Géologie physique

Il existe de nombreux types de volcans ou de sources volcaniques ; certains des plus courants sont résumés dans le tableau 4.1.

Tableau 4.1 Un résumé des principaux types de volcanisme

Les tailles et les formes des volcans boucliers, composites et cônes de cendres typiques sont comparées sur la figure 4.9, même si, pour être juste, le Mauna Loa est le plus grand volcan bouclier de la Terre ; tous les autres sont plus petits. Le Mauna Loa s’élève au-dessus du fond plat de la mer et son diamètre est de l’ordre de 200 km. Son altitude est de 4 169 m au-dessus du niveau de la mer. Le Mt St. Helens, un volcan composite, s’élève au-dessus des collines environnantes de la chaîne des Cascades. Son diamètre est d’environ 6 km, et son altitude est de 2 550 m au-dessus du niveau de la mer. Les cônes de cendres sont beaucoup plus petits. Sur ce dessin, même un grand cône de cendres n’est qu’un point.

Les cônes de cendres, comme le cône Eve dans le nord de la Colombie-Britannique (figure 4.10), ne mesurent généralement que quelques centaines de mètres de diamètre, et peu d’entre eux dépassent 200 m de haut. La plupart sont constitués de fragments de roches mafiques vésiculaires (scories) qui ont été expulsés lorsque le magma a bouilli en s’approchant de la surface, créant ainsi des fontaines de feu. Dans de nombreux cas, ces dernières sont ensuite devenues effusives (coulées de lave) lorsque les gaz se sont épuisés. La plupart des cônes de cendres sont monogéniques, ce qui signifie qu’ils se sont formés au cours d’une seule phase éruptive qui a pu durer des semaines ou des mois. Comme les cônes de cendres sont constitués presque exclusivement de fragments détachés, ils sont très peu résistants. Ils peuvent être facilement, et relativement rapidement, érodés.

Volcans composites

Les volcans composites, comme le Mt St. Helens dans l’État de Washington (figure 4.11), sont presque tous associés à la subduction aux frontières de plaques convergentes – soit les frontières océan-continent ou océan-océan (figure 4.4b). Ils peuvent s’étendre jusqu’à plusieurs milliers de mètres du terrain environnant et, avec des pentes allant jusqu’à 30˚, ont généralement jusqu’à 10 km de diamètre. Sur de nombreux volcans de ce type, le magma est stocké dans une chambre magmatique située dans la partie supérieure de la croûte. Par exemple, au mont Saint Helens, il existe des preuves de la présence d’une chambre magmatique d’environ 1 km de large qui s’étend de 6 à 14 km sous la surface (figure 4.12). Les variations systématiques de la composition du volcanisme au cours des derniers milliers d’années au mont Saint Helens impliquent que la chambre magmatique est zonée, de plus felsique au sommet à plus mafique au fond.

Les éruptions mafiques (et certaines éruptions intermédiaires), en revanche, produisent des coulées de lave ; celle représentée sur la figure 4.13b est suffisamment épaisse (environ 10 m au total) pour s’être refroidie selon un modèle de jointure colonnaire (figure 4.14). Les coulées de lave aplatissent le profil du volcan (car la lave s’écoule généralement plus loin que les chutes de débris pyroclastiques) et protègent les dépôts fragmentaires de l’érosion. Malgré cela, les volcans composites ont tendance à s’éroder rapidement. Patrick Pringle, volcanologue au département des ressources naturelles de l’État de Washington, décrit le mont St. Helens comme un « tas de ferraille ». La composition des roches qui composent le mont Saint Helens va de la rhyolite (figure 4.13a) au basalte (figure 4.13b), ce qui implique que les types d’éruptions passées ont été très variés. Comme nous l’avons déjà noté, le magma felsique ne s’écoule pas facilement et ne permet pas aux gaz de s’échapper facilement. Dans ces circonstances, la pression s’accumule jusqu’à ce qu’un conduit s’ouvre, puis une éruption explosive se produit dans la partie supérieure de la chambre magmatique, riche en gaz, produisant des débris pyroclastiques, comme le montre la Figure 4.13a. Ce type d’éruption peut également entraîner une fonte rapide de la glace et de la neige sur un volcan, ce qui déclenche généralement de grandes coulées de boue appelées lahars (figure 4.13a). Les coulées pyroclastiques chaudes et rapides et les lahars sont les deux principales causes de décès lors des éruptions volcaniques. Les coulées pyroclastiques ont tué environ 30 000 personnes lors de l’éruption du Mont Pelée en 1902 sur l’île de la Martinique dans les Caraïbes. La plupart ont été incinérées dans leurs maisons. En 1985, un lahar massif, déclenché par l’éruption du Nevado del Ruiz, a tué 23 000 personnes dans la ville colombienne d’Armero, à environ 50 km du volcan.

Dans un contexte géologique, les volcans composites ont tendance à se former relativement rapidement et ne durent pas très longtemps. Le mont Saint Helens, par exemple, est composé de roches qui sont toutes plus jeunes que 40 000 ans ; la plupart d’entre elles sont plus jeunes que 3 000 ans. Si son activité volcanique cesse, il pourrait s’éroder en quelques dizaines de milliers d’années. Cela est dû en grande partie à la présence de matériel éruptif pyroclastique, qui n’est pas solide.

Volcans boucliers

La plupart des volcans boucliers sont associés à des panaches mantelliques, bien que certains se forment à des frontières divergentes, sur terre ou au fond de la mer. En raison de leur magma mafique non visqueux, ils ont tendance à avoir des pentes relativement douces (2 à 10˚) et les plus grands peuvent avoir un diamètre de plus de 100 km. Les volcans boucliers les plus connus sont ceux qui constituent les îles hawaïennes, et parmi eux, les seuls actifs se trouvent sur la grande île d’Hawaï. Le Mauna Loa, le plus grand volcan du monde et la plus grande montagne du monde (en volume) est entré en éruption pour la dernière fois en 1984. Le Kilauea, sans doute le volcan le plus actif du monde, est en éruption, pratiquement sans interruption, depuis 1983. Le Loihi est un volcan sous-marin situé au sud-est d’Hawaï. Sa dernière éruption connue remonte à 1996, mais il est possible qu’il soit entré en éruption depuis sans être détecté.

Tous les volcans hawaïens sont liés au panache mantellique qui se trouve actuellement sous le Mauna Loa, le Kilauea et le Loihi (figure 4.15). Dans cette zone, la plaque Pacifique se déplace vers le nord-ouest à une vitesse d’environ 7 cm/an. Cela signifie que les volcans formés antérieurement – et maintenant éteints – se sont maintenant bien éloignés du panache mantellique. Comme le montre la figure 4.15, il existe des preuves de la présence de chambres magmatiques crustales sous les trois volcans actifs d’Hawaï. Au Kilauea, la chambre magmatique semble avoir un diamètre de plusieurs kilomètres, et est située entre 8 km et 11 km sous la surface.

Bien qu’il ne soit pas une montagne proéminente (figure 4.9), le volcan Kilauea possède une grande caldeira dans sa zone sommitale (figure 4.16). Une caldeira est un cratère volcanique de plus de 2 km de diamètre ; celui-ci mesure 4 km de long et 3 km de large. Elle contient un élément plus petit appelé cratère Halema’uma’u, qui a une profondeur totale de plus de 200 m sous la zone environnante. La plupart des cratères volcaniques et des caldeiras se forment au-dessus de chambres magmatiques, et le niveau du fond du cratère est influencé par la quantité de pression exercée par le corps magmatique. Au cours des périodes historiques, les planchers de la caldeira du Kilauea et du cratère Halema’uma’u se sont déplacés vers le haut pendant l’expansion de la chambre magmatique et vers le bas pendant la déflation de la chambre.

L’une des caractéristiques remarquables de la caldeira du Kilauea est l’élévation de la vapeur d’eau (le nuage blanc de la figure 4.16) et une forte odeur de soufre (figure 4.17). Comme c’est le cas dans les régions magmatiques, l’eau est le principal composant volatil, suivi du dioxyde de carbone et du dioxyde de soufre. Ces gaz, ainsi que certains gaz mineurs, proviennent de la chambre magmatique située en profondeur et remontent par les fissures de la roche sus-jacente. Ce dégazage du magma est essentiel au style d’éruption du Kilauea qui, pendant la majeure partie des 30 dernières années, a été effusif et non explosif.

L’éruption du Kilauea qui a débuté en 1983 a commencé par la formation d’un cône de cendres au Pu’u ‘O’o, à environ 15 km à l’est de la caldeira (figure 4.18). Le magma qui a alimenté cette éruption s’est écoulé le long d’un système de conduits majeur connu sous le nom de Rift Est, qui s’étend sur environ 20 km depuis la caldeira, d’abord vers le sud-est puis vers l’est. La coulée de lave et la construction du cône de cendres du Pu’u ‘O’o (figure 4.19a) se sont poursuivies jusqu’en 1986, date à laquelle la coulée est devenue effusive. De 1986 à 2014, la lave s’est écoulée d’une brèche dans le flanc sud de Pu’u ‘O’o vers le bas de la pente du Kilauea à travers un tube de lave (Figure 4.19d), émergeant au niveau ou près de l’océan. Depuis juin 2014, la lave s’est écoulée vers le nord-est (voir exercice 4.4).

Les deux principaux types de textures créées lors des éruptions subaériennes effusives sont les pahoehoe et les aa. La pahoehoe, lave rocailleuse qui se forme sous forme de lave non visqueuse, s’écoule doucement, formant une peau qui se gélifie puis se ride en raison de l’écoulement continu de la lave sous la surface (figure 4.19b, et  » vidéo de la coulée de lave « ). La lave aa, ou lave en blocs, se forme lorsque le magma est forcé de s’écouler plus rapidement qu’il ne peut le faire (le long d’une pente par exemple) (figure 4.19c). Le tephra (fragments de lave) est produit lors des éruptions explosives, et s’accumule à proximité des cônes de cendres.

La figure 4.19d est une vue dans un tube de lave actif sur le bord sud du Kilauea. La lueur rouge provient d’un flux de lave très chaude (~1200°C) qui s’est écoulé sous terre sur la majeure partie des 8 km depuis l’évent Pu’u ‘O’o. Les tubes de lave se forment naturellement et facilement sur les volcans boucliers et composites parce que la lave mafique qui s’écoule se refroidit de préférence près de ses bords, formant des levées de lave solides qui finissent par se refermer sur le sommet de la coulée. Le magma à l’intérieur d’un tube de lave n’est pas exposé à l’air, il reste donc chaud et fluide et peut s’écouler sur des dizaines de kilomètres, contribuant ainsi à la grande taille et aux faibles pentes des volcans boucliers. Les volcans hawaïens sont criblés de milliers d’anciens tubes de lave, certains pouvant atteindre 50 km de long.

Le Kilauea a environ 300 ka d’âge, alors que le Mauna Loa voisin a plus de 700 ka et le Mauna Kea plus de 1 Ma. Si le volcanisme se poursuit au-dessus du panache mantellique d’Hawaï de la même manière qu’au cours des 85 derniers Ma, il est probable que le Kilauea continuera à entrer en éruption pendant encore au moins 500 000 ans. D’ici là, sa voisine, Loihi, aura émergé du fond marin, et ses autres voisines, Mauna Loa et Mauna Kea, se seront considérablement érodées, comme leurs cousines, les îles au nord-ouest (figure 4.15).

Grandes provinces ignées

Alors que le panache mantellique d’Hawaï a produit un volume relativement faible de magma pendant une très longue période (~85 Ma), d’autres panaches mantelliques sont moins constants, et certains génèrent des volumes massifs de magma sur des périodes relativement courtes. Bien que leur origine soit encore controversée, on pense que le volcanisme menant aux grandes provinces ignées (LIP) est lié à des bouffées de magma de très grand volume mais de durée relativement courte provenant de panaches mantelliques. Un exemple de PGI est le groupe basaltique du fleuve Columbia (CRGB), qui s’étend sur les états de Washington, de l’Oregon et de l’Idaho (Figure 4.20). Ce volcanisme, qui a couvert une zone d’environ 160 000 km2 avec des roches basaltiques pouvant atteindre plusieurs centaines de mètres d’épaisseur, a eu lieu entre 17 et 14 Ma.

La plupart des autres éruptions LIP sont beaucoup plus grandes. On estime que les Pièges de Sibérie (également basaltiques), qui sont entrés en éruption à la fin du Permien à 250 Ma, ont produit environ 40 fois plus de lave que le CRBG.

Le panache mantellique que l’on suppose responsable du CRBG est maintenant situé sous la région de Yellowstone, où il entraîne un volcanisme felsique. Au cours des 2 derniers Ma, trois très grandes éruptions explosives à Yellowstone ont produit environ 900 km3 de magma felsique, soit environ 900 fois le volume de l’éruption du Mont St Helens en 1980, mais seulement 5% du volume de magma mafique dans le CRBG.

Volcanisme de fond de mer

Certaines éruptions LIP se produisent au fond de la mer, la plus importante étant celle qui a créé le plateau d’Ontong Java dans l’ouest de l’océan Pacifique vers 122 Ma. Mais la plupart du volcanisme de fond de mer prend naissance aux frontières divergentes et implique des éruptions de relativement faible volume. Dans ces conditions, la lave chaude qui suinte dans l’eau de mer froide se refroidit rapidement à l’extérieur et se comporte un peu comme du dentifrice. Les boules de lave qui en résultent sont connues sous le nom de coussins et ont tendance à former des piles autour d’un évent de lave au fond de la mer (figure 4.21). En termes de superficie, il y a très probablement plus de basalte en coussin sur le fond marin que tout autre type de roche sur Terre.

Kimberlites

Alors que l’on pense que tout le volcanisme discuté jusqu’à présent provient d’une fusion partielle dans le manteau supérieur ou à l’intérieur de la croûte, il existe une classe spéciale de volcans appelés kimberlites qui ont leurs origines beaucoup plus profondément dans le manteau, à des profondeurs de 150 km à 450 km. Lors d’une éruption de kimberlite, le matériau provenant de cette profondeur peut atteindre la surface rapidement (quelques heures à quelques jours) avec peu d’interaction avec les roches environnantes. Par conséquent, le matériel éruptif kimberlitique est représentatif des compositions du manteau : il est ultramafique.

Les éruptions kimberlitiques qui prennent naissance à des profondeurs supérieures à 200 km, au sein de zones situées sous une ancienne croûte épaisse (boucliers), traversent la région de stabilité du diamant dans le manteau et, dans certains cas, font remonter à la surface du matériel diamantifère. On suppose que tous les gisements de diamant sur Terre se sont formés de cette manière ; un exemple est la riche mine d’Ekati dans les Territoires du Nord-Ouest (figure 4.22).

Les kimberlites d’Ekati ont fait éruption entre 45 et 60 Ma. De nombreuses kimberlites sont plus anciennes, certaines beaucoup plus anciennes. Il n’y a pas eu d’éruption de kimberlite dans les temps historiques. Les kimberlites les plus jeunes connues se trouvent dans les collines d’Igwisi en Tanzanie et n’ont que 10 000 ans environ. Les prochaines plus jeunes connues ont environ 30 Ma.