Sous les volcans, le magma ne séjourne pas toujours dans une immense cavité remplie de roche liquide. Il circule et s’accumule plutôt dans un réseau complexe de réservoirs, de poches, de fractures et de zones partiellement fondues que les volcanologues appellent aujourd’hui un système de plomberie magmatique.
Dans ces réservoirs profonds, le magma contient différents éléments chimiques, notamment de la silice, mais aussi des substances volatiles dissoutes comme l’eau, le dioxyde de carbone et le dioxyde de soufre. Lorsque la pression diminue ou que le magma évolue chimiquement, ces substances se transforment progressivement en bulles de gaz.
C’est alors que la teneur en silice devient déterminante.
Qu’est-ce que la silice ?
La silice est un composé formé de silicium et d’oxygène, de formule chimique SiO₂. Elle constitue une grande partie des roches de la croûte terrestre et entre dans la composition de presque tous les magmas.
Tous les magmas ne contiennent cependant pas la même quantité de silice :
- les magmas basaltiques en contiennent relativement peu ;
- les magmas andésitiques présentent une teneur intermédiaire ;
- les magmas dacitiques et rhyolitiques sont très riches en silice.
Plus un magma contient de silice, plus les structures formées par les atomes de silicium et d’oxygène ont tendance à s’organiser en réseaux complexes. Ces réseaux freinent le déplacement du liquide magmatique et augmentent fortement sa viscosité.
Un magma pauvre en silice est donc généralement chaud et fluide, tandis qu’un magma riche en silice est souvent plus froid, épais et pâteux.
La teneur en silice n’est toutefois pas le seul paramètre contrôlant la viscosité. La température, la quantité de cristaux et la proportion de bulles jouent également un rôle important.
La silice ne crée pas les gaz, mais elle les emprisonne
Il est fréquent de lire que la silice provoque la formation de gaz dans les chambres magmatiques. Cette formulation est incomplète.
La silice ne se transforme pas elle-même en gaz. Les gaz volcaniques proviennent principalement des éléments volatils déjà présents dans le magma, notamment :
- la vapeur d’eau, ou H₂O ;
- le dioxyde de carbone, ou CO₂ ;
- le dioxyde de soufre, ou SO₂ ;
- le sulfure d’hydrogène, ou H₂S ;
- le chlorure d’hydrogène, ou HCl ;
- le fluorure d’hydrogène, ou HF.
En profondeur, la pression est si élevée que ces substances peuvent rester dissoutes dans le magma, un peu comme le dioxyde de carbone demeure dissous dans une bouteille de boisson gazeuse fermée.
Lorsque le magma remonte, la pression diminue. Les substances volatiles deviennent alors moins solubles et commencent à former des bulles. Ce phénomène est appelé exsolution des gaz.
Plus le magma est riche en silice et visqueux, plus ces bulles ont du mal à remonter et à s’échapper. Elles restent emprisonnées, grossissent et augmentent la pression interne du système.
L’USGS souligne ainsi que les gaz dissous s’échappent plus difficilement des magmas visqueux et riches en silice, ce qui explique leur tendance à produire des éruptions plus explosives.
Comment les gaz apparaissent-ils dans une chambre magmatique ?
Plusieurs mécanismes peuvent entraîner l’apparition et l’accumulation de gaz.
La baisse de pression
Lorsqu’un magma remonte vers la surface, la pression exercée par les roches qui le recouvrent diminue. L’eau, le CO₂ et les autres substances volatiles ne peuvent plus rester entièrement dissous.
Des bulles apparaissent, puis augmentent de volume au fur et à mesure de la remontée.
C’est le même principe que lors de l’ouverture d’une bouteille de champagne : la diminution brutale de pression entraîne la formation et l’expansion des bulles.
La cristallisation du magma
Lorsqu’un magma refroidit dans un réservoir, certains minéraux commencent à cristalliser. Or, les molécules d’eau et une grande partie des gaz s’intègrent difficilement dans la structure de ces cristaux.
Les substances volatiles se concentrent donc progressivement dans la partie encore liquide du magma.
Plus la cristallisation avance, plus le liquide résiduel peut devenir riche en silice et en gaz. À partir d’un certain seuil, les substances volatiles forment des bulles, même si le magma ne remonte pas immédiatement.
Ce processus est parfois appelé cristallisation fractionnée ou second boiling, c’est-à-dire une exsolution gazeuse provoquée par la cristallisation.
L’arrivée d’un nouveau magma
Un magma plus chaud provenant des profondeurs peut pénétrer dans un réservoir plus ancien. Cette recharge magmatique peut :
- augmenter la température ;
- apporter de nouveaux gaz ;
- provoquer un mélange entre plusieurs magmas ;
- remettre en mouvement des cristaux ;
- accroître la pression dans le réservoir.
Le magma profond, souvent plus riche en CO₂, peut également libérer des gaz qui traversent le réservoir supérieur. Ce transfert de gaz peut modifier la pression et la composition du magma sans qu’un grand volume de magma neuf atteigne immédiatement la surface.
Aux Champs Phlégréens, par exemple, les modèles du système magmatique prennent en compte des arrivées de magma, la cristallisation et les échanges entre plusieurs zones de stockage.
L’assimilation des roches environnantes
En remontant ou en séjournant dans la croûte terrestre, le magma peut chauffer, faire fondre ou assimiler une partie des roches qui l’entourent.
Si ces roches contiennent de l’eau, des carbonates ou des matières riches en carbone, leur échauffement peut libérer davantage de vapeur d’eau ou de CO₂.
Cette assimilation peut également enrichir le magma en silice et augmenter sa viscosité.
Le rôle fondamental de la viscosité
Dans un magma fluide, les bulles peuvent relativement facilement remonter, fusionner et libérer leurs gaz à la surface. Le volcan peut alors dégazer de manière continue par des fumerolles, un lac de lave ou des explosions modérées.
Dans un magma visqueux, les bulles restent prisonnières. Leur expansion transforme progressivement le magma en une mousse très comprimée.
Si la pression dépasse la résistance du magma et des roches environnantes, plusieurs phénomènes peuvent se produire :
- ouverture de fractures ;
- rupture du bouchon obstruant le conduit ;
- fragmentation brutale du magma ;
- émission d’un panache de cendres ;
- formation de coulées pyroclastiques ;
- effondrement d’un dôme de lave ;
- dans les cas extrêmes, effondrement d’une caldeira.
L’éruption dépend néanmoins aussi de la vitesse de remontée du magma, de la géométrie du conduit, du nombre de cristaux et de la capacité du système à dégazer. Un magma riche en silice n’explose donc pas systématiquement. Il peut parfois produire une lente extrusion de lave très épaisse ou construire un dôme.
Les différents types de magmas
Le magma basaltique
Le magma basaltique contient généralement moins d’environ 52 à 53 % de silice. Il est chaud, souvent compris entre approximativement 1 000 et 1 200 °C, et relativement fluide.
Les gaz peuvent s’en échapper plus facilement. Les éruptions sont donc souvent effusives, avec :
- coulées de lave ;
- fontaines de lave ;
- lacs de lave ;
- projections de scories ;
- explosions stromboliennes.
Les volcans boucliers sont fréquemment alimentés par ce type de magma. Le Smithsonian décrit ces volcans comme de vastes édifices aux pentes faibles, principalement construits par des coulées de lave peu visqueuses et relativement pauvres en silice.
Exemples :
- Kīlauea, à Hawaï ;
- Mauna Loa, à Hawaï ;
- Piton de la Fournaise, à La Réunion ;
- Nyiragongo, en République démocratique du Congo ;
- Fagradalsfjall, en Islande ;
- Etna, en Sicile, bien que son activité puisse aussi devenir explosive.
Un magma basaltique n’est pas forcément inoffensif. Une remontée rapide, une forte concentration de gaz ou une interaction avec de l’eau peut produire des explosions puissantes. Les recherches de l’INGV montrent d’ailleurs que même un magma basaltique relativement fluide peut se fragmenter au cours d’une activité explosive.
Le magma andésitique
Le magma andésitique contient approximativement entre 53 et 63 % de silice. Sa viscosité est intermédiaire et ses gaz s’échappent moins facilement que dans un magma basaltique.
Il est caractéristique de nombreux stratovolcans situés dans les zones de subduction.
Il peut produire :
- explosions vulcaniennes ;
- panaches de cendres ;
- coulées pyroclastiques ;
- dômes de lave ;
- lahars ;
- coulées de lave épaisses.
Exemples :
- Vésuve, en Italie ;
- Etna, lors de certaines phases ;
- Merapi, en Indonésie ;
- Semeru, en Indonésie ;
- Sakurajima, au Japon ;
- Popocatépetl, au Mexique ;
- Volcán de Fuego, au Guatemala ;
- Mont Fuji, au Japon ;
- Mont Rainier, aux États-Unis.
Etna @EnzaTomasello
Le magma dacitique
Le magma dacitique est plus riche en silice, généralement autour de 63 à 69 %. Il est très visqueux, se déplace lentement et retient efficacement les gaz.
Il forme souvent des dômes instables. Lorsque ces dômes s’effondrent, ils peuvent produire des coulées pyroclastiques extrêmement rapides.
Exemples :
- mont Saint Helens, aux États-Unis ;
- mont Pinatubo, aux Philippines ;
- Soufrière Hills, à Montserrat ;
- mont Unzen, au Japon ;
- Novarupta, en Alaska ;
- Chaitén, au Chili, dont le magma est parfois classé entre dacite et rhyolite.
Le magma rhyolitique
Le magma rhyolitique contient généralement plus de 69 % de silice. Il peut être des milliers à des milliards de fois plus visqueux qu’un magma basaltique selon sa température, sa teneur en cristaux et son état de dégazage.
Les gaz y sont particulièrement difficiles à évacuer. Ces magmas peuvent provoquer certaines des éruptions les plus explosives connues :
- explosions pliniennes ;
- immenses panaches de cendres ;
- nuées ardentes ;
- dépôts d’ignimbrites ;
- effondrements de caldeiras ;
- éruptions de très grand volume.
Exemples :
- Yellowstone, aux États-Unis ;
- Taupō, en Nouvelle-Zélande ;
- Toba, en Indonésie ;
- Campi Flegrei ou Champs Phlégréens, en Italie ;
- Long Valley, aux États-Unis ;
- La Garita, aux États-Unis ;
- Chaitén, au Chili ;
- certains volcans de la zone de Taupō en Nouvelle-Zélande.
À Yellowstone, la forte teneur en silice de la rhyolite augmente sa viscosité et peut empêcher les gaz de s’échapper facilement. Ce comportement a participé à de grandes éruptions explosives et à l’effondrement de la caldeira. Cependant, Yellowstone a également produit d’épaisses coulées rhyolitiques relativement effusives, démontrant qu’un magma riche en silice ne provoque pas automatiquement une explosion majeure.
Quels types de volcans sont les plus concernés ?
Les stratovolcans
Les stratovolcans sont de hauts édifices coniques constitués d’une succession de coulées de lave, de cendres et de matériaux pyroclastiques.
Ils se trouvent surtout dans les zones de subduction, notamment autour de la ceinture de feu du Pacifique et en Méditerranée.
Leurs magmas andésitiques ou dacitiques sont suffisamment visqueux pour retenir une partie des gaz. Ils peuvent alterner entre longues périodes de calme, croissance de dômes, éruptions modérées et explosions majeures.
Exemples : Vésuve, Pinatubo, mont Saint Helens, Merapi, Fuji, Popocatépetl et Krakatau.
Les volcans à dôme
Les dômes apparaissent lorsque de la lave très visqueuse s’accumule au-dessus du conduit au lieu de s’écouler sur de longues distances.
Le dôme peut agir comme un bouchon. Les gaz continuent alors de s’accumuler en dessous. Une explosion ou un effondrement peut déclencher des coulées pyroclastiques.
Exemples : Soufrière Hills, Unzen, Merapi, mont Saint Helens et Chaitén.
Les caldeiras
Une caldeira est une vaste dépression créée lorsque le toit d’un réservoir magmatique s’effondre après l’évacuation d’un volume important de magma.
Les grandes caldeiras sont fréquemment associées à des magmas riches en silice, même si certaines caldeiras basaltiques existent également.
Exemples :
- Yellowstone ;
- Toba ;
- Taupō ;
- Champs Phlégréens ;
- Crater Lake ;
- Long Valley ;
- Santorin.
L’éruption qui a formé Crater Lake il y a environ 7 700 ans a produit d’importants dépôts pyroclastiques avant l’effondrement de la caldeira.
Les volcans boucliers
Ils sont principalement associés à des magmas basaltiques pauvres en silice. Leur lave fluide s’étale sur de grandes distances et construit des volcans très larges aux pentes faibles.
Les gaz y sont généralement mieux évacués, mais des explosions restent possibles, notamment lorsque le magma rencontre de l’eau ou lorsqu’une quantité inhabituelle de gaz s’accumule.
Exemples : Mauna Loa, Kīlauea, Piton de la Fournaise et certains volcans des Galápagos.
De la bulle à l’explosion
Lorsqu’un magma riche en gaz remonte dans le conduit volcanique, les bulles prennent de plus en plus de place.
À faible profondeur, leur volume peut devenir si important que le magma ressemble davantage à une mousse qu’à un liquide homogène. Les parois séparant les bulles s’amincissent jusqu’à se rompre.
Le magma se fragmente alors en :
- cendres ;
- lapilli ;
- ponces ;
- blocs volcaniques.
Les gaz en expansion accélèrent ces fragments vers la surface. C’est le mécanisme fondamental d’une éruption explosive.
La violence de l’éruption dépend de la vitesse avec laquelle le magma se fragmente, du débit dans le conduit et de la capacité des gaz à s’échapper avant la rupture.
Les conséquences possibles
Les panaches de cendres
Une éruption explosive peut envoyer des cendres à plusieurs kilomètres ou dizaines de kilomètres d’altitude.
Ces cendres peuvent :
- perturber le trafic aérien ;
- endommager les moteurs ;
- contaminer l’eau ;
- provoquer des problèmes respiratoires ;
- ensevelir les cultures ;
- surcharger et faire s’effondrer les toitures ;
- interrompre les réseaux électriques.
Les coulées pyroclastiques
Les coulées pyroclastiques sont des mélanges brûlants de gaz, de cendres et de blocs qui dévalent les pentes à grande vitesse.
Leur température peut atteindre plusieurs centaines de degrés et leur vitesse dépasser largement celle d’un véhicule.
Elles comptent parmi les phénomènes volcaniques les plus meurtriers. Elles ont notamment détruit Pompéi et Herculanum en 79, Saint-Pierre de la Martinique en 1902 et plusieurs zones autour du Merapi ou de la Soufrière Hills.
Les dômes et bouchons volcaniques
Un magma visqueux peut obstruer le conduit et former un bouchon. La pression des gaz augmente alors en dessous.
La rupture de ce bouchon peut déclencher une explosion latérale ou verticale. L’effondrement d’un dôme peut également générer des avalanches de blocs et de cendres.
Les lahars
Les cendres peuvent se mélanger avec des pluies intenses, des rivières, un lac de cratère ou la fonte de la neige et des glaciers.
Ces coulées de boue volcaniques, appelées lahars, peuvent parcourir des dizaines de kilomètres dans les vallées et rester dangereuses longtemps après l’éruption.
Les effets climatiques
Lors des plus grandes éruptions, le dioxyde de soufre peut atteindre la stratosphère. Il s’y transforme en fines particules d’acide sulfurique capables de réfléchir une partie du rayonnement solaire.
Une grande éruption peut ainsi provoquer un refroidissement temporaire à l’échelle régionale ou mondiale pendant plusieurs mois ou plusieurs années.
L’éruption du Pinatubo en 1991 en constitue un exemple majeur.
Le CO₂ volcanique contribue lui aussi à l’effet de serre, mais ses émissions annuelles restent très inférieures aux émissions actuelles provoquées par les activités humaines.
Peut-on prévoir une explosion grâce aux gaz ?
Les gaz constituent l’un des principaux outils de surveillance volcanique.
Les observatoires mesurent notamment :
- les émissions de SO₂ ;
- les émissions de CO₂ ;
- le rapport entre différents gaz ;
- la température des fumerolles ;
- la chimie des sources ;
- les émissions diffuses dans les sols.
Une hausse du CO₂ peut révéler une arrivée profonde de magma ou de fluides. Une augmentation du SO₂ peut indiquer qu’un magma plus superficiel dégaze.
Cependant, une diminution des émissions n’est pas toujours rassurante. Elle peut signifier que le système s’est calmé, mais aussi que le conduit s’est bouché et que les gaz ne parviennent plus à s’échapper.
Les données sur les gaz doivent donc être comparées avec :
- la sismicité ;
- le gonflement du sol ;
- les déplacements mesurés par GPS ;
- la température ;
- les images satellites ;
- les modifications du champ gravitationnel ;
- les changements des eaux souterraines.
Silice élevée ne signifie pas automatiquement super-éruption
La présence d’un magma riche en silice ne permet pas, à elle seule, de prévoir une catastrophe.
De nombreux volcans rhyolitiques produisent de petites éruptions, des dômes ou des coulées de lave épaisses. Inversement, certains magmas basaltiques peuvent générer de violentes explosions lorsqu’ils sont très riches en gaz ou entrent en contact avec de l’eau.
Le comportement final dépend d’une combinaison de facteurs :
- volume de magma disponible ;
- quantité de gaz ;
- pression ;
- viscosité ;
- température ;
- teneur en cristaux ;
- vitesse de remontée ;
- ouverture ou obstruction des conduits ;
- interaction avec l’eau ;
- architecture du système magmatique.
La silice constitue donc un facteur essentiel, mais elle n’agit jamais seule.
Un équilibre instable sous les volcans
Une chambre magmatique riche en silice peut rester partiellement cristallisée pendant des siècles ou des millénaires. Une grande partie du système peut même avoir la consistance d’une bouillie de cristaux contenant seulement une fraction de magma liquide.
L’arrivée de magma chaud, une modification de pression ou un transfert de gaz peut néanmoins réactiver certaines zones.
Lorsque les gaz trouvent des fractures ouvertes, le volcan peut dégazer sans produire d’éruption majeure. Lorsqu’ils restent bloqués dans un magma visqueux, la pression augmente et le risque d’explosion devient plus important.
Ainsi, la dangerosité d’un volcan ne dépend pas seulement de la quantité de magma présente sous l’édifice. Elle dépend surtout de son état physique, de sa composition, de sa teneur en gaz et de la manière dont l’ensemble du système évolue.
Conclusion
La silice est l’un des principaux architectes du comportement volcanique. En créant des réseaux moléculaires complexes dans le magma, elle augmente sa viscosité et limite la fuite des gaz.
Les gaz volcaniques ne sont pas produits par la silice elle-même. Ils proviennent principalement de l’eau, du CO₂, du soufre et d’autres substances volatiles dissoutes dans le magma. Lorsque la pression diminue ou que le magma cristallise, ces substances forment des bulles.
Dans les magmas fluides, les bulles peuvent souvent s’échapper progressivement. Dans les magmas riches en silice, elles restent davantage emprisonnées, augmentant la pression jusqu’à provoquer parfois la fragmentation du magma et une éruption explosive.
C’est cette interaction entre composition chimique, cristallisation, remontée du magma et accumulation des gaz qui explique la différence entre les paisibles coulées de lave d’un volcan bouclier et les redoutables panaches, dômes, nuées ardentes et caldeiras des grands volcans explosifs.
Adaptation Terra Projects
Sources principales
- United States Geological Survey, Volcano Hazards Program : silice, viscosité, gaz et styles éruptifs.
- National Park Service : influence de la composition, de la température et des gaz sur les éruptions.
- Smithsonian Institution, Global Volcanism Program : types de volcans et exemples d’édifices volcaniques.
- Institut national italien de géophysique et de volcanologie : dégazage des magmas basaltiques et systèmes magmatiques.
- Cassidy et collaborateurs, Controls on explosive-effusive volcanic eruption styles, revue scientifique consacrée aux mécanismes contrôlant les transitions entre éruptions explosives et effusives.
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