VOLCANISME ET VOLCANOLOGIE

VOLCANISME ET VOLCANOLOGIE

Le 24 août de l’an 79 après J.-C., le Vésuve se réveilla au terme d’un repos de plusieurs siècles et détruisit les villes d’Herculanum, de Pompéi et de Stabiès. En 1783, l’éruption fissurale du Laki, en Islande, entraîna la mort de plus de 10 000 personnes par ses flots de lave et ses projections de cendres, qui couvrirent l’ensemble de l’île et engendrèrent des famines suivies d’épidémies. En 1792, l’éruption de l’Unzendake, au Japon, ensevelit 10 000 victimes sous les «lahars» (torrents de boue) qu’elle déclencha. En 1815, l’éruption du Tambora, en Indonésie, causa directement la mort de 12 000 personnes et indirectement, par la famine qui s’ensuivit, celle de 80 000 autres. L’éruption du Krakatoa, en 1883, fut particulièrement violente (les cendres furent projetées dans la très haute atmosphère) et s’accompagna d’un tsunami qui fit plusieurs dizaines de milliers de victimes. Le 16 décembre 1902, la ville de Saint-Pierre de la Martinique était anéantie avec ses 28 000 habitants par une nuée ardente fusant de la montagne Pelée.

Il existe des milliers de volcans actifs sur la Terre et l’homme est resté à leur égard, à de rares exceptions près, tel que Pline et les Anciens: au mieux un observateur, au pire une victime. Depuis les premières descriptions des éruptions volcaniques, la volcanologie n’a réellement progressé qu’au XX^e siècle. Développée surtout au Japon, aux États-Unis et en ex-U.R.S.S., ainsi qu’en Nouvelle-Zélande, en Australie, en Grande-Bretagne, en Italie et en France, cette discipline occupe une position charnière entre sciences de la Terre, chimie et physique. La volcanologie moderne exige un travail pluridisciplinaire. Ses applications n’intéressent pas seulement, avec la prévention des cataclysmes, l’environnement humain, mais également l’économie, qu’il s’agisse d’exploiter la géothermie ou divers gisements métallifères.

En dépit de leur caractère parfois catastrophique, les manifestations sub-aériennes du volcanisme ne constituent que l’un de ses aspects: des milliers de volcans, en effet, parsèment le fond des mers; ils jouent un rôle fondamental dans le mécanisme de ce phénomène primordial qu’est l’expansion des fonds océaniques. Les basaltes, au sens large du terme, sont, et de loin, les roches les plus abondantes de l’écorce terrestre; outre le fond de tous les océans, qui représentent déjà les deux tiers de la surface du globe, ils constituent de vastes plateaux continentaux, au Brésil, au Dekkan, dans le nord-ouest des États-Unis, en Sibérie ou en Afrique orientale. Les autres roches volcaniques aidant – en particulier les andésites, très abondantes dans les arcs insulaires et dans diverses cordillères –, les laves forment environ les trois quarts de l’écorce terrestre.

Si à cette importance quantitative on ajoute le rôle primordial que le volcanisme a joué et joue toujours dans la dynamique de la lithosphère, dans le dépôt des sels métalliques, dans la salure des océans, dans la composition de l’atmosphère et, par voie de conséquence, dans le développement de la vie, il apparaît comme étant tout le contraire du phénomène négligeable qu’on le prétendait être, et l’on conçoit que son étude ainsi que celle de ses produits puissent aider à la compréhension de l’évolution, voire de la genèse de notre planète.

1. Origine du volcanisme

Lorsqu’une fissure suffisamment profonde s’ouvre dans l’écorce terrestre, elle permet l’ascension jusqu’à la surface de magmas, matières minérales fondues qui se trouvent en profondeur à des températures supérieures à mille degrés et qui contiennent à l’origine une phase gazeuse en solution. Une quantité considérable d’énergie, essentiellement thermique et cinétique, est libérée à cette occasion. C’est cela le volcanisme, avec ses manifestations diverses: activités solfatariennes, éruptions modérées ou cataclysmales, brèves, prolongées ou permanentes.

Les sources

Les connaissances que l’on possède sur le «degré géothermique» (taux d’accroissement de la température avec la profondeur), sur la chaleur dégagée par la radioactivité naturelle des roches continentales et des roches océaniques et sur la conductivité de ces roches, ainsi que diverses informations d’ordre géophysique (sismiques essentiellement) permettent de croire que le volcanisme s’alimente à des sources situées à plusieurs kilomètres ou, plus probablement, à plusieurs dizaines de kilomètres sous la surface. Comme l’état fondu est l’une des caractéristiques essentielles des laves et quoique les spécialistes ne soient pas tous d’accord à ce sujet, il est même vraisemblable que les magmas les plus profonds proviennent de l’«asthénosphère», cette couche située sous la lithosphère, à 100 ou 200 km de profondeur, et dans laquelle les ondes sismiques subissent un ralentissement attribuable à une fusion partielle du matériau rocheux qui constitue le manteau supérieur ^{[cf. TERRE]}. Selon certains géophysiciens (W. J. Morgan, P. R. Vogt, etc.), la source de nombreux volcans ou séries de volcans (guirlandes d’îles volcaniques, par exemple) est à rechercher dans des «panaches», dont l’origine serait située à la limite entre noyau et manteau, soit à près de 3 000 kilomètres sous la lithosphère. Cette hypothèse n’est pas admise par tous les spécialistes. Mais, si même l’on ne s’en tient qu’à des foyers d’alimentation logés à 70, à 100 ou à 200 kilomètres, et par conséquent peu profonds par rapport au rayon du globe, le volcanisme, néanmoins, a des racines situées suffisamment bas pour n’être plus rangé parmi les phénomènes superficiels et secondaires, comme il l’était, jusqu’à un passé très récent, par la géologie classique: il est beaucoup moins épidermique que la plupart des phénomènes auxquels cette dernière attribuait une importance majeure.

Volcanisme et tectonique

Les fissures par lesquelles les volcans sont alimentés depuis les profondeurs doivent être ouvertes assez largement pour permettre aux magmas, dont la viscosité est toujours élevée, de s’y injecter jusqu’à la surface. Cela signifie que le volcanisme ne peut exister que dans des régions où l’écorce terrestre est soumise à des efforts divergents (tension), car ni les failles de compression ni celles de cisaillement – dont les lèvres opposées se trouvent en contact – ne pourraient livrer passage aux épais liquides magmatiques.

Les zones de tension sont de deux types principaux. Dans le premier, la lithosphère est soulevée par des bourrelets du manteau supérieur en voussures allongées, dont l’axe faillé et effondré constitue la limite des plaques tectoniques à partir de laquelle s’opère la genèse des fonds océaniques: c’est essentiellement la très longue zone des rifts subocéaniques et de leurs appendices intracontinentaux. Le second type est lié à l’affrontement entre plaques tectoniques et se situe à l’arrière du front le long duquel deux plaques soit coulissent soit se chevauchent, et où, obligatoirement, règnent des compressions incompatibles avec les indispensables failles béantes: ces zones sont les arcs tectoniques, tels ceux qui forment le «cercle de feu» du Pacifique, l’Indonésie ou les Antilles. Les voussures dans lesquelles s’ouvrent là des failles volcanogènes sont dues en partie à la composante verticale des forces liées à la subduction de la plaque inférieure, en partie à l’augmentation de volume qui accompagne la mise en fusion du matériau rocheux de cette dernière. L’importance de ce second genre de volcanisme est plus apparente que réelle, car il s’agit d’un volcanisme principalement subaérien, donc très «présent» pour l’homme, et, de plus, fortement explosif, donc redoutable, alors que le volcanisme du premier type, bien que fondamental, est effusif, peu violent et essentiellement sous-marin.

Un volcanisme différent des deux précédents existe sur les plates-formes continentales. Il s’agit soit d’un volcanisme fissural (Dekkan, Tibesti, par exemple), soit d’un volcanisme d’appareils complexes (Massif central en France), qui se développerait selon certaines zones de faiblesse de la croûte. L’interprétation exacte de ce volcanisme intracontinental est encore discutée et ne trouve pas de réponse immédiate dans le modèle de la tectonique des plaques. Il est possible de faire référence, dans quelques cas, à des rifts ou protorifts avortés, comme pour le volcanisme du fossé rhénan et du Massif central.

Un dernier groupe est celui de nombreuses guirlandes rectilignes d’îles situées sur les planchers océaniques dans les zones non orogéniques en dehors des dorsales. Tel est le cas, dans le Pacifique, de la série des îles et îlots Empereur-Hawaii ou des îles de la ligne Touamotou, ou encore, dans l’Atlantique, celui des rides asismiques du rio Grande et de Walvis, symétriques par rapport à Tristan da Cunha. Ces guirlandes et ces crêtes sont aujourd’hui interprétées à la lumière de la théorie des «panaches» et des «points chauds» (fig. 1 et 2): le flux de chaleur (et de matière?) du panache crée, par échauffement de la base de la lithosphère, mobile sur l’asthénosphère, des fusions et des émissions volcaniques (point chaud) avec des modalités diverses selon la vitesse et le mode de mouvement des plaques par rapport au panache supposé fixe.

Quelle que soit l’interprétation géophysique retenue (d’autres hypothèses, impliquant, pour Hawaii, la présence de fractures transverses volcanogènes, ont aussi été proposées), les volcans intracontinentaux et ceux des guirlandes d’îles océaniques et des dorsales asismiques pourraient en fait se rattacher, dans leur immense majorité, au volcanisme de rift, soit que leur activité prélude à une rupture de l’écorce terrestre, soit qu’il s’agisse d’un processus avorté de séparation des plaques.

2. Les magmas

Les magmas sont des mélanges de silicates et d’aluminosilicates (très exceptionnellement de carbonates) fondus dans lesquels se trouvent, en proportions variables, des cristaux et, surtout, dissous ou combinés, divers composés volatils. L’essentiel des modalités éruptives résulte des interactions mécaniques entre le magma, plus ou moins visqueux, et les éléments volatils, dont la teneur, la concentration, la pression, le chimisme sont les paramètres principaux et qui ont en particulier, comme on le verra plus loin, un rôle moteur fondamental. Ces éléments volatils se séparent, en général, plus ou moins totalement de la phase liquide avant et durant la solidification. Certains (CO², F, Cl, S²) restent toutefois partiellement «piégés» dans les magmas cristallisés, sous forme d’inclusions fluides, ou entrent dans la composition de minéraux déterminés.

L’étude pétrologique des magmas se limite à l’étude des roches, une fois celles-ci solidifiées et plus ou moins cristallisées. Ces roches sont classées selon des nomenclatures qui ont longtemps varié avec les auteurs et les pays, mais sur lesquelles un accord international est intervenu avec la classification par double triangle de A. L. Streckeisen (fig. 3; cf. aussi roches MAGMATIQUES). Une douzaine de noms et quelques adjectifs ou noms de minéraux suffisent maintenant à qualifier n’importe quelle roche volcanique. Au cours des dernières décennies, de nombreux termes ont été cependant créés qui nécessitent de véritables dictionnaires spécialisés (A. Johansen).

Différenciation

Les développements de la pétrologie montrent que, pour expliquer la très grande variété de composition des produits du volcanisme (cf. tableau), les associations régionales de roches éruptives et le fait que ces magmas dérivent probablement de la fusion partielle de matériaux solides préexistants, il faut invoquer des mécanismes selon lesquels les magmas changent progressivement de composition. La différenciation repose généralement sur des changements d’état physique: séparation de phases solides ou de phases gazeuses liées à des variations d’ordre physique comme la décroissance de la température et de la pression (cf. transitions de PHASE).

Les phases solides qui se séparent ont une composition différente de celle du liquide résiduel; ce dernier évolue, par conséquent, en fonction des éléments chimiques entrant dans ces phases solides qui lui sont progressivement soustraites. La cristallisation fractionnée des liquides magmatiques est très complexe, à cause du grand nombre de constituants du système, et ne peut être approchée expérimentalement que pour des cas très simplifiés, comme en figure 4, où est reporté, à pression constante, le système diopside (pyroxène)-anorthite (plagioclase). À forte température (T^A pour une composition initiale x ^A du liquide), la séparation de l’anorthite entraîne un enrichissement progressif du liquide résiduel en diopside, jusqu’à ce que la température ^E soit atteinte. Alors cristallise le dernier liquide, l’eutectique de composition x ^E. Le processus de cristallisation fractionnée se produira dans tous les cas où la remontée du magma n’est pas trop rapide et la viscosité pas trop élevée.

La pression baissant en général au cours de la montée des magmas, la phase gazeuse se sépare de la phase liquide, rendant possible ou favorisant plusieurs processus tels que le transfert gazeux ou la flottation.

Assimilation

Des changements de composition des magmas peuvent s’opérer par des mécanismes de mélange ou d’incorporation de matières étrangères. Il existe des exemples de mélanges, plus ou moins parfaits, de magmas de compositions différentes. On connaît également, dans les zones continentales, des exemples de contamination de magmas primaires (basaltiques) par la croûte sialique (granitique). Un tel processus est sans doute favorisé par certaines conditions tectoniques, par exemple l’effondrement du toit d’un réservoir situé dans la lithosphère.

L’assimilation est cependant un processus dont l’importance est généralement limitée, et la discussion à son propos reste ouverte dans bien des régions de volcanisme continental. Dans ce domaine, la connaissance a progressé ces dernières années, et aux critères minéralogiques et pétrographiques traditionnels vient maintenant s’ajouter l’usage de méthodes géochimiques et isotopiques. Entre autres, l’étude des isotopes du strontium, dont le rapport n’est pas le même dans le manteau que dans l’écorce continentale, est souvent d’un grand secours.

Origine

L’hypothèse d’une origine unique des magmas, qui proviendraient tous d’une couche en fusion située sous la lithosphère, a fortement prévalu au début du XX^e siècle. Elle est rejetée à cause des informations fournies par la géophysique, la géochimie et la pétrologie.

Les connaissances actuelles font supposer l’existence de nombreux groupes de magmas formés dans différentes conditions de pression, de température, etc., à partir de la fusion plus ou moins complète de matériaux divers. La profondeur de fusion du magma est fonction du «climat thermique» local et des conditions tectoniques avoisinantes, tandis que la nature du matériel fondu dépend de la nature géologique de la région. On peut distinguer ainsi trois grands groupes de magmas: les magmas subcrustaux, les magmas des arcs tectoniques, appelés aussi magmas orogéniques ou calco-alcalins, et les magmas intracrustaux (ou d’anatexie).

Les magmas subcrustaux sont les plus répandus. Leur origine se trouve dans le manteau supérieur, sous la discontinuité de Mohorovi face="EU Caron" カi が, à une profondeur de 40 à 60 km sous les océans, et vraisemblablement plus bas encore sous les continents. La plupart des pétrologues s’accordent actuellement sur l’origine des magmas subcrustaux, dont la composition varie selon les conditions de température et de pression. En figure 5 sont illustrées les relations entre pression, température et champ de stabilité des assemblages minéraux de la «pyrolite», qui, supposet-on, constitue le manteau. La pyrolite serait faite de 75 p. 100 de dunite et de 25 p. 100 de basalte alcalin, et contiendrait les minéraux suivants: orthopyroxène, clinopyroxène, olivine, grenat. Toute baisse de pression ou augmentation de température entraîne la fusion partielle d’un matériel dont la composition varie selon la température (ou la pression) et le pourcentage de matériel fondu. Différents magmas primaires peuvent ainsi être obtenus (fig. 6) et, par différenciation ultérieure (cristallisation fractionnée), donner naissance à des séries de roches volcaniques. Sous faible pression partielle d’eau et d’oxygène, on obtient théoriquement les séries suivantes à pression totale croissante:

1. picrite tholéiitique, tholéiite à olivine (les plus abondantes), tholéiite, andésite basaltique, rhyodacite, rhyolite;

2. picrite transitionnelle, basalte transitionnel, basalte andésitique, ferrobasalte, trachyte sombre, trachyte rhyolitique, pantellérite;

3. picrite alcaline, basalte alcalin (le plus abondant), hawaiite, mugéarite, trachyte, phonolite;

4. basanite à olivine, basanite, téphrite, phonolite;

5. néphélinite à olivine, néphélinite;

6. néphélinite à olivine et à mélilite, mélilitite.

Sous forte pression partielle d’eau et d’oxygène, ces séries varient notablement, à cause de la séparation précoce des minéraux pauvres en silice: le processus aboutit en général à des produits plus siliceux.

Les magmas des arcs tectoniques sont de caractéristiques pétrologiques et géochimiques différentes de celles des magmas subcrustaux. Ces magmas engendrent une série de roches allant des basaltes riches en alumine et des andésites (les plus abondantes) aux dacites, aux rhyodacites et parfois aux rhyolites. Toutes ces laves possèdent des plagioclases (dont la basicité décroît au cours de l’évolution), des pyroxènes (souvent de l’orthopyroxène), fréquemment de l’amphibole et quelquefois du grenat. Appelés calco-alcalins, à cause de la présence constante et abondante de plagioclase dans tous les termes de la série, ou orogéniques, car ils sont étroitement liés à la formation des chaînes de montagnes, les magmas des arcs tectoniques sont formés à des profondeurs vraisemblablement considérables sous la lithosphère (fig. 7). La nature de leur matériel d’origine n’est pas encore connue avec précision et, dans ce domaine, les recherches pétrologiques et géochimiques sont en plein développement.

Les magmas intracrustaux sont formés dans les zones continentales, lorsque des conditions géologiques particulières permettent une forte augmentation locale ou régionale du degré géothermique. De tels magmas prennent généralement naissance dans des zones de compression où l’augmentation du flux de chaleur peut entraîner la fusion partielle (anatexie) de certaines zones de la croûte sialique. Mais ils peuvent également prendre naissance au contact des conduits de passage ou des zones de stagnation des magmas subcrustaux dont la température (1 100-1 200 ⁰C) est bien plus élevée que la température de fusion de certains sédiments riches en eau (face=F0019 黎 800 ⁰C).

Les magmas intracrustaux sont ordinairement plus alumineux et plus potassiques que les magmas subcrustaux. Leur nature pétrographique fort variable est le plus fréquemment rhyolitique, rhyodacitique ou latitique, comme la composition moyenne de la croûte continentale.

3. Répartition géographique et typologie du volcanisme

La répartition géographique du volcanisme actuel (fig. 8) s’explique désormais clairement en fonction des plaques tectoniques: il marque la proue et la poupe de ces dernières. Un volcanisme essentiellement basaltique caractérise les dorsales par lesquelles s’engendrent les fonds océaniques nouveaux, cependant qu’un volcanisme à dominante andésitique caractérise les arcs, insulaires ou de bordure continentale, qui tracent la limite entre plaques qui s’affrontent.

On a vu qu’il existe de rares exceptions à la localisation du volcanisme sur ou à l’arrière des limites de plaques tectoniques – tels, pour le volcanisme intracontinental, le Tibesti, la chaîne Principe-Cameroun, les volcans mandchous, voire le Massif central français, et, pour l’océan, les îles Hawaii et autres archipels volcaniques similaires – qui peuvent s’expliquer dans le cadre de la tectonique globale par diverses hypothèses (rifts continentaux avec remontée du manteau supérieur qui auraient avorté avant que la séparation des plaques ne soit effective, fractures transverses en ouverture dans les zones océaniques, panaches, etc.). Les produits magmatiques formés diffèrent selon le milieu, magmas océaniques primordiaux ou magmas «contaminés» par la croûte sialique; dans tous les cas ce volcanisme montre des évidences d’une différenciation liée à des chambres magmatiques.

Cette classification en deux types principaux, avec les exceptions que l’on vient de mentionner, est rationnelle non seulement parce qu’elle se fonde sur l’origine tectonique du volcanisme, mais aussi parce qu’elle rend compte de la nature des magmas impliqués. Or cette nature conditionne fortement celle des éruptions, essentiellement effusive quand il s’agit des basaltes et des laves sous-saturées, dont la relative fluidité n’entrave pas trop les gaz éruptifs, essentiellement explosive dans le cas des andésites et des laves sursaturées, dont la viscosité est forte et la teneur en gaz probablement plus élevée que celle des magmas primaires.

Il convient en tous cas d’abandonner la vieille classification qui distinguait des «types éruptifs» (et des «types de volcans»): hawaiien, strombolien, vulcanien, plinien, péléen, katmaien, etc. Cette classification date d’une époque où les volcanologues, faute de moyens de transport, ne pouvaient avoir de bien grande expérience en la matière et, par conséquent, ne pouvaient valablement comparer les diverses modalités éruptives. Elle est fondée sur des observations insuffisantes, n’est guère rationnelle et offre le grave inconvénient de reposer sur des caractéristiques qui ne sont ni limitatives, ni rigoureuses, ni impératives. Ainsi, le lac de lave, prétendument caractéristique de l’activité hawaiienne, non seulement n’est pas toujours présent en celle-ci, mais peut se voir lors d’activités d’un autre type, ainsi dans le Stromboli lui-même, archétype de l’activité dite strombolienne. En revanche, des explosions «stromboliennes» s’observent tout aussi bien sur les volcans dits hawaiiens dès que la surface libre de la colonne lavique se trouve cachée aux regards et que l’on n’aperçoit que la partie supérieure des trajectoires des projectiles incandescents (par exemple, Villarica, Yahue, Etna, Nyamlagira, etc.). Ces explosions dites stromboliennes s’observent d’ailleurs aussi au cours d’éruptions dites pliniennes (Vésuve, par exemple), voire péléennes (Tinakula). De même encore le type dit péléen a-t-il été caractérisé par les nuées ardentes et par l’extrusion d’un dôme ou d’une aiguille; or la plupart des éruptions à nuées ardentes se font sans extrusion conjointe: il en est ainsi de celles de l’Arenal (1968-1969), du Mayon (1968 et 1984), du Mont Saint Helens (1980), du Pinatoubo (1992); des dômes, en revanche, poussent parfois sans aucune libération de nuées ardentes, comme au Sh 拏wa Shinzan (1943-1945) ou à la Soufrière de Saint-Vincent (1971).

Il semble possible de remplacer cette pseudo-classification par une succession de distinctions dichotomiques portant chacune sur une seule caractéristique essentielle, ainsi qu’on l’a fait plus haut à propos des relations entre le volcanisme et la tectonique. De même que l’on a différencié, génétiquement parlant, deux types principaux de volcanismes, celui de rift, fondamental, et celui d’arc, secondaire, de même peut-on distinguer volcanisme basique et volcanisme acide, volcanisme océanique et volcanisme continental, volcanisme effusif et volcanisme explosif, volcanisme sous-marin (ou, mieux, subaquatique) et volcanisme subaérien, etc.

4. L’activité volcanique et ses produits

Les produits du volcanisme dépendent autant du type du volcan qui les a émis que de celui de l’éruption, types que l’on rapporte en général aux catégories énumérées ci-dessus. Ils sont essentiellement gazeux et solides: la phase liquide du magma n’est que transitoire, la solidification des laves se faisant très vite après l’émission (de quelques secondes pour les fragments à quelques jours pour les venues épaisses).

On pourrait objecter que l’eau juvénile émise sous forme de vapeur se condense, elle, en une phase liquide. Il est vrai que la quasi-totalité des analyses de gaz volcaniques donnent de 80 à 99,9 p. 100 d’eau (fig. 9), constituant essentiel, par conséquent, de l’exhalaison gazeuse. Mais il semble de plus en plus que cette vapeur soit d’origine externe (météorique) et ne provienne en grande partie que de nappes d’eau souterraines. Dans les gaz éruptifs des volcans à laves basiques, en effet, dont l’origine se trouve au moins à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur, la vapeur d’eau cède parfois la première place à l’anhydride carbonique; cette tendance est particulièrement marquée pour les volcans de rifts intracontinentaux et peut-être aussi de rifts océaniques «normaux» (c’est-à-dire non exondés comme le sont par exemple ceux d’Islande ou d’Afar). Dans le cas de l’activité effusive sous-marine, au niveau des dorsales océaniques, on ne dispose pas d’échantillons de gaz éruptifs autres que les inclusions fluides piégées dans les laves vitrifiées par le contact brutal avec l’eau de mer: ces vésicules sont toujours très riches en gaz carbonique. Par ailleurs, si l’on ne possède pas encore de données sur la composition des gaz éruptifs des volcans à laves acides, des fumerolles y ont été prélevées à des températures suffisamment élevées (jusqu’à 900 ⁰C) pour fournir des résultats tout aussi significatifs: la vapeur d’eau constitue, dans tous les cas, l’essentiel de la phase gazeuse. Il est néanmoins possible, probable même, si les magmas correspondants proviennent, comme on le suppose, de la remise en fusion d’une plaque tectonique engloutie par subduction, qu’ils doivent à cette dernière leur relative richesse en eau. Mais cette eau, toute magmatique qu’elle est en l’occurrence, serait alors une eau recyclée et non pas juvénile. Cette dernière, à supposer qu’elle existe, n’a pu encore être mise en évidence dans les produits du volcanisme.

Les gaz et le processus éruptif

La présence de l’eau et, dans une moindre mesure, du gaz carbonique dans les magmas basaltiques primaires est invoquée pour justifier certaines hypothèses pétrologiques, et ces théories devraient être reconsidérées s’il était prouvé que l’eau n’est pas le constituant volatil prédominant de la phase gazeuse éruptive. Confirmant les résultats obtenus au Kilauea (Hawaii) dans le premier quart du XX^e siècle, les analyses effectuées depuis sur des gaz prélevés à des températures comprises entre 950 ⁰C et 1 200 ⁰C (fig. 9 et 10) montrent en effet que le dioxyde de carbone dispute parfois cette prédominance à la vapeur d’eau. L’hydrogène, le monoxyde de carbone et l’hydrogène sulfuré sont généralement présents jusqu’à des teneurs qui atteignent parfois le cinquième du total. La vapeur d’eau, l’anhydride carbonique et l’anhydride sulfureux sont en équilibre chimique d’oxydoréduction avec ces gaz réducteurs. En outre, il arrive que l’on trouve des quantités appréciables d’acides chlorhydrique et fluorhydrique. Au moment du refroidissement brutal qui se produit lorsque l’exhalaison gazeuse atteint la surface (que ce soit dans l’atmosphère ou dans l’hydrosphère), divers sels (sulfates, chlorures, sulfures), des oxydes et du soufre natif précipitent; ils sont, pour la plupart, entraînés ensuite par dissolution ou par érosion mais parfois ils demeurent en place. Il semble que nombre de gisements métallifères aient été engendrés de cette façon, par une activité volcanique subaquatique.

Sans gaz, il n’y aurait probablement pas d’éruptions, et en tout cas pas d’explosions volcaniques. Les magmas ont en effet une densité supérieure à celle des roches de l’écorce terrestre. Pour atteindre la surface des continents, il faut dès lors que quelque processus les allège ou les pousse vers le haut. Ce processus est, en majeure partie sans doute, le fait de la phase gazeuse, soit que les bulles qui se forment dans le magma, lorsque les conditions de pression et de concentration le permettent, donnent à ce dernier une densité apparente inférieure à celle des roches surincombantes, soit que des poches gazeuses sous pression expulsent les portions de magma sous lesquelles elles se sont accumulées. Par ailleurs, c’est de l’explosivité mécanique (surpression et détente) ou – beaucoup plus rarement – chimique des gaz que dépendent les modalités de l’éruption. Il ne faut pas oublier enfin que ce sont encore des gaz, mais non plus des gaz magmatiques, qui parfois interviennent de façon déterminante dans le déroulement des phénomènes volcaniques: la vapeur engendrée au dépens de l’eau des nappes souterraines, des lacs ou de la mer, et même l’oxygène de l’air, atmosphérique ou souterrain.

Les constituants qui demeurent gazeux à la température ambiante (CO², CO, H², S², H²S, CH⁴, HCl, HF, etc.) se dissolvent plus ou moins vite dans l’atmosphère – dont la composition est ainsi fonction du volcanisme – ou dans l’océan, dont les innombrables volcans sous-marins et sources hydrothermales conditionnent la salure. L’impact du volcanisme sur les milieux où se développent les différentes formes de vie, c’est-à-dire sur la biosphère, est donc considérable.

Produits liquides et solides

Du point de vue de la masse, l’essentiel des produits volcaniques est constitué par les laves. Celles-ci sont plus ou moins visqueuses (de 10² à 10⁹ Pa.s environ à la sortie), la viscosité dépendant de la température (la même lave sera mille fois plus visqueuse à 1 000 ⁰C qu’à 1 150 ⁰C), de la composition chimique (toutes choses égales par ailleurs, la viscosité croît avec la teneur en Si² et en Al²³), de la teneur en cristaux (d’une part, les minéraux basiques cristallisant les premiers, le bain résiduel s’enrichit en silice et la viscosité de ce bain, par conséquent, augmente; d’autre part, l’abondance de ces particules solides en suspension dans le liquide magmatique rend, mécaniquement, ce dernier moins fluide) ou en enclaves solides, de la richesse en gaz soit dissous soit individualisés en bulles. Cette viscosité joue, avec la teneur en gaz du magma, un rôle déterminant dans les caractéristiques des éruptions.

Mise en place des appareils

Tous les volcans naissent, en principe, sur une fracture ouverte par une distension de la lithosphère. Lorsqu’ils sont engendrés sur une fissure unique ou sur une série de fissures parallèles, un bourrelet allongé s’édifie par la superposition des coulées; il évolue en «volcan bouclier» allongé selon la ligne de fissuration (Erta’Ale, Kilauea). Lorsque plusieurs fissures de directions différentes se croisent, un «volcan central» se forme plus rapidement au-dessus du point de rencontre (fig. 11). Son sommet est généralement occupé par une dépression circulaire ou elliptique appelée soit cratère si elle est de faible dimension, soit caldera lorsque, par suite d’un effondrement dû le plus souvent à une éruption colossale, son rayon dépasse 1 000 mètres. La cheminée d’alimentation est, dans sa partie supérieure, généralement circulaire, souvent comblée, au terme de l’activité, par une brèche (diatrème ou pipe ). Les fissures d’alimentation forment de la même façon des filons plans (dykes simples ou radiaux, n’arrivant d’ailleurs pas nécessairement en surface), coniques (cone sheet ) ou cylindriques (ring dyke ); on pense que ces deux dernières formes sont consécutives respectivement à une poussée verticale et à un effondrement du toit du réservoir (cauldron subsidence ).

La lave n’atteint pas toujours la surface; elle peut s’insinuer en profondeur, par exemple entre deux couches sédimentaires ou entre d’anciennes strates volcaniques. Si ces couches ne se trouvent pas déformées par l’intrusion, cette dernière est appelée sill (filon-couche); dans le cas contraire, on parle de laccolite (bombé vers le haut) ou de lopolite (bombé vers le bas).

Certains volcans n’ont jamais donné – et ne donneront jamais – qu’une seule éruption. Ils sont fatalement de taille modeste et qualifiés de «monogéniques». Les autres, dits «polygéniques», résultent d’alternances, se prolongeant sur des siècles ou des dizaines de millénaires, d’éruptions et de repos, sans rythme aucun, quoi qu’on ait pu en dire. Quelquefois, l’activité se limite au stade fissural, sans construction d’édifice volcanique.

Coulées de laves

Il est évident que la vitesse des coulées et leurs dimensions horizontales sont d’autant plus grandes que la fluidité de la lave est plus élevée (ou, ce qui revient au même, que sa viscosité est plus basse). L’épaisseur des coulées est, en revanche, fonction directe de la viscosité. Ainsi, les basaltes, émis à des vitesses pouvant dépasser, exceptionnellement toutefois, 80 km/h, coulent généralement sur des kilomètres de distance, parfois jusqu’à plus de cent, et leur épaisseur va de quelques centimètres à une vingtaine de mètres, cette épaisseur augmentant avec la distance de la source, c’est-à-dire avec la viscosité, laquelle croît en progression géométrique avec le refroidissement, cependant que la vitesse décroît jusque vers zéro. Les coulées de laves intermédiaires, comme les andésites ou les trachytes, sont beaucoup moins longues; elles ne dépassent guère la demi-douzaine de kilomètres, et leur vitesse est, dès le départ, inférieure, de plusieurs ordres de grandeur parfois, à celle des basaltes. Les laves acides (dacites, rhyodacites, rhyolites) ne donnent habituellement que des coulées très courtes et d’autant plus épaisses qu’elles sont visqueuses. Les obsidiennes sont des laves acides totalement ou presque totalement dépourvues de cristaux, c’est-à-dire de véritables verres; leur couleur noire ou vert foncé est due aux éléments ferromagnésiens qu’elles contiennent en faibles proportions.

Il arrive que les laves acides soient tellement visqueuses qu’elles ne peuvent s’écouler. Elles s’empilent alors quasiment sur place pour former ce qu’on appelle des «dômes» ou «cumulo-volcans», ou encore, cas extrême, elles sont poussées vers le haut en monolithes verticaux, appelés «aiguilles». La plus célèbre fut celle, haute de 400 mètres, que la montagne Pelée engendra après la catastrophe de 1902. Les dômes peuvent croître dans le cratère même, c’est le cas le plus habituel (Merapi, Bezimiannyi, Pelée, Saint-Helens, etc.), mais ils s’édifient aussi à partir d’une fissure nouvelle ouverte à ras du sol; ce phénomène s’est produit, de 1943 à 1945, pour engendrer le Sh 拏wa Shinzan, et, il y a quelques milliers d’années, le puy de Dôme fut formé de la sorte.

Selon la viscosité des laves épanchées, la forme des appareils volcaniques varie par conséquent du bombement à pentes très faibles (de 1 à 12⁰) des volcans boucliers basaltiques aux dômes endogènes ou exogènes, redressés parfois jusqu’à 70⁰. Cet angle de pente dépend aussi de la proportion de pyroclastites (cf. infra , Pyroclastites): les volcans de type mixte dits «strato-volcans», les plus répandus, ont des pentes habituellement comprises entre 20 et 30⁰. Les plateaux basaltiques, souvent appelés trapps , qui recouvrent d’une succession de nappes de laves, épaisses de milliers de mètres, des surfaces d’ordre subcontinental, sont formés par l’accumulation de coulées fort fluides émises par des fissures innombrables se succédant dans le temps et dans l’espace. Ils constituent, somme toute, une chaîne volcanique tabulaire. Les petits cônes de scories qui se forment dans les zones d’alimentation où se produit le dégazage sont rapidement ensevelis sous les coulées ultérieures, et les derniers d’entre eux ne résistent pas longtemps à l’érosion. Aussi de nombreux géologues, trompés par cette apparente absence de cônes pyroclastiques, ont-ils prétendu que le volcanisme fissural qui engendre des trapps est caractérisé par l’absence de phénomènes explosifs.

La surface des coulées présente des aspects variés selon l’état de la lave (principalement la viscosité) et le mode d’écoulement. Ainsi les laves fluides et dégazées ont tendance à donner des surfaces lisses définissant les pahoehoe , assez massives sur pente moyenne, mais pouvant se briser en dalles si une pente plus forte vient provoquer une accélération alors que la surface est déjà figée, ou se plisser comme des tissus, ou encore s’enrouler en «cordes» si la coulée se trouve freinée avant que la surface ne soit complètement solidifiée; la croûte formée peut aussi se briser sous la pression de la lave restée fluide, en donnant des tumuli ou en livrant passage à de petites coulées se solidifiant rapidement (laves «en tripes»). La surface et les bords de la coulée, plus rapidement solidifiés au contact de surfaces froides, s’immobilisent alors que dessous s’écoule encore la lave liquide. Lorsque le débit diminue, le niveau baisse dans le «tunnel» ainsi formé. Certains de ces tunnels atteignent plusieurs kilomètres. Lorsque le toit s’effondre, il reste un «chenal de lave».

Une lave plus visqueuse et plus riche en gaz donne généralement une coulée à surface irrégulière, formée de fragments scoriacés et appelée aa ou cheire . Enfin les laves très visqueuses, se dégazant difficilement, se brisent parfois en blocs de dimensions décimétriques et donnent des «coulée à blocs».

Après solidification, les laves peuvent prendre une architecture columnaire (orgues) dans le cas d’un refroidissement lent, lamellaire dans celui d’un refroidissement rapide, etc. Un dégazage important peut se produire à la surface d’une coulée, et un petit cône de scorie est alors formé, appelé hornito ou spatter-cone .

Lacs de lave

Certains cratères sont occupés par un lac ou étang de lave. Le problème de l’origine et du mode de transfert de l’énergie calorifique nécessaire à la survie de tels appareils reste partiellement irrésolu. Il est cependant certain que les courants de convection et les phénomènes de dégazage observés près de la surface expliquent en bonne partie les phénomènes observés à la surface de ces lacs: activité de «fontaines de lave», étirement des gouttes projetées en fils donnant les «cheveux de Pélé», courants qui peuvent déchirer ou briser, avant de l’engloutir, la pellicule plus ou moins plastique ou la croûte qui, par moments, se forme à la surface du bain fondu. Trois volcans seulement présentaient en 1995 ce type d’activité: le Niragongo (Zaïre), l’Erta’Ale (Éthiopie) et l’Erebus (Antarctique).

Pyroclastites

Le caractère explosif de la plupart des éruptions est responsable de la fragmentation plus ou moins poussée et de la projection à des altitudes et à des distances plus ou moins grandes des laves en fusion qui atteignent la surface du globe. Ces fragments portent les noms de pyroclastites , de téphra ou d’éjecta . L’explosivité des laves visqueuses étant beaucoup plus forte que celle des laves fluides, la plupart des pyroclastites habituellement rencontrées sur les terres émergées sont de nature plutôt acide. Cependant, les laves basaltiques, lorsqu’elles sont éjectées explosivement sous l’eau (ou sous la glace), engendrent de très importantes formations pyroclastiques, car la transformation brutale de leur chaleur en énergie explosive par le biais de la vaporisation du milieu aqueux les pulvérise. Ces pyroclastites basiques sont appelées hyaloclastites (hyalos : verre) ou tufs palagonitiques (les palagonites sont des associations de minéraux argileux résultant de l’hydratation des verres volcaniques). En Limagne, les produits volcaniques sous-lacustres ont été appelés pépérites .

Les pyroclastites basiques subaériennes, qui sont des scories, forment des cônes de dimensions relativement modestes (de quelques mètres à quelques centaines de mètres de haut) appelés cinder-cones (ou cônes de scories), très caractéristiques des régions basaltiques. Ils s’élèvent à même le sol (par exemple, puys de la Vache, de Lassolas, etc., en Auvergne), au flanc d’une montagne volcanique (Etna, Kilauea, etc.) ou sur le fond de calderas (Champs Phlégréens à l’ouest de Naples par exemple).

Sauf dans le cas des éruptions subaquatiques de faible profondeur, les pyroclastites basaltiques ne sont guère lancées haut ni loin («cheveux de Pélé», par exemple), l’énergie cinétique des éruptions de ce type étant par trop modérée. Les pyroclastites de laves intermédiaires et acides, au contraire, sont souvent projetées à des hauteurs et à des distances considérables. Elles s’accumulent par strates successives dont l’épaisseur décroît avec la distance. Ces strates sont constituées de fragments de mieux en mieux classés par taille à mesure que l’on s’éloigne du cratère qui les a engendrées; les éléments les plus gros (bombes, lapilli) se trouvent auprès de ce dernier, cependant que les «cendres» ou, mieux, les poussières que les explosions paroxysmales lancent à 30 ou 40 km d’altitude peuvent être transportées par les vents jusqu’à des milliers de kilomètres parfois. Retombées au sol et rendues cohérentes par cimentation, elles prennent le nom de tufs . Remaniées par les eaux, les pyroclastites sont redéposées avec un granuloclassement plus poussé encore: on appelle ces couches des tuffites.

Les lahars sont des torrents de boues engendrées par mélange de cendres volcaniques tantôt avec les eaux violemment éjectées du lac qui parfois occupe le cratère entre deux éruptions, tantôt avec celles qui proviennent de la fonte des neiges ou des glaces, tantôt avec celles de pluies diluviennes. Ces torrents de boues sont généralement très destructeurs, voire meurtriers, et les dépôts qu’ils forment se caractérisent par l’absence de tout classement par tailles ou par densités.

Il en est de même des dépôts de nuées ardentes . Ces dernières sont des avalanches sèches de blocs de lave incandescente et de cendres en suspension dans les gaz éruptifs et qui dévalent au flanc du volcan. Leur vitesse, due à la gravité ainsi qu’à la viscosité négligeable du colossal aérosol qu’elles sont en fait, est augmentée encore par l’énergie de l’explosion initiale qui est, pour les nuées ardentes, souvent orientée latéralement et non verticalement, et entretenue peut-être par celle qu’engendre, durant le parcours, le dégazage des fragments de magma visqueux. Cela donne à certaines nuées ardentes des vitesses terrifiantes (Pelée, 1902-1903: 600 km/h). Par contre, les nuées lancées verticalement ne dévalent en général les pentes qu’à des vitesses de l’ordre de quelques dizaines de kilomètres à l’heure, ce qui est d’ailleurs loin d’être négligeable. De telles vitesses ne sont possibles que parce qu’il s’agit d’une suspension dans un milieu gazeux. Cela permet aux nuées ardentes de remonter des pentes et de franchir des obstacles topographiques qui auraient constitué des barrages insurmontables pour des coulées liquides. Comme les lahars, les nuées ardentes s’immobilisent soudain, dès que le pouvoir sustentateur des gaz pour les nuées, de l’eau pour les lahars, atteint un niveau critique. Les matériaux se sédimentent alors simultanément en brèches chaotiques, sans stratification ni classement granulométrique.

Les ignimbrites (de ignis , feu, et imber , pluie), ou tufs soudés, sont des dépôts pyroclastiques très particuliers. Faites de fragments de laves acides, elles sont généralement très étendues: une seule nappe peut avoir des dizaines de kilomètres de long, plusieurs kilomètres de large et des dizaines, voire des centaines de mètres d’épaisseur. De nombreuses nappes se superposent souvent sur des milliers de kilomètres carrés.

Les ignimbrites sont engendrées par des éruptions exceptionnelles. Elles surviennent, semble-t-il, au terme de longs cycles éruptifs, dans des magmas fortement visqueux et très riches en gaz. La vésiculation de ceux-ci fait dépasser aux laves le stade des scories ou des ponces (lesquelles sont des mousses de silicates), mais la pression exercée par les gaz ainsi libérés n’est pas suffisante pour provoquer l’éjection violente des débris (cendres) provenant de la fragmentation de ces mousses; l’expansion des bulles ne va que jusqu’à la rupture par étirement des septa qui séparent les vésicules. À ce moment, les propriétés de l’ensemble constitué par la lave et les gaz changent brusquement: le continuum liquide à très forte viscosité contenant un discontinuum gazeux se transforme en un continuum gazeux portant un discontinuum de fragments liquides (et solides: les cristaux et, éventuellement, des enclaves énallogènes). La viscosité extrême du magma fait ainsi place soudain à la fluidité, tout aussi extrême, d’un aérosol à haute température. Cet aérosol est déversé par-dessus la lèvre de la fissure éruptive (ce type d’éruption est plus souvent fissural, comme celui des basaltes formant les plateaux de trapps, que localisé au seul cratère d’un volcan) et se répand au loin, nivelant les accidents topographiques.

Progressant à haute vitesse à l’abri d’une couverture de gaz en expansion chargés de poussières qui s’élève à des milliers de mètres, ces nappes conservent une bonne partie de leur chaleur jusqu’à de grandes distances. Au moment où, brusquement, les parcelles en suspension se déposent, les températures sont en général suffisamment élevées pour permettre aux éléments ponceux, fluides encore, de s’aplatir et de se souder les uns aux autres. Le résultat en est une roche parfois très compacte dans laquelle sont éparses les mottes de ponce, écrasées en galettes; les coupes verticales font apparaître ces dernières sous forme lancéolée, et on les appelle fiamme (mot italien signifiant «flammes»); elles sont très caractéristiques des ignimbrites. Ces fiamme cependant ne se trouvent que dans les parties de la nappe où température et pression étaient suffisantes pour écraser les ponces. Ailleurs, ces dernières conservent leur apparence spongieuse caractéristique. Ainsi se superposent des faciès plus ou moins soudés, à fiamme plus ou moins marquées, et cela constitue une pseudostratification que des géologues non spécialisés prennent facilement pour une succession chronologique.

Les ignimbrites sont des formations géologiquement importantes. Elles le sont également du point de vue économique, car elles peuvent contenir des gisements de vapeur, utilisables pour la production d’énergie géothermique.

Cas du volcanisme subaquatique

Une activité volcanique qui, à l’air libre, se manifeste d’une certaine façon (explosion ou coulée) aura, en milieu subaquatique, un caractère bien différent, en raison de la présence d’une phase liquide aisément vaporisable. La même activité explosive, par exemple, peut être responsable, lorsqu’elle est subaérienne, de la projection de lambeaux de lave qui s’accumulent pour former des cônes de scories et, en milieu subaquatique, de la production d’hyaloclastites. La fragmentation des lambeaux de lave et l’énergie cinétique de dispersion des petits fragments vitreux résultent de l’explosion de la vapeur prisonnière dans et sous lesdits lambeaux.

Beaucoup de guyots, ces monts tronconiques fréquents sur le fond des océans, n’ont probablement jamais été, comme on le croit généralement, des îles volcaniques ultérieurement tronquées par érosion puis englouties. La plupart, sans nul doute, sont originellement des volcans sous-marins faits de coulées interstratifiées avec des hyaloclastites et dont la forme tronconique est congénitale. Ces types morphologiques peuvent être observés dans certaines zones sous-marines récemment émergées, comme l’Afar.

L’activité effusive lente, qui à l’air libre donne des coulées à surface lisse ou scoriacée, forme en milieu sous-marin des surfaces se débitant en petits polygones de l’ordre d’une dizaine de centimètres. Lorsque la surface d’épanchement est horizontale, ces prismes ont tous des axes verticaux; lorsqu’elle est inclinée, et généralement au front de toutes les coulées subaquatiques, apparaissent les «laves en coussins» (pillow lavas ), dont les éléments arrondis ont des dimensions variant de l’ordre de la dizaine de mètres à celui du décimètre.

Formes d’activité paravolcanique

Une forme d’activité paravolcanique importante est constituée par des émanations de gaz ou d’eau à des températures anormalement élevées. Elle caractérise en fait la plupart des volcans, qui en général ne sont pas en activité éruptive mais «en sommeil»; cette activité latente, qui peut durer des millénaires, se manifeste par ces différentes formes d’exhalaison. Mais l’activité paravolcanique existe également dans des formations géologiques qui ne sont pas volcaniques. On connaît des sources chaudes et des geysers émanant de terrains cristallins (à Chaudes-Aigues, par exemple) ou de terrains sédimentaires. Ce type d’activité n’existe cependant que dans des zones de gradient géothermique anormalement élevé, lesquelles, généralement, sont aussi des zones volcaniques.

Les mofettes sont des émanations de gaz, principalement d’anhydride carbonique, à des températures peu élevées. Les fumerolles sont des émanations gazeuses à températures plus hautes et contiennent essentiellement de la vapeur d’eau, des anhydrides carbonique et sulfureux, de l’hydrogène sulfuré, du méthane, de l’hydrogène et de l’azote. Les solfatares se distinguent des fumerolles par leurs plus fortes teneurs en composés sulfurés (et en soufre natif); la majorité des solfatares, en effet, sont composées d’hydrogène sulfuré qui, en s’oxydant au contact de l’air, libère le soufre, que l’on retrouve en dépôts souvent importants (et parfois exploités) selon la réaction:

Les sources chaudes et sources thermominérales , contrairement à certaines idées reçues qui les faisaient considérer comme «juvéniles», sont d’origine essentiellement superficielle. Les eaux météoriques, s’infiltrant en profondeur, atteignent des zones où elles s’échauffent, parfois jusqu’à des températures de l’ordre de 300 ⁰C et même plus. Elles remontent vers la surface par des jeux de fissures et, le plus souvent, sourdent paisiblement. Dans certains cas spécifiques, la pression de la vapeur piégée dans des structures adéquates projette sporadiquement l’eau en hauteur (fig. 12) sous forme de geyser (mot d’origine islandaise qui signifie «jaillissement»). Les geysers sont des variétés de sources chaudes qui émettent périodiquement de l’eau et de la vapeur sous pression. La température de leur éruption est généralement proche de la température d’ébullition de l’eau (100 ⁰C au niveau de la mer). La hauteur des éruptions peut atteindre 50 mètres. Certains geysers entrent en activité à intervalles réguliers, mais la plupart sont irréguliers. Le «Vieux Fidèle» du parc de Yellowstone (Wyoming) joue à intervalles de trente à quatre-vingt-dix minutes. Des geysers sont connus dans toutes les zones volcaniques: en Islande, en Nouvelle-Zélande, au Chili, au Kamtchatka, au Japon, en Éthiopie, au Nevada, etc. Les régions où l’on trouve des geysers sont propices à l’exploitation de l’énergie géothermique.

Les eaux à haute température circulant en profondeur sont douées d’un haut pouvoir de dissolution. Elles dissolvent aussi bien les gaz d’origine profonde, tel l’anhydride carbonique, l’hydrogène, les composés chlorés, fluorés et soufrés, que des sels métalliques, lesquels se déposent ensuite dans les fissures et les anfractuosités des terrains qu’ils traversent. Ces dépôts colmatent peu à peu les fissures, réduisant la perméabilité des roches. Par ailleurs, les gaz acides attaquent les minéraux et progressivement les transforment en argiles, dont l’imperméabilité joue un rôle très important dans la géologie de la vapeur souterraine. Les manifestations de surface telles que les geysers et les sources chaudes sont généralement associées à de vastes systèmes complexes de circulation souterraine des eaux, lesquelles empruntent soit des réseaux de fissures, soit des plans de faille, soit simplement les pores de certaines formations géologiques. Il existe cependant des champs géothermiques souterrains auxquels n’est associée aucune manifestation de surface. Il s’agit de réservoirs profonds et isolés ne présentant pas de déperditions en surface. Ce cas se produit lorsque des roches poreuses sont couvertes par un large «toit» de roches imperméables qui empêche l’échappement libre des eaux ou de la chaleur. Larderello (Italie) et Salton Sea (Californie) sont des exemples de ce type.

5. Géomorphologie du volcanisme

Le volcanisme s’exprime dans le relief du globe par une famille de formes originales. Leur diversité résulte, en premier lieu, de celle des structures géologiques créées par des éruptions aux modalités variées. Elle tient aussi à l’importance des destructions causées par l’érosion, qui dépend à la fois de la vulnérabilité des roches offertes à son action et de l’ancienneté des constructions volcaniques. C’est en fonction de ces deux critères qu’on peut établir une typologie des reliefs volcaniques.

Les édifices volcaniques jeunes

Construits au cours du Quaternaire et parfois toujours actifs, ces édifices volcaniques jeunes sont peu entamés encore par l’érosion. Leur morphologie reste définie, pour l’essentiel, par les modalités des éruptions.

Le cône de scories représente le type le plus conforme au volcan popularisé par l’image. Il s’agit d’un édifice aux dimensions limitées (quelques hectomètres de diamètre), aux pentes raides (de 30 à 35⁰), couronné par un cratère. Il est principalement constitué par des pyroclastites (bombes, lapilli) accumulées autour du point d’émission, lors d’éruptions faites d’explosions accompagnées de rares coulées de laves assez basiques, comme au Stromboli. Les puys de l’Auvergne (fig. 13) sont aussi des exemples de tels cônes, avec des cratères réguliers (puy de Pariou), parfois égueulés par les coulées (puys de Louchadière, de Lassolas, de la Vache), parfois emboîtés (puy de Côme). Dans certaines régions, l’activité de multiples bouches éruptives crée des essaims de cratères qui se recoupent ou s’emboîtent dans un matelas de cendres, donnant un aspect lunaire au paysage (Champs Phlégréens des environs de Naples). Malgré la vulnérabilité du matériau qui constitue les cônes de scories, l’érosion ne se manifeste guère que par une dissection limitée due à des ravins radiaux (barrancos ) et par un émoussé des bords des cratères qui peut les rendre indiscernables.

Plusieurs volcans de l’Afar, constitués d’hyaloclastites basaltiques, ont une forme tronconique identique à celle des guyots qui parsèment le fond des océans. Il est raisonnable de penser qu’ils ont été engendrés sous une certaine pression d’eau et n’ont émergé que récemment.

Le volcan bouclier correspond à un empilement de laves basaltiques fluides émises par des fissures ou des cratères, sans explosions ni projections très importantes. Il s’agit alors d’un édifice de diamètre pouvant atteindre plusieurs dizaines de kilomètres, en forme de galette à faibles pentes (de 5 à 6⁰), crevé par un vaste cratère-caldera d’où déborde, lorsqu’elle ne s’y maintient pas sous la forme d’un lac, la lave en fusion, tels le Mauna Loa et le Kilauea de l’île d’Hawaii. En raison de leur nature et de leur forme aplatie, les constructions jeunes restent peu entamées par l’érosion, qui ne se manifeste guère, à l’occasion, que par des canyons ou des amphithéâtres torrentiels (îles Kaouaï).

Le cumulo-volcan résulte, au contraire, de la consolidation de laves acides ou «intermédiaires» visqueuses (trachytes, rhyolites, phonolites) au-dessus de la cheminée volcanique, au cours d’éruptions parfois accompagnées de nuées ardentes destructrices. Ces extrusions présentent la forme de dômes (puy de Dôme) ou de pitons débités en prismes par des diaclases de refroidissement (montagne Pelée, «sucs» du Velay, aiguilles de l’Atakor dans le Hoggar; fig. 14).

Le strato-volcan doit son nom à une structure caractérisée par une alternance de coulées de laves (basalte, andésite) avec des couches de projections traversées par des filons et des cheminées surmontées par des cônes de scories. Déjà plus complexe que les types précédents, même quand il s’agit d’un édifice jeune, la forme résultante a l’aspect d’un cône massif, caparaçonné par les coulées terminales et plus ou moins hérissé de petits cônes de scories (par exemple, le Vésuve).

Les coulées de lave créent aussi des formes structurales primitives originales. Leurs caractéristiques géomorphologiques dépendent à la fois de la nature du magma, de sa température, des gaz sous pression qu’il contient et de la topographie qu’il recouvre.

Des laves visqueuses, en raison de leur acidité (trachytes, rhyolites) et parfois de leur température relativement peu élevée, engendrent des coulées courtes et épaisses, au profil transversal bombé. Des laves très fluides, généralement basaltiques, peuvent s’allonger sur des dizaines de kilomètres, surtout lorsque des vallées les canalisent. En revan che, elles s’étalent en nappes sur des topographies peu différenciées, soit par coalescence de coulées linéaires, soit à la suite d’éruptions fissurales. Les plus remarquables constituent de vastes plateaux structuraux appelés trapps (du suédois trappar , escalier), peu inclinés, limités par des escarpements en marches d’escalier. Au Dekkan, ils s’étendent sur quelque 300 000 kilomètres carrés et leur épaisseur atteint 2 000 mètres.

Dans le détail, ces formes structurales offrent des aspects variés. Des laves très fluides et pauvres en gaz donnent des surfaces lisses appelées pahoehoe aux Hawaii. Leur aspect cordé est dû aux rides créées et étirées par leur écoulement rapide sous une pellicule déjà solidifiée. Des surfaces rugueuses, parsemées de pierraille et hérissées de pinacles de plusieurs mètres de hauteur, signalent des coulées dont l’écoulement lent permet la formation d’une croûte épaisse et rigide. On utilise le terme hawaiien de aa pour les désigner (cheyres d’Auvergne). À l’occasion, des jaillissements de lave y créent des protubérances creuses, de hauteur métrique, appelées hornitos (de l’espagnol four).

Les formes volcaniques d’érosion différentielle

Le démantèlement des vieux édifices volcaniques engendrés au cours du Tertiaire et du Quaternaire ancien (Villafranchien) crée des formes d’érosion différentielle. Leur type varie selon les dispositifs structuraux réalisés et l’ampleur des destructions qu’ils ont subies.

Les formes de déchaussement résultent de la révélation des parties les plus résistantes des constructions volcaniques. Elles se différencient selon la nature du matériau éruptif dégagé et les caractéristiques du moule dans lequel il s’est accumulé.

Les formes les plus vigoureuses proviennent du dégagement des produits consolidés dans les cheminées. On parle de culots quand il s’agit de colonnes de laves intrusives, dégagées de sédiments meubles accumulés dans les fossés, telles les marnes oligocènes de la Limagne (Montragon), ou de puissantes altérites des massifs anciens (plateau Kapsiki, Cameroun). Lorsque ces pitons correspondent à des conglomérats ou à des brèches, on a affaire à des necks , tels les «gardes» villafranchiens du Velay et le célèbre mont Aiguille de la ville du Puy. Lorsque l’érosion différentielle a dégagé un filon de lave colmatant une fissure, on observe une muraille plus ou moins longue, à l’aspect d’orgue, que l’on dénomme dyke (val d’Enfer au puy de Sancy). Ces dykes, comme les culots, surplombent toujours des talus d’éboulis grossiers alimentés par le débitage des laves prismées («clapiers» du Velay).

Les formes d’inversion correspondent au perchement de coulées de laves fluides accumulées dans les vallées ou les dépressions de plateaux constitués par un matériau peu résistant. Mises en relief grâce à la protection que leur assure la carapace de basalte contre l’érosion postérieure, elles déterminent des formes tabulaires appelées mesas (de l’espagnol table). La Limagne offre des exemples de telles lanières ou tables basaltiques, à la suite d’un important déblaiement plio-quaternaire de ses marnes oligocènes (Gergovie, montagne de la Serre), de même que l’Aubrac et le Cézallier, où les laves recouvrent des roches cristallines altérées.

Des reliefs de démantèlement plus complexes caractérisent des volcans tertiaires dont l’évolution comporte une alternance de périodes d’éruptions variées (types polygéniques) et de périodes d’érosion. Ces vastes édifices combinent, alors, divers types de formes d’érosion différentielle qui s’emboîtent les unes dans les autres.

Les formes les plus originales dérivent de l’entaille, par de profondes vallées rayonnantes, des puissantes accumulations de laves et de projections qui caractérisent les strato-volcans. Ces vallées définissent des plateaux triangulaires, terminés en éperons vers l’ancien centre éruptif à partir duquel ils s’inclinent. On leur réserve le nom de planèze , utilisé dans le Cantal pour dénommer les vestiges d’un cône mio-pliocène, couronnés par des corniches de basalte au-dessus de versants raides accidentés par les ressauts structuraux liés à l’alternance de coulées et de pyroclastites. Des pitons de cumulo-volcans, en phonolite ou en andésite, complètent cette série des formes d’érosion différentielle (fig. 15).

Dans le type écossais , la destruction atteint les racines mêmes du strato-volcan, comme le prouve la mise à l’affleurement de granophyres ayant cristallisé en profondeur. On en trouve un exemple classique dans l’île de Mull, en Écosse (fig. 16), où un grand appareil éocène ne se signale plus que par des plateaux basaltiques définis par ses coulées inférieures. En raison de l’inclinaison provoquée par des affaissements volcano-tectoniques de son centre, ils se terminent par des cuestas à fronts externes. Des ring dykes et des cone sheets , dus au déchaussement d’intrusions de laves acides dans des cassures cylindriques ou coniques, les accidentent localement.

Les formes liées aux laccolites

Ce sont aussi d’amples destructions de séries sédimentaires, causées par une érosion de longue durée, qui permettent aux laccolites qu’elles peuvent receler de se manifester dans le relief.

Les Henry Mountains (Utah) en fournissent un cas typique, analysé dès la fin du XIX^e siècle. À la suite de l’ablation de quelque 2 500 mètres de grès et de schistes, les amas laccolitiques venus à l’affleurement y déterminent des dômes, associés à des sills , entourés par des alignements de cuestas dégagées dans les enveloppes sédimentaires rebroussées. Ces reliefs complexes, qui atteignent 3 500 mètres, se dressent à environ 1 500 mètres au-dessus des plateaux voisins.

À toutes ces conséquences géomorphologiques du volcanisme, il convient d’ajouter les perturbations qu’il provoque dans l’hydrographie, exprimées par différents types de lacs. Certains, circulaires, se perchent dans les cratères de volcans éteints (lac du Bouchet, Haute-Loire) ou seulement en repos (Kelud, Java). D’autres, moins réguliers mais souvent plus vastes, se logent dans les calderas (lacs de Bolsena, de Vico, en Italie; Maare de l’Eifel en Allemagne). Plus ou moins triangulaires, enfin, les lacs de barrage s’établissent derrière un cône volcanique (lac de Montcineyre, Auvergne) ou une coulée (lac d’Aydat, Auvergne).

6. La volcanologie

Le volcanisme étant conditionné à l’intérieur du globe mais se manifestant à sa surface, la volcanologie s’efforce d’en analyser les aspects aussi bien souterrains que superficiels. Longtemps limitée à l’étude des laves (pétrographie et minéralogie) et des sublimés, la volcanologie s’est développée assez récemment, et en particulier en tant que science appliquée: elle ne peut en effet se soustraire à la demande de sécurité émanant de populations sans cesse plus nombreuses exposées au risque volcanique. Elle doit aujourd’hui s’adresser tant à la géologie, à la géophysique et à la géochimie qu’à la physique et à la chimie, et utiliser simultanément les techniques les plus diverses.

Recherche fondamentale

L’étude du volcanisme englobe celle de l’intérieur du globe aussi bien que celle des manifestations de surface – dégazage, explosif ou non, et émission des laves, coulées ou pyroclastites. La complexité du phénomène, sa relative brièveté (au sens géologique du terme), les difficultés, les dangers même qu’il oppose aux investigateurs constituent des obstacles difficilement surmontables. L’idéal serait de pouvoir mesurer simultanément et en continu tous les facteurs qui déterminent et conditionnent l’éruption volcanique, depuis les inaccessibles matrices subcrustales jusqu’aux flammes brutales de l’hydrogène explosant à l’air libre; faute d’espérer l’atteindre jamais, il convient de s’en rapprocher au maximum. Ce qui signifie qu’il faut élaborer et exécuter des programmes de recherches qui s’attaqueront aux multiples composantes de cet immense, très complexe et très mouvant ensemble – mouvant dans l’espace et mouvant dans le temps –, d’une façon telle que les variations simultanées ou successives de paramètres aussi éloignés l’un de l’autre que le sont en apparence le champ magnétique terrestre et la composition chimique des gaz, la minéralogie des laves et la sismicité, le débit de l’exhalaison gazeuse et les jeux tectoniques, la viscosité du magma et les anomalies du champ de la pesanteur, le bilan de l’énergie thermique et celui de l’énergie cinétique puissent être interprétées en relations de causes et d’effets. De ces rapports découleront alors les lois empiriques qui régissent cet énorme enchaînement (fig. 9 et 17).

Mais il ne faut pas se faire d’illusions. Si même les infimes crédits alloués jusqu’ici à ce genre de recherches étaient multipliés par mille, si le nombre des chercheurs et les moyens mis à leur disposition croissaient comme ont crû, pour des besoins de stratégie nucléaire, ceux de l’océanographie et de l’espace, on ne parviendrait jamais à une connaissance totale et exacte du volcanisme. Comme tout phénomène naturel, ce dernier est infiniment trop complexe pour que la science appréhende l’ensemble des conditions initiales et des interactions agissantes qui le conditionnent. Il est dès lors impossible d’en comprendre complètement le fonctionnement et donc d’en prévoir avec certitude le déroulement: toute déterministe qu’elle est, ou qu’elle tend à devenir grâce à la mise en œuvre simultanée d’un réseau très dense de stations fixes ou mobiles d’observation et de moyens de calcul très performants, la prévision météorologique à court terme, par exemple, est encore à la recherche d’une telle certitude. Alors, pour un phénomène qui est engendré loin sous la surface du globe et pour finir plus ou moins violent, donc inaccessible, les certitudes sont moindres encore.

Surveillance des éruptions

Il n’est possible de prévoir une éruption qu’à condition de disposer d’un observatoire volcanologique convenablement équipé en instruments et en personnel compétent, ou au moins d’un système d’alerte basé sur la mesure continue d’un petit nombre de paramètres bien choisis. Cette approche essentiellement expérimentale, qui vise à révéler de façon automatique toute rupture d’état stationnaire du volcan considéré, ne doit pas conduire à négliger la surveillance phénoménologique directe régulièrement effectuée par un ou plusieurs observateurs expérimentés. Sur les quelques milliers de volcans potentiellement actifs existant (dont la plupart se trouvent sous les océans), moins de deux cents environ sont surveillés de façon convenable. Encore, à de très rares exceptions près, n’est-on pas arrivé à prévoir l’éruption d’un volcan à magma visqueux; or, ce sont les plus dangereux.

Mais, quel que soit le type de volcan, il semble que l’éventuel paroxysme destructeur ne survienne jamais d’emblée mais toujours au terme d’une phase initiale plus ou moins longue (de quelques jours à quelques mois). L’essentiel consiste donc non tellement à prévoir l’éclatement d’une éruption que l’éventualité d’un cataclysme. Ceci est beaucoup plus difficile que cela – et la seule existence d’un observatoire n’y suffit pas. Les efforts de la volcanologie moderne se portent sur ce problème, qui ne peut être résolu, là encore, que par la mesure continue et simultanée des différents paramètres mesurables, géophysiques, physiques, chimiques et géochimiques. Parmi eux, citons la sismicité, les gradients du champ magnétique, les courants telluriques, les variations de résistivité du sol, les éléments en trace dans les eaux résurgentes et les fumerolles, les variations de composition et de débit des gaz éruptifs, etc. Ce ne sont guère les valeurs absolues qui sont intéressantes, mais les fluctuations des divers paramètres, les gradients, les maxima, les minima, les points d’inflexion des courbes enregistrées et les relations, évidentes ou cachées, qui peuvent être déduites de ces informations.

L’interprétation volcanologique de ces multiples enregistrements ne saurait être réalisée de façon convenable que par un personnel ayant acquis l’expérience nécessaire par la répétition d’observations scientifiques conduites sur des éruptions volcaniques, plutôt que par la surveillance des volcans assoupis à partir d’un observatoire, aussi bien équipé soit-il.

Les éruptions cataclysmales des volcans Saint-Helens (mai 1980), El Chichón (mars-avril 1982) ou Nevado del Ruiz en 1985, situés, le premier dans l’État de Washington (États-Unis), le deuxième au Mexique, le dernier en Colombie, ont brutalement mis en évidence l’état d’impréparation de la volcanologie appliquée et son incapacité à répondre efficacement à des besoins sociaux – la sécurité face aux catastrophes naturelles – de plus en plus pressants. D’importants progrès ont été réalisés depuis, en particulier outre-Atlantique, mais déjà, alors que s’atténue l’effet de choc produit sur l’opinion par ces trois événements telluriques majeurs, généreusement répercutés par les médias, l’on assiste à un certain fléchissement de l’effort de recherche sur la prévision et la surveillance des éruptions volcaniques. Il ne fait pourtant aucun doute que l’indemnisation des victimes de catastrophes naturelles, qui est désormais prise en compte par les compagnies d’assurances dans certains pays, dont la France, fait apparaître comme comparativement dérisoire le coût d’une politique volontariste de prévention; dans le domaine des risques volcaniques, celle-ci passe nécessairement par le financement d’une recherche scientifique appropriée.

Encyclopédie Universelle. 2012.