareil se trouve réfléchi par les cendres volcaniques et l'écho lidar, ainsi capté, informe sur la distance du nuage.

 

Déroulement d'une éruption explosive

 

Dans l'Arc antillais, les éruptions des volcans de subduction sont de type explosif et d'autant plus dangereuses que le volcan est obturé par un bouchon de lave datant d'une précédente éruption. Elles se déroulent selon le processus suivant :

 

• Un événement en profondeur déclenche l'ouverture d'une fracture. Le magma, rendu localement très mobile par la détente des gaz, se rue dans la fente qui devient cheminée, monte, la maintient ouverte et même l'agrandit par des explosions, et arrive en surface.

 

• Le magma éjecté en premier est le plus riche en gaz, donc le plus explosif.

 

Cette première phase de l'éruption est la plus violente. Chaque explosion projette des paquets de lave où les gaz se détendent brutalement, soufflant littéralement la roche et la transformant en une mousse. Le refroidissement rapide empêche les bulles de crever comme elles le font dans la mousse de soda. La lave fige avec ses bulles. On obtient ainsi trois sortes de produits :

 

• Les ponces, roches de couleur claire, légères (pouvant flotter sur l'eau), ne dépassant pas la taille d'une balle de hand-ball.

 

• Les scories, plus lourdes, de couleur gris claire ou gris foncé, aux bulles peu nombreuses.

 

• Les bombes en croûte de pain, à écorce fissurée, sombre et sans bulles, et à cœur clair et ponceux.

 

Les explosions qui débouchent la cheminée, ou qui éjectent des masses durcies dans le fond du cratère entre deux explosions, projettent des roches de forme et de taille quelconques, et pratiquement sans bulles :

 

• Les cendres ou téphras, qui ont moins de 2 cm,

 

• Les lapilli, qui ont entre 2 et 6 cm,

 

• Les blocs, qui ont plus de 6 cm.

 

Notons que ces explosions éjectent bien souvent et simultanément des ponces, des scories et des bombes venant du magma situé sous le bouchon.

 

 

Quand par la suite  le magma devient moins explosif, il n'éjecte plus la lave, il ne peut que la pousser : si la lave est suffisamment liquide, elle s'écoulera ; si elle est très visqueuse, elle s'entassera sur place. Un volcan dont la lave s'écoule est un volcan à cratère, un volcan dont la lave s'entasse sur le cratère jusqu'à le cacher est un volcan à dôme.

 

L'éruption s'achève quand le magma n'est plus assez riche en gaz pour forcer la sortie. Les laves restées dans la cheminée vont se refroidir, c'est la phase de repos pendant laquelle les gaz volcaniques peuvent encore monter seuls par des fentes étroites, et donner naissance à des phénomènes comme les solfatares, les fumerolles, les sources chaudes.

 

Sources :

• Bonneau C. (2010).- Terre, son cœur serait plus jeune qu'elle !. Science & Vie, n° 118, nov. 2010, 100-105.
• Detay M. (2015).- Quand l'eau met le feu aux volcans. Pour la Science, n° 450 avril 2015. 52-60.
• Detay M. et A.-M. Detay (2013). -  Volcans. Du feu et de l'eau, Belin, 2013.
• Detay M. et P. Thomas (2013).- Hydrovolcanologie appliquée à la phase hydrothermale, 2013 : http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/hydrovolcanologie...
• Dossier "Pour la Science" La terre à cœur ouvert : du noyau aux volcans, n° 67 Avril-juin 2010.
• Hirose K. (2010). - L'ingrédient manquant de la Terre. Pour la Science, n° 394, août 2010, 66-73.
• Warin S., Tanic A. & Voltaire M. (1980). - Le volcanisme antillais. CRDP Antilles-Guyane. Opuscule de 48 p. et de 24 diapositives.