29 notions-clefs : la physique des éruptions volcaniques

Auteurs : Éric LEWIN(plus d'infos)
Résumé :
Un volcan en éruption est en quelque sorte une bouche d’évacuation d’une matière plus ou moins liquide – lave, scories, éjectats, etc. – et de gaz – majoritairement de la vapeur d’eau et du gaz carbonique. Cette sortie se produit généralement au sommet ou sur les flancs d’un mont qui résulte des éruptions précédentes – les accumulations de laves, consolidées par refroidissement, étant devenues le bâti même du volcan. Chapitre issu de l'ouvrage "29 notions clefs pour savourer et faire savourer la science - primaire et collège", paru aux éditions Le Pommier en août 2009.
Publication : 8 Août 2009
Copyright :
Publié avec l'aimable autorisation des éditions Le Pommier.

 

Introduction

Qu’entend-on par « volcan », ce mot qui éveille fréquemment en nous un sentiment de fascination ? Il me semble que, le plus souvent, « le » volcan est perçu comme un objet de la surface de la Terre, facilement identifiable au sein de son environnement géographique proche : c’est tout d’abord un mont, une excroissance de la surface terrestre, qui présente la particularité d’entrer « parfois » en « activité », en « éruption », libérant quantité de matières chaudes issues des tréfonds de la Terre. Ces éruptions sont connues pour être de types très différents, généralement imprévisibles, de durées et d’intensités elles-mêmes variées. De fait, la plupart des ouvrages sur les volcans en présentent une typologie
– hawaiienne, péléenne, strombolienne, etc. –, généralement doublée d’une classification des volcans – la plus répandue étant celle distinguant les volcans gris et les volcans rouges. Nous reviendrons sur ces termes, sur leur efficacité à décrire la réalité observée, ou à rendre compte d’une modélisation réaliste, au sens où les volcanologues la considèrent aujourd’hui.
Pour le géologue, cette représentation du volcan et de ses éruptions est, en elle-même, déjà porteuse d’un certain nombre de biais dans la manière de considérer le phénomène volcanique, car se limiter à ce que l’on aperçoit en surface revient à n’en regarder que la partie symptomatique.
Avant de passer à la définition scientifique de notre objet (c’est-à-dire au modèle), revenons un instant sur cette fascination pour les volcans. J’y vois deux raisons. En premier lieu, les paysages terrestres présentent, à l’échelle de notre temps humain, un caractère relativement immuable. Si cela est moins vrai depuis quelques dizaines d’années dans les régions fortement urbanisées, c’est encore souvent le cas dans les zones dites « naturelles ». Or un volcan apparaît souvent comme « la Nature en marche ». En second lieu, les éruptions volcaniques, certaines par leur soudaineté, toutes par l’énergie mise en oeuvre, sont, à l’instar des séismes, des phénomènes brutaux.
Sur le plan de la physique des volcans, nous retrouvons les deux aspects de cette fascination. Un système volcanique constitue un objet dont les lois de la physique, ces explications du monde observable que l’on veut immuables, permettent de décrire et de comprendre, dans ses grandes lignes, le fonctionnement. Par ailleurs, la vie d’un tel objet embrasse de telles gammes d’échelles de temps – de la seconde à la centaine de milliers d’années –, d’espace – du millimètre à la centaine de kilomètres –, d’énergie, de puissance… qu’il est encore difficile pour le volcanologue de prendre en compte une si grande variété au sein de ses modèles.

Un premier modèle de volcan pour étudier les éruptions

Un volcan en éruption est en quelque sorte une bouche d’évacuation d’une matière plus ou moins liquide – lave, scories, éjectats, etc. – et de gaz – majoritairement de la vapeur d’eau et du gaz carbonique. Cette sortie se produit généralement au sommet ou sur les flancs d’un mont qui résulte des éruptions précédentes – les accumulations de laves, consolidées par refroidissement, étant devenues le bâti même du volcan.
Sur le plan géométrique, un « tuyau », la cheminée volcanique, débouche dans un cratère ou sur une ou plusieurs pentes. Selon les volcans, ces pentes peuvent être relativement douces, moins de 5°, comme dans l’île d’Hawaii, en Islande ou dans l’île de la Réunion, ou relativement fortes, 20 à 30° en général, comme dans les divers volcans de la ceinture de feu de l’océan Pacifique. A contrario, les cheminées des différents volcans ont, semble-t-il, des diamètres relativement peu variables, de quelques mètres à jamais plus d’une vingtaine. Quant à la longueur de ce conduit, on l’estime, en général, de quelques centaines de mètres – peut-être 200 m pour le Stromboli – à la dizaine de kilomètres – comme pour le mont Saint Helens aux États-Unis.
Pour ce premier modèle, contentons-nous de mentionner la chambre magmatique, réservoir à partir duquel la cheminée monte jusqu’à la surface, et qui, le temps d’une éruption, est souvent la source des matières (lave et gaz volcaniques) qui s’évacueront par le volcan.

Les dynamismes éruptifs

La géométrie de notre volcan modèle précisée, intéressons-nous à son fonctionnement en période d’activité. Lors du déroulement d’une éruption, on observe toujours deux dynamiques principales d’évacuation des matières volcaniques – les explosions et les effusions (c’est-à-dire les écoulements, coulées de lave, avalanches, etc.) –, qui prennent des formes variées selon les volcans. Voici trois exemples d’éruptions, archétypes d’une classe importante de ces phénomènes.

Description schématique d’une éruption au Piton de la Fournaise (île de la Réunion)

L’éruption s’initie par l’ouverture, sur le plancher du cratère (c’est la zone plus ou moins plane qui concentre l’activité éruptive), ou en proche périphérie du sommet, d’une fracture de quelques mètres de large et de plusieurs dizaines de mètres de long, d’où s’échappe un mélange de lave et de gaz dans lequel la part du gaz est dominante. Ce mélange forme, selon l’expression consacrée, un « mur de lave ». En quelques heures à peine, l’éruption se localise en différents points où se forme une fontaine de lave qui peut avoisiner plusieurs centaines de mètres de haut (comme dans l’île d’Hawaii), et dont la vitesse de sortie peut atteindre 100 à 200 m/s. Tandis que ce jet se poursuit (en général, pendant une ou deux journées), peu de lave s’écoule autour de l’évent (nom donné à l’orifice qui laisse échapper des matières, gaz et liquides, comme chez la baleine…) ; cependant, les cendres s’y accumulent et vont progressivement former un cône volcanique bien caractéristique.
Après ces quelques heures ou quelques jours, l’intensité de la fontaine décroît, tandis qu’une quantité toujours plus importante de lave s’épanche en continu et forme des coulées qui, petit à petit, rejoignent les pentes. C’est la phase effusive. Ces coulées d’une lave très fluide peuvent parcourir jusqu’à plusieurs kilomètres, descendant les flancs du volcan, pour, éventuellement, rejoindre l’océan.

Pendant les jours ou les semaines qui suivent, phases de fontaine et phases effusives alternent, jusqu’à l’arrêt de l’éruption. Durant les phases effusives, le dégazage se poursuit sous forme de bulles plus ou moins grosses qui viennent éclater à la surface de la lave. Beaucoup sont décimétriques, certaines métriques. Quand leur diamètre se rapproche de celui du conduit de cheminée, se produit le phénomène dit « de gaz-piston » : avant l’apparition de la bulle, de la lave s’épanche autour de l’évent ; une fois que la bulle a éclaté, en projetant des scories, le niveau de la lave semble baisser dans le conduit, ce qui laisse penser qu’en remontant dans le conduit, la bulle a poussé devant elle une partie de la lave (l’autre partie s’étant écoulée autour d’elle, cf. l’expérience qui suit). Ce phénomène définit d’ailleurs le dynamisme dit « strombolien », en référence au volcan où l’on peut l’observer depuis fort longtemps, au rythme d’environ une à deux explosions par heure.


Rideau de lave au Piton de la Fournaise, en janvier 1984 © Hoa Qui


Coulée de basalte au Piton de la Fournaise depuis son évent de sortie © Ph. Bourseiller/Hoa Qui

Arrêtons-nous un instant pour développer un petit modèle d’écoulement de bulle dans un conduit.
Prenons un tuyau en plastique souple et transparent, de diamètre centimétrique et d’une longueur d’environ un mètre à un mètre et demi. Nous allons injecter de l’air dans ce tuyau rempli aux trois quarts d’eau. Pour cela, le plus simple est d’utiliser un fin tube plastique, un cathéter. Son diamètre ne doit pas être trop gros – un millimètre maximum –, afin de souffler des petites bulles par rapport au diamètre de notre « cheminée » de volcan, ainsi que pour éviter à l’expérimentateur de trop ingérer de « lave ». Ce cathéter est en effet « branché » à l’extrémité basse de la cheminée volcanique (l’étanchéité étant assurée par de la pâte à modeler, du mastic, de l’argile ou simplement le pouce). Dans le tuyau pratiquement vertical, les petites bulles qui remontent les unes derrière les autres viennent éclater à la surface de l’eau sans en faire réellement varier le niveau. En soufflant un peu plus fort, on peut arriver à faire une bulle – plus généralement un train de bulles – dont le diamètre atteint celui du tuyau. On obtient ainsi une sorte de « limace » d’air qui remonte le long du tuyau, l’eau s’écoulant vers le bas, entre la paroi du tube et la bulle, ainsi qu’on peut le constater en observant quelques petites particules (des « sous-marins ») que l’on aura introduites dans l’eau.
Pendant que l’expérimentateur souffle, le niveau supérieur de l’eau monte, d’une hauteur équivalant à la longueur de la bulle. Si l’on veut faire une bulle plus grosse, longue d’une dizaine de centimètres, on pourra la « préparer » en coudant le tuyau de façon à en mettre la partie inférieure à l’horizontale et à y souffler une longue bulle. Pendant cette phase de croissance du volume de la bulle, le niveau supérieur de l’eau augmente. Pendant que la bulle monte, le niveau supérieur reste stable. Enfin, quand la bulle atteint la surface, le niveau retombe brutalement, tandis que quelques gouttelettes d’eau, entraînées par le souffle de la bulle, viennent se poser un peu plus haut sur la paroi du tuyau.

Ainsi explique-t-on les différents régimes d’éruption décrits plus haut. Une fontaine de lave correspond à la vidange d’une grosse bulle de gaz volcanique, qui remplit probablement le conduit sur toute sa hauteur. Cette vidange entraîne une partie de la lave, la projetant haut, sous forme de scories. Une bulle d’une longueur entre une et plusieurs fois le diamètre de la cheminée provoque le phénomène de gaz-piston. Les bulles d’une taille plus petite que ce diamètre, typiquement décimétriques, remontent simplement dans la colonne pour venir éclater à la surface. On suppose ici que ces petites bulles ne sont pas trop nombreuses, sinon on entre dans le cadre d’une autre dynamique, celle des mousses, dans laquelle les bulles sont plus ou moins « collées » les unes aux autres par un film de liquide, ce qui en change notablement la rhéologie. De même, les très petites bulles (celles dont le diamètre fait moins d’un centimètre) n’ont pas nécessairement assez de force intrinsèque pour remonter à une vitesse – relative à celle du magma – suffisamment importante : elles doivent, en effet, lutter contre la viscosité de la lave (le moteur de cette ascension est, bien sûr, la poussée d’Archimède).

Corrigeons cependant tout de suite un défaut de notre modèle : aucun gaz n’est injecté par un système extérieur au volcan. Il est, en effet, déjà présent au sein du magma, dès la chambre, en partie dissous, en partie exsolvé sous forme de bulles qui viennent, dès qu’elles sont assez grosses, s’accumuler contre le toit de cette chambre, en attendant de pouvoir rejoindre l’atmosphère, soit par une fuite au travers de l’encaissant, si le bâti du volcan présente suffisamment de fissures, soit au profit d’une éruption.
Or il règne une pression importante dans cette chambre, du simple fait qu’elle est profonde : approximativement, quand on s’enfonce dans la Terre, la pression ambiante augmente d’une atmosphère tous les trois mètres. Si le toit de la chambre est à environ un kilomètre sous le sommet du volcan, et si l’on considère en première évaluation que le produit de la pression par le volume d’une bulle est constant au cours de sa remontée, on constate qu’une bulle d’un mètre de diamètre à l’évent, c’est-à-dire à la pression atmosphérique, ne faisait guère plus que trois à quatre millimètres dans la chambre ! Cette seule augmentation du volume des gaz par décompression explique l’essentiel de ce qui pousse le magma à la surface.

La dernière éruption du Piton de la Fournaise a commencé le 15 décembre 2008 et a pris fin le 4 février 2009. Jusqu’en 1992, une éruption avait lieu environ tous les douze à dix-huit mois. Après une « longue » période de sommeil, longue au regard de son rythme précédent et des scientifiques qui venaient juste de finir la mise au point d’un système de prévision de l’éruption, anticipant celle-ci de quelques heures – délai suffisant à l’île de la Réunion pour prévenir et mettre en place la sécurité civile –, le volcan entre en éruption le 9 mars 1998. Cette éruption, de façon exceptionnelle, durera jusqu’au 21 septembre 1998 – cela devrait en faire la plus longue durant ce siècle. Depuis, à savoir jusque mi-2009, 27 éruptions ont eu lieu, en moyenne une tous les neuf mois, avec une durée d’activité éruptive allant de moins de dix heures à quatre mois, et un temps d’inactivité apparente entre deux semaines et dix mois.
Ce schéma d’éruption, l’alternance des phases de fontaine et des phases de coulées, s’appelle une « éruption hawaiienne », puisque c’est sur l’île d’Hawaii qu’il a été reconnu. Celle-ci est, comme l’île de la Réunion, une île volcanique, aux dimensions encore plus impressionnantes, culminant à plus de 4 000 m et présentant deux systèmes volcaniques actifs, le Mauna Loa et le Kilauéa (ce dernier fréquemment en éruption).

Description de l’éruption de la Soufrière à Montserrat (arc des Antilles)

Après quelque trois cents ans d’inactivité, le volcan de la Soufrière donne ses premiers signes de réveil au début de 1992, puis en 1994, sous forme d’essaims de séismes.
La première manifestation éruptive a lieu en juillet 1995 : des explosions dans le cratère sommital (au sommet du volcan) envoient des cendres, farine de roche grise, sur la capitale régionale sise à son pied, Plymouth. Plusieurs explosions de ce type se reproduisent ensuite. En novembre 1995, un dôme d’une lave très pâteuse se met en place dans le cratère. De ce dôme partent des avalanches de roches incandescentes, nommées « coulées pyroclastiques » (du grec puros, « feu », et klastos, « brisé »), qui descendent les pentes du volcan, obligeant à évacuer les zones menacées. Des explosions plus intenses entraînent ensuite l’évacuation totale des flancs du volcan, c’est-à-dire la moitié sud de l’île de Montserrat.
En 2009, l’éruption se poursuit toujours : depuis bientôt quinze ans, entre des périodes très variables d’accalmie, le dôme croît puis s’écroule plus ou moins par pans, provoquant de destructrices coulées pyroclastiques. Les explosions qui ont également lieu au sommet peuvent durer plusieurs dizaines de minutes.

Eruption à nuée ardente au Merapi (Indonésie, novembre 1994).
L’éruption se développe ici depuis le sommet en une nuée ardente, ou coulée pyroclastique, qui déferle sur le flanc du volcan (ici sur environ 2 km, pour un dénivelé d’environ 1000 m). Riche en gaz, la coulée développe des colonnes ascendantes de cendres fines qui montent en grandes volutes au-dessus de la nuée.
© Observatoire du Merapi

Les panaches qu’elles créent s’élèvent haut dans l’atmosphère (d’une altitude de l’ordre du kilomètre) et, entraînés par le vent, provoquent des pluies de cendres jusqu’à plusieurs dizaines de kilomètres du volcan. Il arrive aussi qu’une partie plus dense de ces panaches retombe sur les flancs du volcan en des coulées de poussières chaudes. Appelées « déferlantes », ces coulées présentent la particularité de pouvoir franchir des obstacles topographiques importants, remontant les pentes, tant leur inertie est grande et leur densité faible.

Description de l’éruption du Saint Helens (État de Washington, États-Unis) du 18 mai 1980

Mis à part la taille du bâti volcanique – du moins avant l’éruption –, on pouvait penser que l’éruption du mont Saint Helens, qui débute en novembre 1979 par des explosions au sommet de l’ancien volcan, inactif depuis quelques siècles, ne se déroulerait pas selon un scénario très différent de celui décrit précédemment. Or l’événement du 18 mai 1980 allait se révéler tout autre, et d’une ampleur inattendue.
En effet, depuis quelque temps, un magma très pâteux se mettait en place au sein du volcan, « gonflant » ses flancs. Le 18 mai, fragilisé par l’altération poussée des roches du bâti – celles-ci se transformant peu à peu, jusqu’à devenir argileuses, sous l’effet conjugué de l’infiltration de l’eau de pluie et des exhalaisons volcaniques, généralement acides et chaudes –, un flanc du volcan commence à partir en glissant sur la pente, provoquant la décompression immédiate des roches sous-jacentes. L’eau contenue dans ces roches (sous forme de nappes phréatiques ou dissoute dans le magma) se transforme alors en vapeur et provoque l’emballement du système ; une avalanche de roche pulvérulente et de vapeur se met alors à dévaler la pente. L’avalanche courra jusqu’à plus de 30 km de son point de création.

Explosion au sommet du mont Saint Helens le 22 juillet 1980. Du cône presque parfait qui chapeautait ce volcan au début de l’année, près de 400 m ont disparu lors de l’éruption du 18 mai, par glissement sur le flanc du volcan. L’activité éruptive se prolongera pendant six ans, essentiellement selon la modalité plus « classique » d’explosions de surpression des gaz contenus dans la lave grise, très visqueuse.
© Krafft/I & V/Hoa Qui

Ce type d’éruption n’avait jamais été observé, ni même jamais été réellement imaginé, au sens scientifique du terme, c’est-à-dire considéré comme un modèle potentiel d’éruption. Il a donc été très étudié, et ses caractéristiques, aussi bien dynamiques que géologiques, établies. Par la suite, des traces d’éruption par « déstabilisation de flanc » ont, sur plusieurs volcans, été (re)mises en évidence – ce qui a permis de mieux en apprécier le potentiel dévastateur.
Pour vous représenter l’effet de cette soudaine décompression, rappelez-vous simplement cette malheureuse mais classique expérience : si vous ouvrez brutalement une bouteille de boisson gazeuse qui a été préalablement agitée, une part importante de la boisson se transforme en mousse dans la bouteille, sort à une vitesse appréciable et se répand sur une surface non négligeable, en général bien plus importante que si vous l’aviez renversée d’un verre, ne laissant finalement dans la bouteille que peu de liquide.
Pour illustrative qu’elle soit, l’expérience précédemment décrite reste néanmoins trop qualitative pour permettre une réelle formalisation physique de ce style d’éruption. De telles représentations traînent d’ailleurs dans la littérature de vulgarisation : or, ce n’est pas parce qu’un peu de liquide rougeâtre et chaud s’écoule du sommet d’un monticule que l’on peut qualifier cette représentation de modèle, au sens scientifique du terme, et ce malgré son haut pouvoir suggestif. Il y manque la dimension de l’abstraction, de la schématisation, c’est-à-dire de la réflexion expérimentale et de la réduction aux quelques phénomènes physiques considérés comme importants, qui permettront l’approche quantitative nécessaire pour découvrir des lois entre les grandeurs physiques mises en jeu.

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