QU'EST-CE QU'UN VOLCAN ?

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LE MAGMA

Le magma est produit par l’anatexie, la fusion partielle ou totale du manteau et de la croûte terrestre sous l’action d’un point chaud ou lors d’un apport d’eau dans une zone de subduction. La consistance du magma est visqueuse plus ou moins fluide selon sa composition que nous allons voir plus loin. C’est sa densité plus faible qui le pousse vers la surface. Il est stocké dans les chambres magmatiques qui sont situées dans la lithosphère
A l’intérieur de la chambre supérieure il peut cristalliser partiellement ou complètement. Lorsqu’il dégaze dans la chambre magmatique il commence sa transformation en lave.
La remontée en surface est due à la faiblesse des roches qui surplombent la chambre supérieure qui ne sont plus capable de contenir la pression exercée par le magma.

 

 

Le magma est à l’origine de la formation des volcans. Cette roche en fusion, qui bouillonne dans le cratère, provient d’une fusion partielle de la croûte terrestre. Futura a rencontré Jacques-Marie Bardintzeff, docteur en volcanologie, pour qu’il nous en dise plus sur son origine. © Futura

LES CHAMBRES MAGMATIQUES

Source

Le plus souvent, un édifice volcanique présente deux zones de stockage du magma que l'on appelle chambre magmatique profonde et chambre magmatique superficielle, ou terminale. La première est une zone de collecte des magmas depuis la zone plus ou moins diffuse, plus ou moins étendue, de fusion des roches sources du magma. La seconde est un niveau de stockage résultant d'un équilibre de densité et de pression, correspondant temporairement à une poussée d'Archimède nulle. La présence d'une chambre magmatique superficielle n'est pas toujours avérée, comme à l'aplomb des systèmes volcaniques fissuraux de certains segments de dorsales médio-océaniques.

Selon le contexte géodynamique, la zone de fusion et genèse des magmas primaires se situe entre au plus profond 100-110 km sous la surface et jusqu'à en général de l'ordre de 20 à 30 km de profondeur. La zone de collecte de ces magmas primaires, ou chambre magmatique profonde, peut se situer entre 20 et 50 km de profondeur.

Située en général à quelques kilomètres sous le sommet de l'édifice volcanique, la chambre magmatique superficielle est alimentée en magma par des dykes depuis la zone profonde. Lors d'une éruption volcanique, la zone de stockage des magmas est reliée à la surface par un conduit, appelé cheminée volcanique, en général très étroit, quelques mètres tout à plus, et dont l'existence est celle du temps de l'éruption. Lorsque la surpression permettant la sortie des magmas décroît, le magma résiduel peut progressivement se figer sur place, ou sinon la pression lithostatique des roches environnantes suffit à écrouler le vide laissé. L'éruption suivante recréera sa propre cheminée, éventuellement en réutilisant un précédent conduit s'il s'avère un cheminement facile à ouvrir.

Lors d'une éruption volcanique, la fraction de magma qui s'épanche sur la surface terrestre reste très modérée, ne dépassant pas en général quelques pourcents du volume de la chambre superficielle. Si la vidange atteint de l'ordre de 10 %, l'édifice rocheux à l'aplomb du réservoir peut être rendu instable, et s'effondrer en partie, comme lors de l'éruption de mai 2007 du piton de la Fournaise.

Le magma qui reste dans la chambre magmatique subit d'importantes transformations physico-chimiques, principalement sous l'effet de son refroidissement. En particulier, des minéraux cristallisent. On dit que la cristallisation est fractionnée, car les minéraux n'ont pas la même composition que le magma. Ainsi, la composition du magma évolue au cours de la cristallisation, et notamment, sa tenue en silice augmente, sa densité diminue, et, à température équivalente, sa viscosité augmente. Sa capacité à contenir des gaz dissous diminue, essentiellement l'eau vapeur et le dioxyde de carbone, dans une moindre mesure le dioxyde de soufre ou l'hydrogène sulfureux selon l'état rédox, ainsi que les gaz halogène, chlore et fluor. Cette évolution du magma dans la chambre magmatique peut prendre des siècles à évacuer la chaleur, en fonction de la nature du magma, et des capacités de la roche encaissante. Une réinjection de magma juvénile d'origine profonde est souvent la cause d'une nouvelle éruption. Une autre cause peut être le dépassement d'un seuil critique de résistance à la surpression créée par les gaz volcaniques passés progressivement en sursaturation dans le magma se refroidissant.

Quand un système volcanique s'éteint définitivement, ce qui peut se produire seulement quelques années après sa mise en place (cas du Paricutin au Mexique dans les années 1960, et probablement de la plupart des édifices volcaniques de la chaîne des Puys en Auvergne, qui sont monogéniques) ou durer jusqu'à quelques millions d'années (cas du volcan du Cantal en Auvergne), le contenu de la chambre magmatique finit par cristalliser complètement et donne naissance à des roches plutoniques, comme le gabbro, issu de la cristallisation d'un magma basaltique, la diorite, à partir d'un magma andésitique, ou la syénite issu d'un trachyte.

Par Jacques Marie Bardinzeff

Il y a 20 ans cette année, en 1998, le grand volcanologue français Haroun Tazieff décédait. La science volcanologique a fait de nombreux progrès depuis mais il reste encore beaucoup à découvrir et à comprendre. En atteste le simple fait que nous ne sommes toujours pas capables de prédire les éruptions volcaniques, si ce n'est, parfois, que quelques heures voire quelques jours à l'avance. Sans doute Haroun Tazieff aurait été intéressé par l'article publié dans le journal Nature et provenant de volcanologues anglo-saxons, de l'Imperial College London et de l'université de Bristol, dont le célèbre Stephen Sparks. Les travaux menés par ces chercheurs remettent en cause les idées que l'on se fait généralement sur les chambres magmatiques, que l'on croit présentes sous les volcans, en se basant notamment sur des modèles numériques sur ordinateurs de la physique et de la chimie des processus magmatiques. Haroun Tazieff avait déjà envisagé en son temps l'utilité de tels modèles pour la volcanologie. En résumé, il n'y aurait pas vraiment de chambres magmatiques sous les volcans - selon l'image que l'on s'en fait souvent -, c'est-à-dire une sorte d'immense cavité remplie de magma en fusion. À la place, est introduit le concept de « magma mush ».

​Remettre en cause ce que l'on pensait des chambres magmatiques ne semble pas une mince affaire et c'est pourquoi l'on a demandé des précisions au volcanologue Jacques-Marie Bardintzeff. Il nous a expliqué l'intérêt des travaux exposés par ses collègues : « ils confirment et développent en détail des idées que l'on avait depuis quelque temps déjà pour rendre compte de certains problèmes rencontrés avec le modèle classique de chambre magmatique, développé notamment à partir des observations faites dans les années 1930 sur le massif de Skaergaard sur la côte Est du Groenland ». Jacques-Marie Bardintzeff précise que « cela fait quelque temps déjà que les volcanologues anglo-saxons utilisent le terme anglais de mush pour décrire le magma enrichi en cristaux rassemblé en profondeur sous les volcans, et que l'on peut traduire par "bouillie", bien que ce terme français ne corresponde pas vraiment à la réalité ».

Une bouillie de cristaux et de liquide basaltique ?

Qu'est-ce qui se cache derrière ce terme ? Tout simplement, qu'à la place des chambres magmatiques remplies de magma dans lesquelles se forment et nagent quelques cristaux - que l'on peut trouver dans les laves après une éruption -, on aurait à l'inverse majoritairement des cristaux entre lesquels existe une petite portion de liquide fondu, pouvant circuler par percolation comme l'eau à travers du café ou du sable. D'après le nouveau travail des chercheurs britanniques, qui permet de mieux rendre compte des données géophysiques, géochimiques et minéralogiques associées aux volcans, les chambres magmatiques au sens classique du terme seraient en fait sous forme de poches de magma transitoires juste avant les éruptions.

Une illustration du nouveau concept de chambre magmatique que les volcanologues étudient depuis au moins une dizaine d'années. Des poches de magma en forme de lentille avec très peu de cristaux (melt lens) se forment transitoirement dans une région où dominent les cristaux sur le liquide (crystal mush) pendant des milliers voire des dizaines de milliers d'années. Du magma frais s'injecte parfois dans la chambre magmatique, maintenant un certain niveau de fusion et pouvant déclencher une éruption, par son mélange avec un magma évolué. © Gareth Fabbro

SOURCE :

Oui mais !

Le fait que les chambres magmatiques soient en fait des régions qui ressemblent plus à de la neige fondue qu'à des poches d'eau liquide était soupçonné depuis un moment déjà par les sismologues. « On n'arrivait pas vraiment à former d'images nettes de ces chambres par enregistrement sismique », explique Jacques-Marie Bardintzeff. Ce qui rétrospectivement se comprend, si l'on n'a effectivement pas de discontinuité nette entre le « mush » et la roche encaissante la plupart du temps.

Si nous devions faire un bilan de ce qu'il faut sans doute penser actuellement des chambres magmatiques sous un volcan, l'on aboutirait en gros à ceci. D'abord, rappelons que la croûte n'est pas une surface refroidie et solidifiée flottant sur un manteau en fusion et liquide, comme on pourrait le penser en regardant un lac de lave tel celui de l'Erta Ale en Éthiopie. On le sait au moins depuis l'essor de la sismologie au tout début du XXe siècle car, contrairement aux ondes sismiques compressives dites P qui arrivent les premières, les ondes transversales secondaires (S) ne se propagent pas dans des liquides. On sait donc depuis plus d'un siècle que le manteau, qui transmet les ondes S, est solide même si à l'échelle des temps géologiques - dont l'unité est le million d'années -, il se comporte bel et bien comme un « fluide » visqueux chaud en convection.

Des masses de matières chaudes, remontant vers la surface de la Terre, se décompriment de sorte qu'elles se mettent à fondre partiellement au niveau des cristaux d'olivines qui composent les péridotites du manteau supérieur. Le liquide basaltique produit est moins dense que les roches encaissantes si bien qu'il a tendance à remonter lui aussi vers la surface sous l'effet de la pression d'Archimède. Un processus de percolation du magma, analogue à celui de l'eau dans des milieux poreux, se met alors en place. Le magma va se concentrer dans des zones de fracture qui vont s'agrandir par fracturation hydraulique. Ce mécanisme n'a commencé à être bien compris qu'avec les travaux d'un des pères de la théorie de la tectonique des plaques, Dan McKenzie, qui a publié un article retentissant sur le sujet en 1984.

Du magma qui percole

Nous en avons donc déduit que le magma finissait par se concentrer entre quelques dizaines et une centaine de kilomètres de profondeur dans des grandes cavités : les fameuses chambres magmatiques. L'analyse des laves en surface montrait que celles-ci évoluaient chimiquement au cours de milliers et de dizaines de milliers d'années d'éruptions successives. On trouvait même des cristaux se condensant à hautes températures, comme les zircons, âgés d'environ 100.000 ans en arrivant en surface. Il fallait en conclure que les chambres magmatiques existaient pendant une longue période géologique durant laquelle des processus de différentiation et ségrégation opéraient, perturbés par des remontées de liquide basaltique frais. Ces processus pouvaient d'ailleurs se voir dans les rares chambres magmatiques figées connues et accessibles en surface du fait de l'érosion, comme la fameuse intrusion de Skaergaard dont nous avons parlé précédemment.

 
 
 

GAZ VOLCANIQUES

Les gaz volcaniques sont des composés volatils dissous dans le magma. Le dégazage du magma s’opère en partie dans la chambre magmatique il est alors à l’origine des éruptions. C’est le dégazage qui fait remonter le magma à la surface à travers les cheminées. Le type de lave influe sur la quantité de gaz qui seront émis. Les magmas fluides auront un dégazage plus important que les magmas visqueux. Il faut, ici, rappeler que les magmas visqueux sont à l’origine des éruptions explosives le dégazage étant brutal quand la pression du magma se détend à l’arrivée en surface.

Le dégazage en profondeur peut aussi donner naissance à des évents au pourtour des volcans qui libèrent des fumerolles, mofettes et solfatares à l’origine de la cristallisation de minéraux tels que soufre (voir dans la section formation des minéraux au chapitre des évaporites et dans le glossaire volcans).

 
 
 

Évent de gaz à haute teneur en soufre..

Si la plus grande partie est libérée lors de l’éruption, une partie des gaz est parfois libérés lors de l’écoulement de la lave à la surface. Les gaz lourds comme le dioxyde de carbone peuvent former des mazukus, des poches de gaz toxique sur la surface dans des creux. Ces phénomènes sont extrêmement dangereux. 
 

Lorsque les gaz sont libérés sous l’eau au fond de lacs ou d’océans ils peuvent remonter sous formes de bulles mais si la profondeur est trop importante et que la pression le permet ils se dissoudront dans l’eau. L’eau est acidifiée et ils se forme ainsi des lacs acides.
 

Les gaz libérés en surface lors de l’éruption peuvent avoir deux causes liées à la météorologie :

  • Formation d’un brouillard volcanique acide le vog.

  • S’ils se mêlent aux nuages ils vont se condenser et retomber en pluie acide.

Les gaz volcaniques sont composés de différents gaz dissous dans le magma :

  • 50 à 90% de vapeur d’eau

  • 5 à 25% de dioxyde de carbone

  • 3 à 25% de dioxyde de soufre

  • D’autres éléments s’y ajoutent en quantité moindres mais non négligeables :

    • Monoxyde de carbone

    • Chlorure d’hydrogène

    • Dihydrogène

    • Sulfure d’hydrogène

    • Etc...

LAVES

Les laves sont de la roche effusive, fluide ou visqueuse, issues d’une chambre magmatique, émises en fusion par les volcans. Leur température est fonction de leur composition chimique, elle se situe généralement entre 700 et 1200°C. Leur refroidissement, lui aussi fonction de la composition, est aussi fonction de l’environnement atmosphérique et du sol ou de l’eau. Elles solidifient entre 600 et 900°C en roche magmatique extrusives tels les basaltes ou les rhyolithes. Toujours selon leur composition et leur teneur en gaz, elles sont de fluides à visqueuses et cet état conditionne leur écoulement plus ou moins rapide et par là les caractéristiques du cône volcanique qui se formera par leur accumulation.

DEUX TYPES DE LAVES

 

La viscosité est fonction de la teneur en silice (SiO2) :

  • Une lave riche en silice sera visqueuse et donnera naissance à un volcan de type explosif ;

  • Une lave pauvre en silice donnera une lave fluide de volcan effusif.

 

TEPHRAS et PYROCLASTES

Les téphras (du grec τέφρα — « cendres ») ou pyroclastes (du grec πυρóκλαστος, formé de pyro — « feu » et klastos — « fragment »), éjectas volcaniques, sont les fragments de roche solide expulsés dans l’air ou dans l'eau pendant l’éruption d’un volcan.

Les téphras sont les particules fines :

  • le tuf volcanique : structure plus fine que les cendres il peut provenir du magma, on le dit autogène ou des structures préexistantes du volcan, on le dit allogène.

  • la cendre volcanique : structure granulique comme le sable, elle estconstitué par des grains de moins de 2 mm issus de la pulvérisation du magma ou de roches préexistantes.

Téphra est généralement utilisé seulement pour les cendres volcaniques.

Les pyroclastes sont les particules volcanoclastiques les plus communes. Ce sont des fragments de lave solidifiés à un moment de l’éruption le plus fréquemment pendant le parcours aérien :

  • Les lapilli : (du pluriel italien de lapillo, gravier), fragments dont la dimension maximale est comprise entre 2 et 64 mm

    • le plus souvent éjectés solides avant la surface, les sont fragments anguleux comme du gravier ;

    • si la solidification se fait dans l'atmosphère, les fragments sont alors arrondis, c'es les cas des pierres ponces et des matières de faible densité ;

  • les bombes volcaniques : ce sont de fragments de lave de dimension supérieure à 64 mm allant jusqu’à 1 m de dimension maximale. Ils se sont solidifiés durant leur parcours aérien, dont résulte leur forme caractéristique et leur consistance vitreuse ;

  • les clastes sont des gros blocs déjà solides avant leur parcours aérien, de dimension supérieure à 64 mm, ils peuvent dépasser le mètre cube. Ils peuvent se fragmenter par collision durant leur trajectoire dans l'atmosphère ou lors de leur chute sur le sol.
     

Les fragments de roche arrachés à l’état solide par érosion des structures géologiques tout au long de la cheminée ou provenant des couches profondes de la croûte et même du manteau, lors d'une éruption sont des xénolithes.

SOURCES

  • Archives de Jean-Jacques Chevallier

  • Jacques-Marie Bardinzeff

  • Wikipédia

  • Futura Science

  • Planète

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