Les volcans fascinent. Le spectacle d’une éruption est à la fois sublime et terrifiant. Qu’est-ce qu’un volcan ? Comment se forme-t-il ? Pour comprendre les phénomènes physiques qui sont à l’origine des volcans, il est nécessaire de revenir sur la formation de la Terre.

La formation de la Terre en 90 secondes

La Terre, lorsqu’elle s’est formée, était une boule de magma en fusion. Les collisions répétées, pendant des centaines de millions d’années, avec des astéroïdes de toutes tailles, n’ont cessé d’augmenter son énergie interne. Lorsque le grand bombardement tardif a cessé, ou du moins lorsqu’il est devenu moins intensif, la jeune Terre a commencé à se refroidir. Sa structure s’est différenciée (voir le post au sujet de la formation de la Terre). Une croûte de 10 à 30 km d’épaisseur s’est formée en surface mais le cœur est resté brûlant. L’énorme quantité d’énergie thermique accumulée par la Terre n’en finit pas de se dissiper. Il faut dire qu’à cette énergie s’ajoute celle libérée par les éléments radioactifs internes (potassium, thorium, uranium) et que la Terre est soumise au rayonnement permanent du Soleil ! Au bout de 4,5 milliards d’années, une partie du cœur composé de fer et de nickel est toujours en fusion.

Entre la croûte et le noyau de fer et de nickel en fusion se trouve le manteau. Le manteau est principalement composé de silicates. En périphérie, jusqu’à une profondeur de 60 km environ, il est solide et cassant. Avec la croûte, la couche extérieure du manteau forme la lithosphère. En dessous de la lithosphère se trouve l’asthénosphère. La matière y est ductile, un peu comme le sont les glaciers qui, bien qu’à l’état solide, s’écoulent lentement à la surface de la Terre. La température au sein de l’asthénosphère va de 1100° C à 2000°C. Entre l’asthénosphère et le noyau externe en fusion, à plus de 650km en dessous de la surface de la Terre, il y a le manteau inférieur, avec une température qui va de 2000°C à près de 4000°C. Le manteau inférieur est le siège de puissants mouvements de convexion.

Nota : les relevés simultanés réalisés avec les très nombreux sismomètres disposés tout autour de la Terre permettent de faire « une échographie » en continu de notre planète et ainsi d’avoir une bonne idée de sa structure.

Ce qui précède donne un schéma général de la structure interne de la Terre mais celle-ci n’est pas strictement identique quelque soit l’endroit où on se trouve. En se refroidissant, la croûte s’est morcelée. Les puissants mouvements convectifs au sein du manteau déplacent les plaques formées par la croûte. Un mouvement très lent mais qui peut atteindre plusieurs centimètres par an. Là où deux plaques se chevauchent, il y a subduction. L’une des deux plaques s’enfonce en dessous de l’autre et pénètre dans le manteau qui s’échauffe sous l’effet des énormes forces de frottement. A d’autres endroits, les plaques s’écartent. Une faille s’ouvre qui permet au manteau, qui n’est plus sous pression, de remonter et de renouveler le plancher océanique. On appelle cela une dorsale (ou une ride médio-océanique). Au niveau d’une dorsale, le manteau qui remonte est plus chaud que la lithosphère qu’il remplace. A d’autres endroits encore se trouvent des points chauds dont on ignore leur origine (peut-être liée à une concentration de matériaux radioactifs).

Magma

Zones de subduction, dorsales, points chauds… A l’interface entre asthénosphère et lithosphère les conditions sont réunies pour qu’il y ait fusion partielle du manteau. Il se forme du magma : un mélange de roche en fusion, de fragments de roches et de poussière en suspension et de gaz dissous. (Dans les zones de subduction océaniques ou au niveau des dorsales, l’infiltration d’eau et l’hydratation du manteau a pour effet d’abaisser sa température de fusion.) Le magma, plus léger que le matériau de la lithosphère, remonte du fait de la poussée d’Archimède. Il emprunte toutes les voies possibles au travers du manteau supérieur dont on sait qu’il est fragile et cassant. A mesure qu’il s’élève, la pression auquel il est soumis diminue et le processus de fusion s’accélère. Parvenu en dessous de la croûte terrestre, il reste bloqué et s’accumule dans d’immenses poches de magma entre 20 et 50 km en dessous de la surface (on parle de chambres magmatiques).

Remarque : dans le cas des dorsales océaniques, le magma peut se frayer un chemin jusqu’à la surface sans être bloqué par la croûte terrestre. En s’épanchant, il renouvelle le plancher basaltique des océans.

Cette chambre magmatique peut très bien constituer un terminus pour le magma. Si la production du magma en profondeur se tarit, le magma va se refroidir et cristalliser lentement. Mais si la pression dans la chambre magmatique devient trop forte, ou lorsqu’une faille s’ouvre du fait d’un déplacement de terrain, le magma peut remonter brusquement. Souvent, il remplit une autre chambre magmatique située à quelques kilomètres sous la surface, la chambre magmatique superficielle. Cette nouvelle décompression a transformé le magma en lave. Le dégazage fragilise l’édifice au-dessus de la chambre superficielle. L’éruption est imminente.

Eruption

Une éruption volcanique peut se manifester sous différentes formes :

La coulée de lave est la forme la plus connue, celle que l’on associe implicitement à la notion de volcan. L’émission de coulées de lave n’est pourtant pas systématique et ce n’est pas elle qui crée le plus de dégâts. La lave, c’est du magma en fusion qui a partiellement dégazé. Elle peut être constituée de basalte (silice, pyroxène, feldspath) ou d’andésite. Elle est plus ou moins liquide selon sa teneur en silice. Une coulée de lave se propage à 50 km/h et sa température se situe entre 700°C et 1200°C. Le volcan Kilauea est connu pour sa production de lave en continu depuis 1983. Les éruptions du Piton de la Fournaise sur l’île de la réunion, ou de l’Etna en Sicile, se traduisent également par d’mportantes coulées de lave.

Les coulées pyroclastiques (également appelées nuées ardentes) sont beaucoup plus dangereuses. Elles sont responsables des 30000 morts qui ont suivi l’éruption de la Montagne Pelée en 1902. L’éruption du Vésuve qui a détruit Pompéi et Herculanum en 79 était également du type péléen (si l’on me permet cet anachronisme). Dans une coulée pyroclastique, les éjectas sont portés par le gaz brûlant produit par le dégazage du magma. On peut donc parler d’aérosol. Cet aérosol est en général très dense (dans le cas contraire, on parle plutôt de nuage pyroclastique). Il reste proche du sol. Il est composé de gaz volcaniques (vapeur d’eau, dioxyde de soufre, dioxyde de carbone, sulfure d’hydrogène, chlorure d’hydrogène…) et de cendres, de lapilli (de petits cailloux auxquels on donne aussi le nom de pouzzolane), de pierres ponces et de bombes volcaniques. La coulée pyroclastique n’est pas freinée par le contact avec le sol, ni par un phénomène de viscosité. Elle dévale la pente du volcan à plus de 200 km/h, parfois même 600 km/h. Lorsque la coulée perd de sa puissance, les matériaux solides se déposent, formant une couche de plusieurs mètres d’épaisseur qui peut ensevelissant une ville tout entière (comme Herculanum). Les gaz à très haute température calcinent pratiquement instantanément toute personne qui se trouve sur leur passage.

Lorsqu’un nuage pyroclastique accompagne la coulée pyroclastique, le gaz et les cendres qu’il emporte restent longtemps en suspension et peuvent faire plusieurs fois le tour de la Terre. Ils peuvent être la cause de pluies acides et avoir un impact sur le climat à l’échelle mondiale (volcan Tambora en 1815 et Krakatoa en 1889).

Volcans effusifs et volcans explosifs

Les volcans qui produisent des coulées de lave sont appelés volcans effusifs. On les trouve en majorité au long des dorsales océaniques (volcans d’Islande), des rifts continentaux (volcan Nyiragongo en République du Congo) ou au-dessus des points chauds (volcans d’Hawaï, Piton de la Fournaise). La lave refroidie s’accumule et peut former une île qui émerge de l’océan.

Dans le cas de volcans explosifs, la lave de type andésitique est très visqueuse (forte teneur en SiO₂). Elle ne peut pas s’écouler et obstrue la cheminée en formant un dôme. Lorsque la pression des gaz est trop forte, le « bouchon saute »… et parfois même c’est le volcan tout entier qui est déstabilisé. En 1980, l’éruption du Mont Saint-Helens dans l’état de Washington a entraîné un formidable glissement de terrain qui a fait passer l’altitude du volcan de 2950 m à 2450 m. A Santorin, 1600 ans avant notre ère, l’effondrement des parois du volcan autour la chambre magmatique qui s’est vidée a créé une gigantesque caldeira que visitent aujourd’hui des touristes venus du monde entier !