Le Projet

Table des matières

1. La base de la volcanologie
a. Magmatisme
b. Processus et déclencheurs du magmatisme
Convergence des plaques tectoniques (subduction)
Divergence des plaques (rides médio-océaniques)
Hot-spots (intraplaque)
c. Différents types de roches magmatiques
Les roches plutoniques
Les roches volcaniques
Un cas particulier : l’obsidienne
2. Différents styles et déclencheurs d’éruptions
Différents styles éruptifs
Déclencheurs des éruptions

1. La base de la volcanologie

a. Magmatisme

Le magmatisme est par définition, tout processus lié à la formation, au mouvement et à la solidification de roches en fusion. Tous ces processus sont liés aux mouvements internes de la Terre, qui est une planète « vivante » du point de vue géologique et qui est constamment en évolution. Ces mouvements sont appelés mouvement de convection. Ils sont générés par la différence de température entre l’intérieur de la Terre, très chaude, et la surface, plus froide. Lorsque du matériel est chaud, il a tendance à vouloir remonter vers la surface. Une fois remonté, il va se refroidir et donc être poussé à redescendre dans les profondeurs. Ces flux se passent dans le manteau inférieur, qui est ductile et peut se déformer (l’asthénosphère). Ces mouvements de convection font bouger la lithosphère, qui est la partie supérieure de la Terre (la lithosphère comprend le manteau supérieur et la croûte terrestre). Les roches magmatiques, dites roches ignées, « nées par le feu » sont le plus souvent créées par fusion du manteau supérieur et parfois de la base de la croûte terrestre. Il peut arriver aussi que des parties du manteau inférieur entrent en fusion. Quand le magma atteint la surface, on parle alors de volcanisme.
Le noyau interne et le noyau externe ne participent pas à l’activité magmatique de la Terre car ils sont beaucoup plus denses et ont une composition chimique bien différente des autres couches. Seule la chaleur qui s’en dégage permet la fusion des roches. La croûte terrestre est composée majoritairement de silicium, d’aluminium, de calcium et de magnésium et aussi d’oxygène. Le manteau est aussi largement composé de silicium et d’oxygène mais est plus riche en fer et en magnésium que la croûte. Le noyau est composé quasi exclusivement de fer et de nickel.

Le noyau et le reste de la Terre sont différents au niveau chimique : le noyau est composé de Fer et de Nickel tandis que le reste de la Terre est formée de silicates. Le manteau et la croûte sont séparés physiquement : le manteau est déformable « ductile » tandis que la croûte est rigide et cassante.

Donc attention le manteau est bien solide, n’imaginez pas la croûte flotter comme un radeau.

Figure 1 : La structure interne de la Terre (Source : https://s-media-cache-ak0.pinimg.co... le 02/04/2017)

b. Processus et déclencheurs du magmatisme

L’activité magmatique telle qu’on la connait sur Terre est causée par 3 processus principaux :
1) Convergence des plaques tectoniques (subduction) : 80%
2) Divergence des plaques (rides médio-océaniques) : 15%
3) Hot-spots (intraplaque) : 5%

Figure 2 : Carte du monde montrant les limites des principales plaques tectonique ainsi que la répartition des volcans dans le monde.

On remarque que la majorité se trouve à la limite des plaques tectoniques (dans un contexte de collision ou de divergence). (Source : www.rincondelvago.com/informacion/v... le 02/04/2017)

Convergence des plaques tectoniques (subduction)

Le magmatisme de convergence est produit lors de la collision de deux plaques tectoniques, souvent entre une plaque continentale (plus épaisse mais moins dense) et une plaque océanique (plus fine et plus dense). Lorsque la croûte océanique plonge dans les profondeurs de la Terre, elle est chauffée et libère beaucoup d’eau présente dans les sédiments marins des fonds océaniques. La libération de cette eau provoque la fonte partielle des roches du manteau sous la croûte continentale et conduit ainsi à la formation de magma. Ce magma va alors remonter à la surface et former des volcans, voire des chaînes de volcans comme c’est le cas par exemple au Chili. Il faut bien noter que le magma ne peut pas toujours remonter jusqu’à la surface et que s’il reste bloqué dans la croûte, il va se solidifier lentement et y rester. Cette partie du magma qui n’a pas réussi à atteindre la surface est responsable de la plus grande épaisseur de la croûte continentale par rapport à la croûte océanique.

Figure 3 : Le phénomène de subduction est un processus responsable du magmatisme, ici c’est l’apport d’eau contenue dans la croûte océanique qui abaisse le point de fusion des roches et fait remonter du magma à la surface. (Source : http://levisearth2space.weebly.com/... le 02/04/2017)

Divergence des plaques (rides médio-océaniques)

Puisque les plaques entrent en collision à certains endroits de la Terre, il y a nécessairement d’autres endroits où ces plaques divergent et s’écartent. Ce processus peut se produire dans la croûte continentale, on parle alors de rifting. C’est ce qui se passe actuellement dans le rift africain, la croûte est séparée en deux à cause des flux de convection venus du manteau inférieur. Plus elle est étirée, plus elle devient fine et plus la pression diminue, ce qui provoque la fusion partielle du manteau. La pression joue en effet un rôle important car elle empêche des roches très chaudes de fondre : le noyau interne par exemple est à une température de plus de 6000°C mais reste dans un état solide car la pression à l’intérieur de la Terre est immense. Plus l’on descend profond plus la pression augmente. Par conséquence, quand la croûte s’affine, la pression dans le manteau diminue et les roches qui étaient stables dans l’état solide commencent à fondre. Le magma formé va alors remonter vers la surface sous forme de basalte et commencer à former la croûte océanique. La formation des océans est liée à ce processus de rifting car lors de l’écartement des plaques, le relief est creusé et finit par être rempli d’eau.

Figure 4 : L’écartement des plaques est un autre processus qui forme du magma. La baisse de la pression provoque la fusion du manteau supérieur et la formation de basaltes en coussin, roches typiques de ces environnements sous-marins. (Source : https://dr282zn36sxxg.cloudfront.ne... le 02/04/2017)

Hot-spots (intraplaque)

Ce type de magmatisme, plus rare, est encore assez méconnu et reste encore sujet à débat aujourd’hui. La théorie la plus plausible qui explique l’activité intraplaque est la remontée de plumes magmatiques depuis la limite entre le noyau externe et le manteau. Ces plumes, sont formées à des endroits où la température est anormalement élevée et permet ainsi la remontée de matériel qui va entrer en fusion au fur et à mesure qu’il va se rapprocher de la surface et que la pression diminue. La conjonction d’une hausse locale de la température avec une baisse de pression est donc le déclencheur de la fusion des roches. L’exemple le plus connu de magmatisme intraplaque actuellement est l’archipel volcanique d’Hawaii. Ces points chauds sont considérés comme relativement fixes, c’est-à-dire qu’ils vont rester au même endroit dans le manteau alors que les plaques bougent sous l’action de la convection. Ceci va entraîner la formation de petites chaines de volcans comme dans l’image ci-dessous (partie c).

Figure 5 : La théorie actuelle des hotspots. Des roches très chaudes remontent depuis la limite entre le manteau et le noyau jusqu’à la surface. (Source : https://userscontent2.emaze.com/ima...) le 02/04/2017)

L’Islande est le seul endroit sur Terre ou l’on retrouve à la fois un magmatisme de divergence et intraplaque. C’est aussi le seul endroit où l’on peut observer deux plaques océaniques s’écarter. C’est donc un terrain d’étude exceptionnel pour les géologues.

www.vacances-scientifiques.com/IceL...

c. Différents types de roches magmatiques

Il existe plusieurs types de roches magmatiques sur la Terre. Leur grande variété est fonction de la vitesse à laquelle elles refroidissent et le temps qu’elles passent en état de fusion. On distingue deux grandes catégories de roches magmatiques :
1) Les roches plutoniques
2) Les roches volcaniques

Les roches plutoniques

Ces roches sont formées par un refroidissement lent dans les couches peu profondes de la croûte après une remontée depuis le manteau. Elles se forment lorsque le magma est incapable de remonter jusqu’à la surface et peut se solidifier tranquillement. Ce refroidissement lent, qui s’étale sur quelques milliers d’années voire plus, permet la formation de grands cristaux (minimum quelques millimètres) qui sont visibles à l’œil nu. Plus un magma refroidit lentement, plus les cristaux qui forment la roche seront grands. Les principales roches plutoniques sont le gabbro, la diorite et le granite (montrés dans les images qui suivent). Le temps passé à l’état de magma définit aussi la nature de la roche, on parle alors d’évolution chimique. Lorsqu’un magma refroidit, il passe d’une température d’environ 1200°C à moins de 500°C. En dessous de 500°C les roches ne sont plus en fusion. La solidification se fait par étapes : certains minéraux dits « primitifs » comme l’olivine et le pyroxène vont se former en premier lorsque le magma est encore très chaud tandis que d’autres minéraux « évolués » comme les feldspaths et le quartz se forment à des températures plus basses. Une roche plus évoluée comme le granite est donc composée de minéraux évolués et est formée à des températures plus basses qu’un gabbro. L’évolution est visible macroscopiquement via les différents cristaux qui composent la roche mais également au niveau chimique.

Figure 6 : Les roches plutoniques principales, le gabbro, la diorite et le granite. Ces roches sont composées de cristaux bien formés.

Les roches volcaniques

Les roches volcaniques sont formées par un refroidissement très rapide du magma lorsqu’il arrive en surface. Les quelques secondes ou minutes durant lesquelles la roche se solidifie ne permettent pas aux cristaux de grandir correctement et ils ne seront donc pas différenciables à l’œil nu. La texture des roches volcaniques est souvent vitreuse ou vésiculaire, car elle reflète un refroidissement immédiat. Au niveau chimique, on trouve des équivalents des roches plutoniques : le basalte pour le gabbro, l’andésite pour la diorite ainsi que la rhyolite pour le granite. Cela signifie qu’un granite qui aurait cristallisé rapidement serait appelé rhyolite.

Figure 7 : Les roches volcaniques principales, le basalte, l’andésite et la rhyolite (sous forme de pierre ponce). Ces roches sont microcristallines.

Un cas particulier : l’obsidienne

L’obsidienne est une roche riche en silice qui ne présente pas de cristaux. On dit que sa texture est vitreuse car aucun minéral n’a pu se former durant le refroidissement. Or Or Métal précieux. Dans le cadre du séjour Le TrésOR des MINES nous chercherons de l’or dans le Val d’Anniviers, à la batée. , ici la raison qui explique cette faible cristallisation n’est pas la rapidité de la baisse de température mais la chimie du magma. Le fort taux de silice du magma lui permet d’être polymérisé c’est-à-dire de former des grands réseaux de silice et d’oxygène. Cette polymérisation empêche les autres éléments chimiques présents (comme l’aluminium, le calcium, le sodium, le magnésium et le potassium) de former des minéraux. Ces roches se forment lorsque le magma est composé d’au minimum 70% de SiO2.

Figure 8 : Obsidienne.

2. Différents styles et déclencheurs d’éruptions

Différents styles éruptifs

Une éruption est l’émission en surface de magma souvent accompagné de gaz volcanique. Lorsque du magma arrive jusqu’à la surface, on l’appelle alors « lave ». Lors de son refroidissement, la lave forme des roches volcaniques et libère du gaz dans l’atmosphère, principalement de l’eau, du CO2 et du SO2. Il existe différents types d’éruptions, de la coulée de lave à l’éruption explosive. On classe les éruptions en fonction de leur explosivité et de la hauteur du panache éruptif, formé de cendres et de gaz.

Figure 9 : La classification des éruptions en fonction de la hauteur du panache éruptif et de l’explosivité du magma. (Source : http://exampariksha.com/wp-content/...) le 02/04/2017

Le Volcanic Explosivity Index (VEI) est également utilisée. Elle prend en compte la hauteur de la colonne éruptive et la quantité de matériel émis par le volcan.

Figure 10 : Le Volcanic Explosivity Index (VEI). (Source : Miller and Wark, 2008)

Les éruptions hawaiiennes sont les moins explosives et celles qui relâchent le moins de gaz dans l’atmosphère. Elles forment des coulées de basalte très fluides qui peuvent se répandre loin du cratère.

Les éruptions stromboliennes, qui tirent leur nom du volcan Stromboli (îles éoliennes en Italie), sont légèrement plus explosives et peuvent former des fontaines de lave hautes de quelques centaine de mètres. La lave qui s’échappe lors de ces éruptions contient plus de gaz que les éruptions hawaiiennes et il peut arriver qu’un faible panache éruptif formé de cendres et de gaz se forme. Le volcan émet parfois des coulées de lave. L’alternance de coulées de lave et de produits pyroclastiques forme des couches permettant la formation d’un dôme ou d’un volcan de forme conique. Les éruptions hawaiiennes et stromboliennes sont typiques des volcans « rouges ».

Les éruptions vulcaniennes, dont la dénomination provient du Vulcano (îles éoliennes en Italie), sont d’une nature plus explosive et génèrent l’émission d’un panache éruptif pouvant atteindre plusieurs kilomètres d’altitude. Des nuées ardentes se forment si le panache éruptif n’arrive pas à s’échapper dans l’atmosphère et dévale les pentes du volcan. Ce processus s’appelle une coulée pyroclastique.

Finalement, les éruptions pliniennes sont les plus explosives et les plus dangereuses. Les laves qui s’échappent lors de l’éruption sont très visqueuses et ont de la peine à sortir du conduit volcanique, augmentant la pression et pouvant finalement conduire à des énormes explosions. Les éruptions vulcaniennes et pliniennes sont typiques des volcans « gris ».

Le terme d’éruption « plinienne » tire son origine de l’éruption du Vésuve qui détruisit Pompéi et Herculanum en l’an 79, décrite par Pline le Jeune.

Les volcans rouges émettent des laves chimiquement peu évoluées, généralement du basalte qui contient très peu de gaz et qui est très peu explosif. Ces volcans sont considérés comme moins dangereux car moins susceptibles d’être à l’origine de grandes éruptions. En effet, il est plus facile d’anticiper le trajet d’une coulée de lave qu’une plume volcanique haute de plusieurs kilomètres.
Les volcans gris émettent quant à eux des laves chimiquement plus évoluées (le magma a stagné plus longtemps dans les chambres magmatiques, où il s’est transformé) comme des rhyolites qui forment des énormes nuages de cendres et de débris. La plus haute teneur en gaz de ces laves leur permet d’exploser une fois à la surface, les rendant plus imprévisibles et dangereuses.  

Déclencheurs des éruptions

Nous avons examiné précédemment quels étaient les déclencheurs du magmatisme, c’est-à-dire comment les roches pouvaient être fondues et ainsi comment le magma était formé. Il nous reste à comprendre comment ce magma peut remonter jusqu’à la surface et ainsi créer une éruption.
Ce mouvement depuis les profondeurs du manteau jusqu’au-dessus de la croûte se fait pour plusieurs raisons. La plus importante est la différence de densité.

Figure 11 : Densité des roches en fonction de la profondeur de la Terre (Source : modifié d’après www.geowiki.fr/images/thumb/e/e5/F%... le 13/07/2017)

La fusion partielle du manteau, va créer une zone riche en magma contenue dans de la roche solide (n’imaginez pas un lac souterrain de magma mais plutôt une éponge faîte de roche et dont les pores sont imbibés de magma). Le liquide étant beaucoup moins dense que la roche, il va alors pouvoir remonter. Ce mouvement se fait jusqu’à ce que le magma se trouve dans un environnement de la même densité. Lorsqu’il arrive à cette étape intermédiaire, il va commencer à refroidir et à cristalliser lentement. Typiquement, ce processus se passe à plusieurs dizaines de kilomètres de profondeur (jusqu’à 30km environ). Les premiers minéraux à cristalliser seront généralement lourds (plus riches en fer et magnésium que les derniers minéraux à cristalliser), ils vont donc couler et provoquer la remontée d’un magma toujours plus riche en silice. Le magma va alors arriver très proche de la surface, dans la chambre magmatique superficielle directement connectée aux volcans par des conduits magmatiques.

Une fois arrivé dans la chambre magmatique superficielle, le magma est moins stable et peut alors être à l’origine d’une éruption. Même si toute l’évolution magmatique depuis la fonte partielle est importante, les processus de faible profondeur ont beaucoup plus d’impact sur le style d’éruption.

Deux facteurs sont très importants dans le déclenchement d’une éruption : le contenu en eau et la quantité de cristaux du magma. Ces deux facteurs vont contrôler la mobilité du magma entre la chambre et la surface.
• Un magma riche en eau va être moins dense et va ainsi pouvoir remonter plus facilement. De plus, la présence de bulles de gaz, légères, essentiellement composées d’eau et de CO₂ va contribuer à la remontée. Initialement dans la chambre magmatique, lorsque la température diminue et que le magma commence à cristalliser le gaz arrive à saturation avec la phase liquide. De ce fait des petites bulles de gaz vont se former, on appelle cela une exsolution. Ensuite, en se rapprochant de la surface une décompression s’effectue et permet aux bulles de gaz de se réunir et grossir entraînant ainsi le magma dans sa remontée.

Figure 12 : Classification des magmas en fonction de leur contenu en silice (SiO2). Les propriétés physiques et la capacité de rétention des bulles changent selon les magmas. (Source : Miller and Wark, 2008)

On peut observer ce processus tous les jours en ouvrant une bouteille de soda gazeux : lorsque l’on enlève la capsule, on diminue la pression dans la bouteille et le gaz initialement présent dans le liquide s’échappe sous forme de bulles. La même chose se passe dans le magma, à la différence près que toutes les bulles ne peuvent pas sortir à l’air libre. Une partie de ces bulles va rester coincée dans le magma, tellement il est visqueux, et donc diminuer drastiquement la densité. Cette baisse soudaine et brutale amène donc à une éruption.
• La présence de cristaux va, en revanche, diminuer la mobilité du magma. La viscosité est en effet fortement dépendante de la cristallinité. Plus le magma est riche en cristaux, plus il est visqueux. Cela signifie qu’il sera difficile de faire remonter jusqu’à la surface un magma riche en cristaux, car il sera plus proche d’une pâte visqueuse que d’un vrai liquide. Un magma éruptible contient entre 25 et 55% de son volume en cristaux, au-delà il devient un corps trop rigide (Putrika, 2017).
Les magmas qui forment des coulées, basaltiques par exemple, sont peu visqueux et donc s’écoulent facilement. Un magma visqueux va plutôt avoir tendance à rester en place et cristalliser lentement pour former des plutons de granite ou granodiorite. On estime que seulement 3% des magmas atteignent la surface terrestre pour former des volcans, les 77% restants cristallisent en profondeur.

Rédigé par Florian Franziskakis et Emilie Delpech, éducateur-trice scientifiques à Objectif Sciences International.

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