Le volcanisme, un acteur majeur de l'histoire de la Terre

Pierre Thomas

Laboratoire de Géologie de Lyon / ENS Lyon

Olivier Dequincey

ENS Lyon / DGESCO

19/11/2020

Résumé

Éruptions volcaniques spectaculaires et, surtout, conséquences discrètes sur le moment mais redoutablement efficaces sur le long terme. Origine du volcanisme et impacts sur la vie, l'atmosphère, l'océan, le cycle du carbone, de l'oxygène…


Avertissement

Cet article sur le volcanisme et ses conséquences est basé sur une contribution écrite suite à une commande de la revue Reliefs pour son numéro 12 de novembre 2020 qui comporte un dossier sur les volcans constitué de sept articles. Les contraintes éditoriales d'une revue “papier” limitaient la taille de cet article à 20 000 signes et 6 figures. Planet-Terre n'ayant pas les mêmes contraintes éditoriales, le papier original a été transformé, sans en changer l'esprit, en un article plus étoffé (~55 000 signes et 37 figures). La revue Reliefs étant surtout destinée à des géographes et non pas à des professeurs de SVT, cet article commence forcément par des données de base connues des lecteurs habituels de Planet-Terre. J'espère que la fin apportera des éléments méconnus et nouveaux.

Le volcanisme aujourd'hui (depuis les débuts de la géologie et de la photographie) : du grand spectacle

Les éruptions volcaniques sont sans doute les plus spectaculaires et les plus médiatisées des manifestations de l'activité interne de notre planète, même si elles causent beaucoup moins de morts que les séismes et les tsunamis : feux d'artifice rougeoyants jaillissant d'un cratère, longues coulées de lave coulant au flanc d'une montagne, panaches de cendres grises s'élevant à plus de 10 km d'altitude… Sans vouloir faire un cours sur le dynamisme éruptif, nous vous présentons, en sept photographies, la variété de l'activité volcanique actuelle et ses sept principaux types d'éruption (il ne faut pas oublier le volcanisme sous-marin). Avec ce qu'il voit sur les volcans en activité, le géologue peut alors établir les relations entre le dynamisme éruptif, la morphologie des édifices en construction, les différents types de lave, le contexte géodynamique… et appliquer ces observations au volcanisme ancien.

Le lecteur non familier avec le dynamisme éruptif pourra se reporter à quelques articles parus sur Planet-Terre pour parfaire ses connaissances, en voici une sélection.

Coulée de lave : Coulées pahoehoe se transformant en coulées aa, ou encore Vue d'ensemble d'une coulée aa en formation, éruptions de mars 2001 et avril 2007, Piton de la Fournaise, Île de la Réunion.

Éruption plinienne : L'éruption du Lascar (Chili), 19 avril 1993 : panaches pliniens et nuées ardentes.

Coulée pyroclastique : Le dôme de lave du Paluweh (ou Rerombola, Indonésie) : mise en place, effondrements, nuées ardentes et autres courants de densité pyroclastiques.

Dôme de lave : La mise en place d'un dôme de lave : l'exemple du Paluweh (Indonésie).

Pillow lavas : Cristallisation du soufre et formation de pillow lavas, ou encore Les ophiolites en 180 photos – 4/7 Basaltes en coussins, coulées et sédiments.

Le volcanisme historique et préhistorique (depuis 1 million d'années) : semblable à celui des XXe et XXIe siècles, avec quelques éruptions plus importantes

Quelques grandes éruptions historiques

Nous vivons actuellement, et ce depuis quelques millions d'années, une période volcanologiquement “ordinaire”, avec une soixantaine d'éruptions modérées chaque année (sans compter les éruptions au niveau des dorsales) et parfois quelques-unes plus fortes, qui n'occasionnent que des perturbations locales et/ou temporaires. Citons comme exemples quatre de ces éruptions historiques d'intérêt local même si ce furent de véritables « coups durs » pour les habitants concernés. Dans un ordre chronologique, nous avons : (1) Pompéi et Herculanum qui furent détruits en 79 par des pluies de cendres et des coulées pyroclastiques, (2) le temple bouddhiste de Borobudur (Indonésie) qui fut enseveli sous les cendres du Merapi en 1006, (3) la ville de Catane (Sicile) qui fut coupée en deux en 1669 par une coulée de lave de l'Etna , (4) 20 % de l'ile de Lanzarote (Canaries) et quinze de ses villages et hameaux qui furent recouverts de coulées de lave entre 1730 et 1736.

Certaines de ces éruptions historiques furent suffisamment importantes pour perturber le climat mondial pendant quelques années. Citons-en deux.

De juin 1783 à février 1784, le Lakagigar (Islande) a émis 14 km3 de lave très fluide, des nuages de cendres, des dizaines de millions de tonnes de soufre et de fluor… Plus de la moitié du bétail islandais périt, et le quart de la population islandaise mourut de faim. Les deux hivers qui suivirent furent très rigoureux dans tout l'hémisphère Nord, et les étés “pourris”, ce qui entraina de mauvaises récoltes et une augmentation de la mortalité de la population fragile. D'aucuns disent que la Révolution française est l'une des conséquences de cette mini-crise climatique.

En avril 1815, le volcan Tambora (Indonésie) explosa et projeta dans l'atmosphère 40 km3 de cendres et 60 millions de tonnes d'oxyde de soufre. L'éruption tua directement environ 100 000 personnes, et les perturbations climatiques qui suivirent en 1815 et 1816 (années dites « sans été ») occasionnèrent des famines sur toute la Terre (au moins 200 000 victimes).

Figure 12. Vue sur un fragment de la fissure du Lakagigar (Islande)

Vue sur un fragment de la fissure du Lakagigar (Islande)

Cette fissure mesurait 27 km de long et est maintenant “recouverte” par plus de cent cônes volcaniques. Quatorze km3 de lave très fluide, des nuages de cendres, des dizaines de millions de tonnes de soufre et de fluor… sortirent de cette fissure entre juin 1783 et février 1784. Plus de la moitié du bétail islandais périt empoisonné par le fluor, et le quart de la population islandaise mourut de faim. Les deux hivers qui suivirent furent très rigoureux dans tout l'hémisphère Nord et entrainèrent une augmentation de la mortalité de la population fragile.


Figure 13. Vue aérienne de l'ile de Sumbawa, Indonésie

Vue aérienne de l'ile de Sumbawa, Indonésie

On voit très bien le volcan Tambora et sa caldeira de 7 km de diamètre, résultat de l'éruption de 1815. Cette éruption, outre la genèse de la caldeira, projeta dans l'atmosphère 40 km3 de cendres et 60 millions de tonnes d'oxyde de soufre. L'éruption tua directement environ 100 000 personnes, et les perturbations climatiques qui suivirent en 1815 et 1816 (années dites « sans été ») occasionnèrent des famines sur toute la Terre (au moins 200 000 victimes).


Les conséquences d'une grande éruption préhistorique : l'éruption du Toba d'il y a 73 000 ans

Il y a plusieurs fois par million d'année des éruptions explosives beaucoup plus importantes, projetant dans l'atmosphère plus de 1000 km3 de cendres. En reprenant une expression de journalistes, on parle de « super-volcans ». Parce que situé aux USA, le plus médiatisé des super-volcans est Yellowstone dont les dernières « super-éruptions » datent de −2,1 Ma, −1,3 Ma et −0,64 Ma.

La plus importante des super-éruptions ”récentes” est celle du Toba (ile de Sumatra, Indonésie). Il y a “seulement” 73 000 ans, 2800 km3 de cendre (70 fois le Tambora) furent projetés dans l'atmosphère. L'étude des pollens fossiles sur toute la planète montre que la température moyenne baissa de 3 à 6°C pendant plusieurs années. Indépendamment de ces études volcaniques et paléontologiques, les généticiens étudiant le génome des populations humaines actuelles trouvent que la population d'Homo sapiens passa d'environ 500 000 à seulement 15 000 individus il y a quelques dizaines de milliers d'années. Or, ce goulot d'étranglement génétique est daté de la même époque (aux incertitudes près) que l'éruption du Toba. C'est encore très discuté, mais certains vont même jusqu'à dire que l'éruption du Toba a failli éteindre l'humanité, du moins Homo sapiens (on ne peut pas faire la même étude sur les Néanderthaliens ou sur les Dénisoviens qui étaient présents à cette époque). Affaire à suivre !


Figure 15. Variation relative du nombre d'espèces de pollen dans une carotte de la tourbière de la Grande Pile (Haute-Saône) en fonction de la profondeur

Variation relative du nombre d'espèces de pollen dans une carotte de la tourbière de la Grande Pile (Haute-Saône) en fonction de la profondeur

La biodiversité végétale diminue fortement de façon contemporaine à l'éruption du Toba. Cette baisse de la biodiversité n'est pas contemporaine du début de la glaciation du Würm, mais a lieu 40 000 ans après le début de la mise en glace.


Figure 16. Position chronologique de l'éruption du Toba par rapport à quatre indicateurs climatiques du Quaternaire récent

Position chronologique de l'éruption du Toba par rapport à quatre indicateurs climatiques du Quaternaire récent

Cette éruption a eu lieu pendant le refroidissement du Würm. Aux incertitudes près, elle semble contemporaine d'une accélération de ce refroidissement (2e courbe), de l'accroissement du volume des glaces (3e courbe) et d'une recrudescence de la quantité de poussières dans les glaces antarctiques (4e courbe).

Source : EPICA community members, 2004. Eight glacial cycles from an Antarctic ice core, Nature, 429, 623–628.


L'origine du volcanisme ordinaire tel qu'il fonctionne depuis 10 Ma

Toutes ces manifestations volcaniques sont dues à l'arrivée en surface d'un magma, mélange de roches fondues plus ou moins visqueuses contenant parfois des fragments de roches, le tout propulsé par des gaz chauds (principalement de la vapeur d'eau, mais aussi du dioxyde de carbone, des composés soufrés…). L'arrivée de magma en surface pose un problème intellectuel majeur : globalement, la Terre est constituée de roches solides bien que très chaudes, à l'exception du noyau externe qui représente moins de 15 % du volume de la Terre, qui est situé à plus de 2900 km de profondeur, qui est fait de fer liquide, et qui n'intervient pas directement dans le volcanisme. Les 2900 premiers kilomètres de la Terre, solides, sont constitués de roches silicatées. En surface, on trouve une mince croute de 5 à 40 km d'épaisseur (environ 5 km de roches de composition basaltique sous les océans, 30 à 40 km de roches de composition granitique sous les continents). Ces croutes surmontent le manteau, constitué de quasiment 3000 km d'une roche solide nommée péridotite. Et, depuis la fin du XIXe / début du XXe siècle, on sait que le manteau terrestre est solide, grâce, entre autres, à la sismologie. Bien qu'on n'ait bien sûr pas de données sismiques avant la fin du XIXe siècle, le manteau devait être solide dans les millions et millions d'années qui précèdent. Ce qui est très étonnant, c'est que la majorité des gens (vulgarisateurs, journalistes scientifiques…) pensent encore que l'intérieur de la Terre est liquide, plus d'un siècle après qu'on ait eu la preuve qu'il est solide. On s'extasie devant le spectacle des éruptions, on étudie les mécanismes de tels ou tels types d'éruption, mais la vulgarisation scientifique et autres grands médias se posent trop rarement la question : « D'où viennent ces liquides que sont laves et magmas alors que la Terre est globalement solide ? »

Figure 17. Nodule de péridotite en enclave dans un fragment de scorie basaltique, Mont Briançon, Haute Loire

Nodule de péridotite en enclave dans un fragment de scorie basaltique, Mont Briançon, Haute Loire

C'est cette roche cristallisée constituée principalement d'olivine qui, sous différents “faciès”, constitue le manteau. C'est cette roche cristallisée qu'on voit, hélas, couler, tourbillonner et “glouglouter” dans les animations usuelle représentant l'intérieur de la Terre ou la tectonique des plaques, comme si elle était liquide.


À cause, entre autres, de la radioactivité naturelle, l'intérieur de la Terre est chaud : 1200°C à 100 km, 2500°C à 2900 km de profondeur. Mais à cause de la forte pression (par exemple 1,5 millions de fois la pression atmosphérique à 2900 km, due au poids des roches sus-jacentes), le manteau de la Terre est solide malgré cette haute température. Mais, comme le montrent les glaciers serpentant dans leur vallée, ou un fer chauffé au rouge s'aplatissant lentement sous les coups de marteau du forgeron, solide ne signifie pas indéformable.

Figure 18. Suivi pendant 25 ans (1990-2015) de la déformation du glacier Panmah et de ses tributaires (Karakoram, Pakistan)

Suivi pendant 25 ans (1990-2015) de la déformation du glacier Panmah et de ses tributaires (Karakoram, Pakistan)

L'image mesure environ 50 km de gauche à droite sur le terrain.

Une analogie de la déformation à l'état solide du manteau. La vitesse de ce type de glacier est d'environ 100 à 200 m/a. La vitesse de déformation du manteau est d’environ 1 à 10 cm/a, 10 000 fois plus lentement que les glaciers, car la péridotite, même très chaude, est beaucoup moins déformable que la glace.

Article source : F. Paul, 2015. Revealing glacier flow and surge dynamics from animated satellite image sequences: examples from the Karakoram, The Cryosphere, 9, 2201-2214 [pdf]. Animation en haute résolution sur le cryoportal, données sur les glaciers, Karakoram Panmah.


Les premières dizaines de kilomètres sous la surface, croute et manteau supérieur, sont relativement froides et forment la lithosphère très peu déformable. La part mantellique de cette lithosphère est plus dense que le manteau profond, chaud. Sauf sous les continents bloqués en surface par leur épaisse croute “légère” (peu dense), la lithosphère a “spontanément” tendance à plonger dans le manteau profond moins dense car plus chaud. C'est le phénomène de subduction, à l'origine de montagnes comme les Andes ou de guirlandes d'iles comme les Antilles. Pour compenser la lithosphère qui s'enfonce, du manteau chaud remonte depuis des profondeurs intermédiaires jusque vers la surface sous ce qu'on appelle des dorsales océaniques (ou sous les rifts continentaux). Tous ces mouvements se font à l'état solide, à des vitesses (ou plutôt à des lenteurs) de 1 à 10 cm/a. Entre ces descentes au niveau des subductions et ces remontées à l'aplomb des dorsales, la surface froide (la lithosphère) dérive lentement, parfois en transportant des fragments de croute continentale. Ce fonctionnement, compris à la fin des années 1960, est appelé la tectonique des plaques. Si par hasard, ballotés par ces mouvements, deux continents “se rentrent dedans” (zone de collision), des fragments de croute continentale se chevauchent, s'enfoncent, remontent… Mouvements complexes à l'origine de chaines de montagne comme l'Himalaya. Vers 2900 km de profondeur, localement, la base du manteau s'échauffe “anormalement” au contact du noyau, et, devenu moins dense, ce manteau remonte en formant un panache chaud (à l'état solide bien sûr) jusqu'à s'arrêter sous la lithosphère : ce sont les points chauds, comme celui de la Réunion. C'est principalement (mais pas exclusivement) dans ces quatre contextes (subduction, dorsale, point chaud et collision) qu'ont lieu des phénomènes de fusion locale, causes du volcanisme.

Sous les dorsales et les points chauds, du manteau intermédiaire ou profond, chaud mais solide, remonte ; il y a de moins en moins de roches au-dessus de lui ; sa pression diminue (mais pas, ou très peu, sa température) et il fond partiellement, “sécrétant” quelques pourcents de liquide basaltique (pauvre en silice) en général très fluide. Ce liquide, souvent, remonte jusqu'à la surface en percolant à travers le manteau et/ou empruntant des fractures. Arrivé en surface il formera un volcan. Parfois il s'arrête en profondeur où cela formera une « intrusion magmatique ». Au niveau des zones de subduction, de l'eau est introduite dans le manteau, ce qui induit sa fusion partielle (l'eau à un rôle de ”fondant”, notion connue en verrerie et en métallurgie) et génère également un magma basaltique, mais en général plus riche en silice, moins fluide et plus riche en gaz que dans les deux contextes précédents. Cela entraine un volcanisme souvent plus explosif, avec souvent de nombreuses intrusions magmatiques. Dans le dernier contexte (zone de collision), des phénomènes complexes entrainent la fusion partielle et de la croute continentale et du manteau sous-jacent. Cela génère un magma souvent riche en silice, visqueux et riche en gaz. Il se forme plus d'intrusions magmatiques profondes que de volcans dans les zones de collision, mais il en existe quand même beaucoup, comme le Mont Ararat en Turquie (cf. Le plus méconnu des volcanismes, le volcanisme des zones de collision, et son volcan actif le plus emblématique : le Mont Ararat (Turquie orientale)), le seul volcan actif dont parle la Bible. Si le volcanisme des points chauds est indépendant de la tectonique des plaques, les autres volcanismes s'avèrent en être des conséquences annexes. Annexes et même facultatives. Par exemple il y a des dorsales où il n'y a pas (ou très peu) de volcanisme sur plus de la moitié de leur longueur, comme dans l'Atlantique ou le Sud-Ouest de l'Océan Indien, parce que la remontée du manteau, donc sa décompression, est trop lente pour entrainer sa fusion partielle (la température “a le temps” de baisser aussi).

Figure 19. Schéma du fonctionnement de la planète Terre

Schéma du fonctionnement de la planète Terre

Le noyau constitué de fer est représenté en gris. Parce que la péridotite est une roche verte, nous avons représenté le manteau en vert, plus ou moins clair en fonction de sa température. À l'exception du noyau supérieur (en gris foncé), les seuls liquides, les magmas, sont représentés en rouge. Ils ne représentent qu'un infime pourcentage du volume de la Terre. On les trouve majoritairement dans quatre contextes géologiques : dorsale (et rift continental), subduction, point chaud et collision. Il existe quelques rares autres contextes (assez mal compris) où il peut y avoir du volcanisme ; c'est par exemple le cas du volcanisme du Massif Central comme celui de la Chaine des Puys, dont l'origine n'est pas claire.


Et, à côté des volcans sensu stricto, il y a tous les phénomènes péri-volcaniques (cf. Hydrovolcanologie appliquée à la phase hydrothermale : fumeroles, solfatares, geysers, lacs acides, mofettes, sources chaudes…). Quand il y a fusion partielle du manteau ou de la croute, les composés volatils minoritaires et inclus dans la roche qui fond (H2O, soufre, CO2, F2…) se concentrent dans la part liquide et sortent avec les laves. Ces composés volatils vont se mélanger avec les fluides superficiels, essentiellement les eaux phréatiques (douces ou salées car issues de l'eau de mer). Les volcans apportent de la chaleur près de la surface, chaleur qui réchauffe les eaux souterraines environnantes et génère des circulations hydrothermales, avec sources chaudes ariennes ou sous-marines. Les régions volcaniques sont potentiellement riches en exploitations géothermiques. Les gaz magmatiques se diluent dans les eaux qui circulent dans le massif volcanique et les roches environnantes. Ces fluides chauds dissolvent des éléments chimiques contenus dans les roches qu'ils traversent, éléments qui se redéposent ailleurs, générant parfois de riches minerais.

Figure 20. Manifestation superficielle des circulations de fluides chauds au voisinage et à l'intérieur d'un volcan, ici le super-volcan de Yellowstone (USA) en sommeil (mais non éteint) depuis 600 000 ans

Manifestation superficielle des circulations de fluides chauds au voisinage et à l'intérieur d'un volcan, ici le super-volcan de Yellowstone (USA) en sommeil (mais non éteint) depuis 600 000 ans

Dans ce cas précis, les eaux arrivent en surface à environ 90°C et y déposent de la silice, du soufre, des hydroxydes de fer et d'autres sels métalliques. Il est probable que d'autres éléments sont extraits à grande profondeur et se redéposent dans des fractures en semi-profondeur.


Figure 21. Schéma théorique idéalisé d'un gisement hydrothermal profond associé à un volcan, d'après l'exemple d'un gisement du Nord de la Grèce

Schéma théorique idéalisé d'un gisement hydrothermal profond associé à un volcan, d'après l'exemple d'un gisement du Nord de la Grèce

Les terrains dont la légende est entourée de rouge correspondent aux roches magmatiques profondes peu ou pas altérées par les fluides magmatiques et hydrothermaux. Les terrains dont la légende est entourée de bleu correspondent aux roches magmatiques superficielles (roches volcaniques) largement altérées par les fluides magmatiques et hydrothermaux.

Source : P. Voudouris et al., 2013. Extremely Re-Rich Molybdenite from Porphyry Cu-Mo-Au Prospects in Northeastern Greece: Mode of Occurrence, Causes of Enrichment, and Implications for Gold Exploration, Minerals, 3, 169-191, [pdf].


Les géologues savent reconnaitre les différentes roches volcaniques anciennes, et, en fonction de leur nature et de leur chimie, savent reconstituer leur contexte d'origine (dorsale, zone de collision…) même si ces derniers ont cessé de fonctionner depuis plusieurs millions d'années. Les roches volcaniques sont ainsi des indices et des témoins permettant de reconstituer l'activité ancienne de la Terre.

Les conséquences globales du volcanisme au Phanérozoïque et au Protérozoïque (de −2,5 milliards d'années à maintenant)

Le volcanisme du dernier million d'années tel qu'on vient de le voir est représentatif de ce qui se passe sur Terre depuis environ 2,5 milliards d'années (Ga). On retrouve pendant ces 2,5 Ga les mêmes roches, les mêmes morphologies (bien que fortement dégradées par l'érosion pour les plus vieilles…). Malgré ces similitudes, nous allons prendre du recul chronologique pour deux raisons.

  • Étudier les phénomènes volcaniques rares qui n'arrivent que quelques fois par centaine de millions d'années (Ma), phénomènes que l'Homme (même préhistorique) n'a jamais vu, c'est étudier des phénomènes qui se renouvelleront certainement d'ici quelques dizaines de millions d'années.
  • Le volcanisme à des effets indirects quantitativement négligeables pour des temps géologiquement courts de quelques millions d'années. Mais ces effets peuvent se cumuler sur plusieurs centaines de millions d'années et avoir des conséquences majeures sur la planète entière.

Les provinces magmatiques géantes et les grandes extinctions

Tout ce qu'on a décrit ci-dessus, super-volcans compris, n'a que des effets locaux ou globaux ne durant que quelques années. Depuis les 300 derniers millions d'années (ceux qu'on connait le mieux), les périodes volcanologiquement calmes comme le Quaternaire ont été entrecoupées, à douze reprises, par des épisodes volcaniques majeurs et (géologiquement) brefs : des volumes de basaltes supérieurs à 300 000 km3 sont émis pendant moins de 1 Ma et recouvrent d'énormes surfaces (plus de 300 000 km2). On parle de « province magmatique géante » (PMG ou LIP, en anglais pour Large Igneous Provinces). Ces éruptions basaltiques ont été soit continentales, soit sous-marines. Quand elles sont aériennes, ces centaines de milliers de km2 d'empilements de coulées de lave sont appelés trapps. Les plus jeunes trapps datent du début du Miocène supérieur (−15 Ma, province de la Columbia River, Nord-Ouest des États-Unis d'Amérique). La plus célèbre province magmatique géante, la province du Deccan (Inde), est contemporaine de l'extinction des dinosaures non aviens ( −66 Ma). Les deux plus importantes sont sous-marines : la province d'Otong Java forme un plateau sous-marin à 2000 km au Nord-Est de l'Australie, 30 à 50 millions de km3 de lave y ont été émis sous le Pacifique il y a 120 Ma, et le plateau des Kerguelen où 10 à 20 millions de km3 de lave y ont été émis sous l'océan glacial antarctique il y a 110 Ma. Ces éruptions géantes semblent se produire quand un nouveau point chaud débute et que sa tête arrive sous la lithosphère.

Figure 22. Les douze provinces magmatiques géantes des 300 derniers millions d'années

Les douze provinces magmatiques géantes des 300 derniers millions d'années

La largeur du trait indique (qualitativement) la durée des éruptions. L'ordre de grandeur du volume de lave émise est indiqué au-dessus du trait. Depuis 300 Ma, ces éruptions géantes ont lieu en moyenne tous les 25 Ma, bien qu'il n'y ait aucune régularité dans la venue de ces phases éruptives. Les trois provinces magmatiques géantes dessinées en rouge sont celles qui sont contemporaines de l'une trois dernières des cinq grandes extinctions biologiques du Phanérozoïque : les crises Permien-Trias, Trias-Jurassique et Crétacé-Tertiaire (ou Crétacé-Paléogène).



Figure 24. Vue aérienne de l'Océan Pacifique et de la partie adjacente de l'océan glacial antarctique montrant le plateau des Kerguelen (flèche rouge), la deuxième plus importante des provinces magmatiques géantes “récentes”

Vue aérienne de l'Océan Pacifique et de la partie adjacente de l'océan glacial antarctique montrant le plateau des Kerguelen (flèche rouge), la deuxième plus importante des provinces magmatiques géantes “récentes”

En bas à gauche, une vue de l'Europe de l'Ouest (à la même échelle) pour se rendre compte de la taille de cette PMG.


Pendant ces mêmes 300 derniers millions d'années, il y a eu trois grandes crises (extinctions) de la biodiversité, la crise Crétacé-Tertiaire (ou Crétacé-Paléogène, −66 Ma), la crise Trias-Jurassique (−200 Ma), et la crise Permien-Trias (−251 Ma). Or, ces trois extinctions sont contemporaines de trois des douze provinces magmatiques géantes. On comprend en théorie pourquoi des éruptions volcaniques géantes peuvent entrainer des crises biologiques : perturbations climatiques, dégagements de gaz toxiques, acidification de l'atmosphère et de l'océan… Mais qu'ont eu de plus les trois phases éruptives majeures associées à des extinctions par rapport aux neuf autres qui n'ont pas eu de conséquences biologiques majeures ?

Les éruptions du Deccan, il y a 66 Ma, avaient déjà commencé depuis 500 000 ans et avaient sans doute déjà bien perturbé le climat mondial quand un astéroïde de 10 km de diamètre s'écrasa au Mexique (impact de Chicxulub, au Yucatan), ce qui engendra tsunami, nuages de poussières… se rajoutant aux perturbations d'origine volcanique (cf. Vestiges de l'apocalypse : le site de Tanis, Dakota du Nord ainsi que La crise Crétacé-Paléogène et l'hypothèse météoritique, 34 ans après). On discute depuis des années pour essayer de chiffrer les parts relatives des deux causes potentielles dans l'extinction des dinosaures non aviens. Les discussions ne sont pas près de s'arrêter, car des études récentes (2015 et 2019) ont montré que l'impact du Mexique avait entrainé une forte recrudescence du volcanisme du Deccan, et ont proposé des mécanismes géophysiques expliquant cette recrudescence. Les amateurs de réponses simples (pour ne pas dire simplistes), qui veulent que ce soit noir ou blanc (mais jamais gris) vont être déçus.

Figure 25. Évolution du volume total des laves émises par les éruptions du Deccan

Évolution du volume total des laves émises par les éruptions du Deccan

Il s'agit du volume total des laves émises, total 3 à 5 fois supérieur à ce qui a été épargné par l'érosion et qui est aujourd'hui à l'affleurement. La chronologie des différentes unités (de l'unité Jawhar à la base, à l'unité Desur au sommet) est suffisamment précise pour qu'on puisse exactement situer l'impact de Chicxulub. D'après des études récentes, le volcanisme du Deccan à brusquement crû au moment de l'impact de Chicxulub.

Sources :

— M.A. Richards et al., 2015. Triggering of the largest Deccan eruptions by the Chicxulub impact, Geological Society of America Bulletin, 127, 11-12, 1507-1520 [pdf]

— C.J. Sprain et al., 2019. The eruptive tempo of Deccan volcanism in relation to the Cretaceous-Paleogene boundary , Science, 363, 6429, 866-870 [pdf]


La province volcanique datant de 200 Ma, la Province magmatique centre-Atlantique (CAMP, en anglais), si ce n'est pas la plus volumineuse, est la plus étendue en surface (de la Bretagne à la Colombie, et de la Louisiane au Nigeria). Et elle était à cheval sur l'équateur de l'époque : la pire des situations pour perturber le climat de toute la Terre et non pas d'un seul hémisphère.

Figure 26. Reconstitution de la CAMP à la limite Trias-Jurassique

Reconstitution de la CAMP à la limite Trias-Jurassique

En rouge foncé les basaltes à l'affleurement, en rose les basaltes érodés présents uniquement sous forme de dykes, de sills… éparses. B, P et G localisent la Bretagne, les Pyrénées et la Guyane, les seuls affleurements français.

Source : T.J. Blackburn et al., 2013. Zircon U-Pb Geochronology Links the End-Triassic Extinction with the Central Atlantic Magmatic Province, Science, 340, 6135, 941-945


L'extinction datant de 250 Ma (la limite Permien-Trias), la plus sévère de toutes, est vraisemblablement due à des éruptions ayant eu lieu en Sibérie, sur et dans un bassin sédimentaire qui, par hasard, contenaient beaucoup de charbon et d'hydrocarbures, du gypse, des calcaires. Le chauffage de ces roches a engendré des dégagements de méthane, de gaz sulfurés, de dioxyde de carbone… Tous ces gaz se seraient rajoutés aux gaz et poussières volcaniques et auraient composé un cocktail mortel à l'origine de la plus grande extinction des 600 derniers millions d'années.

Figure 27. Le plateau de Putorana, en Sibérie du Nord, un micro-fragment des trapps de Sibérie

Le plateau de Putorana, en Sibérie du Nord, un micro-fragment des trapps de Sibérie

Chaque “couche” mise en valeur par la neige au sommet du plateau correspond à une coulée de lave.


Le volcanisme et les paramètres environnementaux

À côté de ces perturbations brèves mais violentes et dont les conséquences biologiques sont irréversibles (grandes extinctions), le volcanisme a des actions beaucoup plus discrètes, très largement méconnues, mais permanentes et ô combien plus importantes car leurs faibles effets se cumulent sur des millions et des millions d'années. Nous allons en aborder deux.

Mais avant, pour se rendre compte des effets du volcanisme, on peut faire une expérience de pensée. Nous allons imaginer que la convection mantellique est toujours présente, que la tectonique des plaques “fonctionne”, mais que les températures et pressions de fusion des roches (péridotites, roches crustales) sont différentes de ce qu'elles sont dans la réalité. La décompression sous les dorsales et les points chauds, l'hydratation au niveau des subductions, les mouvements complexes dans les zones de collision… se font toujours, mais sans entrainer ni la fusion du manteau, ni celle de la croute. On aurait une Terre dynamique, avec tectonique des plaques, mais sans volcanisme. Que serait une Terre sans volcanisme ? Pas de volcanologues, pas de belles collections de roches ou de minéraux…, mais surtout une Terre bien différente.

La Terre est majoritairement recouverte d'eau liquide, les mers et les océans. Dans cette eau liquide précipite du calcaire (CaCO3). Cette précipitation, presque exclusivement d'origine biologique de nos jours, piège et immobilise du CO2 sous forme solide, dont une bonne partie se dépose au fond des océans sous forme de sédiments carbonatés.

À cause de la subduction, ce CO2, bloqué sous forme de calcaire, quitte la surface et rejoint les profondeurs du manteau. Comme on l'a vu, la fusion partielle concentre les composés volatils (dont le CO2 des carbonates) dans les magmas. Et les magmas libèrent leur CO2 en atteignant la surface. Si la tectonique des plaques n'était pas accompagnée par du volcanisme qui extrait le CO2 du manteau et le “rend” à l'atmosphère, celle-ci n'en contiendrait plus (elle n'en contient actuellement pas beaucoup, seulement 0,04 %).

Le volcanisme, “compensant la précipitation des carbonates”, est responsable de la relative constance du CO2 dans l'atmosphère depuis des centaines de millions d'années. Et sans CO2, il n'y aurait pas de vie abondante (pas de photosynthèse), la Terre aurait une température moyenne beaucoup plus basse (moins d'effet de serre)… Le volcanisme a rendu la Terre “vivable”. Et des variations de long terme dans l'intensité du volcanisme font varier ces dégagements de CO2. On a longtemps pensé que le volcanisme était à l'origine de l'atmosphère. Ce n'est pas le cas, il n'est “que“ à l'origine de la constance ou des variations de sa composition ! Mais ce n'est déjà pas mal !


Toujours à cause de l'eau liquide, il pleut sur les continents. Cette pluie altère granites et autres roches continentales, ce qui libère des sels minéraux dans les eaux du sol puis des rivières, sels minéraux qui finissent par arriver à la mer. Environ 200 millions de tonnes d'ion sodium et 140 millions de tonnes d'ions magnésium arrivent ainsi annuellement à l'océan. Or l'eau qui s'échappe de la mer par évaporation est de l'eau “distillée”, sans sodium ni magnésium. Les ions sodium et magnésium devraient s'accumuler dans l'océan. Un rapide calcul fait pour la première fois par John Joly en 1899 montre qu'environ 100 Ma suffisent pour apporter à la mer tout le sodium qui s'y trouve actuellement. Et, en environ 1 milliard d'années, la mer serait saturée en sel (environ 350 g/L), ce qu'elle n'est pas. Puisque l'eau de mer n'est pas saturée en sel, c'est qu'il y a un ou des mécanismes qui extraient le sodium (et les autres cations) de la mer. Chaque petit enfant qui découvre la mer pour la première fois demande à ses parents : « Dis, pourquoi la mer est salée ? » Cette question est naturelle de la part d'un petit enfant, mais montre qu'il ne connait rien au fonctionnement de la planète Terre, ce qui est normal à cet âge. De la part d'un adulte connaissant les SVT, la bonne question devrait être : « Pourquoi la mer est-elle si peu salée ? »


Il n'y a pas de problème pour le calcium et le potassium apportés à la mer par les fleuves avec le sodium et le magnésium puisqu'ils sont fixés dans les calcaires (pour le calcium) et adsorbés par les argiles (pour le potassium). Mais puisque l'eau de mer n'est saturée ni en sodium ni en magnésium, c'est qu'un (des) mécanisme(s) piège(ent) les 20.1010 kg/a d'ions sodium et les 14.1010 kg/a d'ions magnésium qui arrivent à la mer par les fleuves. Cela pourrait être la sédimentation de la halite (NaCl), et la dolomitisation des calcaires (2 CaCO3 + Mg2+CaMg(CO3)2 + Ca2+). Mais ces deux processus sont quantitativement insuffisants. L'un des mécanismes proposés est l'altération des basaltes sous-marins par les eaux chaudes qui les traversent, que ce soit au niveau des dorsales ou de toutes les éruptions volcaniques sous-marines hors dorsales (arcs insulaires, basins marginaux…).

Il y a plusieurs réactions possibles qui piègent sodium et magnésium. Citons-en deux.

  • Pyroxène calco-magnésien (diopside) + Mg2+ (de l'eau de mer) → pyroxène magnésien (enstatite) + Ca2+.
  • Plagioclase calcique (anorthite) + Na+ (de l'eau de mer) → plagioclase sodique (albite) + Ca2+. Ce dernier processus s'appelle la spilitisation des basaltes, ou encore l'albitisation des anorthites, pour ne pas dire la sodiumisation des plagioclases.

Or, le basalte produit par le volcanisme sous-marin est un peu plus riche en diopside et beaucoup plus riche en plagioclase que les péridotites et les serpentines. Cette grande quantité de diopside et de plagioclase dans les basaltes entraine une fixation très efficace des ions sodium et magnésium. Ce piégeage serait beaucoup moins important si le fonctionnement des dorsales n'était pas accompagné de volcanisme.

Qualitativement, ce mécanisme "marche" bien. Quantitativement, beaucoup reste à faire, car la composition de l'eau ressortant par les fumeurs noirs (et permettant de quantifier les cations piégés) n'est pas homogène et contient encore du sodium, parce qu'il y a des échanges basaltes/eau de mer en dehors des dorsales...

Du sodium et du magnésium sont donc fixés dans le basalte de la lithosphère océanique, qui finira par être subduite au bout de quelques dizaines de millions d'années et être intégrée au manteau. Du sodium et du magnésium sont ainsi définitivement extraits de l'eau de mer. C'est là le principal mécanisme qui compense l'apport de cations par les fleuves. Sans le volcanisme sous-marin, machine à fabriquer des feldspaths, l'eau de mer serait identique à celle de la Mer Morte, et la vie serait bien différente (cf. les milieux salés dans Les extrémophiles dans leurs environnements géologiques - Un nouveau regard sur la biodiversité et sur la vie terrestre et extraterrestre).

Si, comme dans notre expérience de pensée où nous avons modifié température et pression de fusion des roches, le fonctionnement de la Terre interne ne s'accompagnait pas de volcanisme, la Terre serait plus froide, la photosynthèse serait impossible ou du moins beaucoup plus difficile, la mer saturée en sels… Une Terre bien différente de ce qu'elle est en fait !

Figure 30. Fumeurs noirs caractéristiques de l'hydrothermalisme sur basalte

Fumeurs noirs caractéristiques de l'hydrothermalisme sur basalte

Cet hydrothermalisme sur basalte piège beaucoup plus efficacement le sodium (et un peu plus efficacement le magnésium) que l'hydrothermalisme sur péridotite qui génère des “fumeurs blancs” (cf fig. 36).


Le volcanisme et les épisodes « boules de neige »

Parfois, le volcanisme est la cause directe ou indirecte de véritables révolutions car les lentes variations des facteurs environnementaux qu'il provoque peuvent dépasser des seuils et s'emballer. La température moyenne superficielle de la Terre est réglée, entre autres, par deux facteurs : la teneur de l'atmosphère en gaz à effet de serre (GES), et l'albédo de sa surface (rapport entre la lumière réfléchie par une surface et la lumière incidente). Plus la teneur en GES est faible, ou plus l'albédo est élevé (surface claire), plus la température superficielle de la Terre est basse. Des banquises étendues et des continents recouverts de neige ou de glace, renvoyant l'énergie du Soleil vers l'espace, ont tendance à faire baisser la température moyenne de la surface. Si pour des raisons géologiques diverses les glaces polaires dépassent 30° de latitude Nord et Sud, l'effet albédo prend le dessus, la Terre se refroidit de plus en plus, tout s'emballe et la Terre devient une “boule de neige”. Ces épisodes de “Snowball Earth” sont arrivés plusieurs fois dans l'histoire de la Terre. Les deux principaux épisodes sont les glaciations huronienne (≈ −2,5 Ga) et sturtienne (≈ −700 Ma).


L'un des plus importants et des mieux documentés de ces épisodes, la glaciation sturtienne, a duré de −720 à −675 Ma. Comment est-on entré dans cet épisode ? C'est encore très discuté et sans doute multi-factoriel, mais une hypothèse couramment retenue fait intervenir le volcanisme. Vers −750 Ma, six provinces magmatiques géantes se mettent en place sur les continents (alors rassemblés en un mégacontinent unique nommé Rodinia). Trente millions d'années plus tard, la fragmentation de la Rodinia et la dérive des fragments continentaux ainsi formés amènent ces vastes affleurements de basaltes près des côtes et sous l'équateur, là où la température et la pluviométrie sont élevées. Ces grandes masses de basaltes sont alors la proie d'une intense altération. Or l'altération des silicates calciques comme les pyroxènes et les plagioclases libère des ions Ca2+ qui sera suivie de la précipitation de calcaire plus loin dans la mer. Le bilan de l'ensemble de ces processus se traduit par une absorption nette de CO2 atmosphérique. Par exemple, pour l'altération d'un plagioclase par de l'eau chargée de CO2 dissout, les équations s'écrivent :

  • 2 Al2Si2O8Ca (anorthite) + 6 H2O + 4 CO2Si4O10Al4(OH)8 (kaolinite) + 2 Ca2+ + 4 HCO3Si4O10Al4(OH)8 + 2 CaCO3 + 2 H2O + 2 CO2.

    Il y avait au départ 4 CO2 ; il n'en reste que 2 à la fin.

Et comme un basalte contient beaucoup plus de silicates calciques qu'un granite, l'altération de grandes masses de basaltes continentaux va plus faire baisser le CO2 atmosphérique, et donc la température globale, que l'altération d'un matériel continental. Une glaciation va s'installer. Et si les glaciers dépassent une certaine taille, l'effet albédo va entrainer une rétroaction positive ; le refroidissement va s'emballer, et la Terre va se recouvrir de glaces, calottes glaciaires sur les continents et banquises sur les mers et océans.

Le volcanisme serait donc la (une des) cause(s) de l'entrée dans cet épisode “boule de neige”.

Cette situation devrait être théoriquement irréversible, car une Terre totalement blanche renvoie vers l'espace la quasi-totalité de l'énergie solaire. Comment est-on sorti de ces glaciations généralisées ? Pendant ces épisodes, le cycle du carbone est “figé” : presque plus de photosynthèse et de respiration, plus de dissolution du CO2 dans l'océan dont la surface est gelée, plus de précipitation et de dissolution de calcaire… Une seule chose continue : le volcanisme et ses rejets de CO2. Ce dernier s'accumule dans l'atmosphère et va atteindre une telle teneur que l'effet de serre deviendra supérieur à l'effet d'albédo. La température remontera, et la Terre cessera d'être une boule de glace, ce qu'elle serait restée sans le volcanisme.

Le volcanisme a participé à l'entrée de la Terre dans la glaciation sturtienne ; c'est lui aussi qui l'en a fait sortir.

Ces glaciations et déglaciations généralisées s'accompagnent bien sûr de “crises” biologiques majeures. Or les grandes extinctions biologiques sont souvent suivies de l'explosion de la biodiversité et de l'abondance des survivants. L'explosion de la diversité et de l'abondance des métazoaires (dont nous sommes) débute juste après la déglaciation sturtienne de −660 Ma. Est-ce un simple hasard ? Ou nous, métazoaires, sommes-nous la conséquence indirecte d'un épisode magmatique géant ?

Figure 32. Arbre phylogénétique des métazoaires basé sur les horloges moléculaires calibrées par les non-vertébrés

Arbre phylogénétique des métazoaires basé sur les horloges moléculaires calibrées par les non-vertébrés

Il semble que les radiations ayant conduit à tous les bilatériens (= animaux “complexes”, dont les Vertébrés) aient eu lieu à la fin de la glaciation sturtienne (−715 à −675 Ma). Les glaciations postérieures du Marinoen (≈ −640 Ma) et Gaskiers (≈ −580 Ma), plus modestes et moins globales, n'ont été représentées que par des pointillés bleus.

Source : Hoffman et al., 2017. Snowball Earth climate dynamics and Cryogenian geology-geobiology, Science Advances, 3, 11, e160098 [pdf].


Le volcanisme à l'Archéen

Les komatiites et la dynamique interne de la Terre

À quelques “soubresauts” près, cela fait 2,5 Ga (pendant le Protérozoïque et le Phanérozoïque) que l'activité interne de la Terre (dont le volcanisme) est similaire à l'activité actuelle. Par contre, avant, à l'Archéen, la Terre était plus active à cause d'un intérieur plus chaud : plaques plus petites, plus nombreuses, plus minces et plus rapides, volcanisme beaucoup plus intense, avec, en plus des basaltes, des laves de minéralogie et de chimie différente des basaltes (laves en particulier très riches en olivine et plus riches en magnésium et aussi en nickel). Ces laves particulières s'appellent des komaiites (cf. Les komatiites, des laves ultrabasiques archéennes, témoins d'une Terre interne très chaude). Elles proviennent d'une fusion partielle du manteau très importante (> 35 %), conséquence d'un manteau plus chaud.

La limite Archéen / Protérozoïque vers −2,5 Ga correspond, entre autres, à ce changement de dynamique interne. C'est d'ailleurs la disparition des komatiites qui est l'un des principaux témoins de ce changement majeur de la dynamique mantellique. On peut noter que la disparition des komatiites (laves riches en nickel) s'accompagne aussi d'une baisse de la teneur de l'eau de mer en nickel telle qu'en témoignent les sédiments marins.

Figure 33. Schéma comparant la taille des plaques actuelles (à droite) à celle (supposée) des plaques archéennes (à gauche)

Schéma comparant la taille des plaques actuelles (à droite) à celle (supposée) des plaques archéennes (à gauche)

À l'Archéen, la plus grande production de chaleur interne était évacuée par une longueur de rides plus importante, résultant en une mosaïque de plaques beaucoup plus petites et plus rapides que celles de la Terre actuelle. La haute température du manteau et la rapidité de ses mouvement convectifs entrainent souvent une fusion partielle très importante (> 35 %) à l'origine des komatiites.


Figure 34. Échantillon de komatiite d'Afrique du Sud

Échantillon de komatiite d'Afrique du Sud

Voir l'article Les komatiites, des laves ultrabasiques archéennes, témoins d'une Terre interne très chaude pour la description et l'origine de ces laves particulières.


Le volcanisme et la Grande oxygénation

La transition Archéen / Protérozoïque à −2,5 Ga correspond aussi à la Grande oxygénation : l'apparition du dioxygène dans l'atmosphère. La contemporanéité (géologiquement parlant) entre ce changement de dynamique interne et la Grande oxygénation n'est-elle qu'un hasard ? Cette Grande oxygénation a vraisemblablement une origine multifactorielle, mais le volcanisme doit y avoir eu sa part. La photosynthèse à l'origine du dioxygène atmosphérique (quand de la matière organique est fossilisée) existait bien avant ces −2,5 Ga. Mais le dioxygène produit était “consommé” par des réducteurs, dont les principaux étaient le Fe2+ et l'H2S (oxydés en Fe3+ et SO42−). Or le volcanisme amène directement en surface Fe2+ (le fer des silicates est du Fe2+) et H2S. Toutes autres choses égales par ailleurs, une diminution du volcanisme entraine une diminution de l'arrivée de ces “consommateurs de dioxygène”, donc favorise l'apparition et l'accumulation de dioxygène dans l'atmosphère.

Les volcans sous-marins produisent aussi indirectement du CH4, par l'action d'eau chaude chargée de CO2 sur des silicates contenant du Fe2+ comme l'olivine, et il y avait de l'olivine, de l'eau chaude et du CO2 dans les volcans sous-marins archéens :

  • olivine + H2O → serpentine + brucite [Mg(OH)2] + magnétite + H2, suivi de CO2 + 4 H2 → CH4 + 2 H2O.

Or le méthane est un réducteur, qui “consomme” beaucoup de dioxygène lors de son oxydation.

Le volcanisme produit du méthane “chimiquement”, mais aussi plus efficacement par l'intermédiaire d'archées, l'un des trois règnes du monde vivant, micro-organismes unicellulaires très souvent méthanogènes qui savent faire la réaction CO2 + 4 H2 → CH4 + 2 H2O. Or ces archées méthanogènes (du moins les archées actuelles) ont besoin de nickel pour leur métabolisme. La dernière étape de la méthanogenèse chez les archées utilise en effet une enzyme, la coenzyme-B sulfoéthylthiotransférase, dont le groupement prosthétique (le cofacteur F430) contient du nickel, comme la chlorophylle contient du magnésium ou l'hémoglobine contient du fer.


La baisse d'intensité du volcanisme, vers −2,5 Ga et la disparition des komatiites s'accompagnent donc d'une diminution du nickel dans les eaux hydrothermales et dans la mer, donc d'une diminution de la production de méthane biogénique.

La diminution et le changement de nature du volcanisme entrainent donc une baisse de l'arrivée en surface de Fe2+, d'H2S, et aussi de CH4 d'origine “minérale” ou biologique, tous grands “consommateurs” de dioxygène. Toutes choses égales par ailleurs, cette baisse des consommateurs de dioxygène a vraisemblablement contribué à son accumulation dans l'atmosphère. Or il se trouve que le CH4 est un puissant gaz à effet de serre. La baisse du volcanisme, entrainant la baisse de la production de méthane et son oxydation par le dioxygène apparaissant, doit donc entrainer une baisse de l'effet de serre et un refroidissement global. Or il se trouve qu'une glaciation globale (la glaciation huronienne) suit “immédiatement“ la Grande oxygénation aux incertitudes chronologiques près. Ce n'est probablement pas une simple coïncidence.

Le volcanisme et l'origine de la vie

Pour apparaitre, la vie a eu besoin de molécules prébiotiques comme les acides aminés, les sucres ou les bases azotées, dont la polymérisation donne des macromolécules (protéines, acides nucléiques comme l'ADN…). Ces molécules prébiotiques ont deux origines prouvées : elles arrivent de l'espace via les comètes et les météorites, et sont synthétisées dans les sources hydrothermales périvolcaniques, et ce d'autant plus que les fluides hydrothermaux sont neutres ou légèrement basiques. Or la richesse des komatiites en magnésium neutralise voire rend basiques les eaux hydrothermales de ces temps reculés, parce qu'une serpentinisation abondante produit beaucoup de brucite [Mg(OH)2] qui rend le milieu basique. Et la polymérisation à l'origine des macromolécules est facilitée par un milieu neutre ou basique, et par la richesse en phyllosilicates. Or l'altération d'une lave riche en olivine va produire beaucoup de serpentines (cf. Serpentinisation océanique et vie primitive). II est tout à fait possible que la vie soit née il y a environ 4 Ga au voisinage de sources hydrothermales en région komatiitique.

Figure 36. Fumeurs blancs (inactifs en décembre 2000) à Lost City, champ hydrothermal sur fond de péridotite près de la dorsale atlantique

C'est dans de tels contextes qu'il y a aujourd'hui synthèse abiotique d'acides aminés (cf. B. Menez et al.,2018. Abiotic synthesis of amino acids in the recesses of the oceanic lithosphere, Nature 564, 59-63). Les sources hydrothermales komatiitiques sous-marines devaient ressembler à ces sources hydrothermales péridotitiques actuelles.


Conclusions terrestres

Tout ceci est encore sujet de recherches et de débats, mais suggère que, plus que de spectaculaires feux d'artifice rougeoyants ou panaches éruptifs atteignant la stratosphère, le volcanisme s'avère un acteur géologique majeur. Bien que beaucoup de points restent encore à préciser, à quantifier, voire à formellement démontrer, la liste et l'importance de ce à quoi a contribué le volcanisme est impressionnante :

  1. le volcanisme a peut-être failli faire disparaitre l'humanité,
  2. le volcanisme est à l'origine de nombreux minerais et d'exploitations géothermiques,
  3. le volcanisme a participé à au moins trois extinctions biologiques majeures,
  4. le volcanisme a participé au maintien du CO2 atmosphérique et la non saturation de la mer en sel,
  5. le volcanisme a participé à au moins un épisode “boule de neige” et a permis à la Terre d'en sortir et ainsi a favorisé l'émergence des métazoaires bilatériens dont nous sommes,
  6. le volcanisme a sans doute participé à la Grande oxygénation et aux phénomènes contemporains,
  7. le volcanisme a peut-être été le cadre de l'origine de la vie sur Terre.

On pourrait même paraphraser Edmond Rostand en adaptant sa célèbre phrase : « Ô volcans ! Vous sans qui les choses ne seraient pas ce qu'elles sont. »

Quel dommage que, bien qu'encore sujet de recherche, vulgarisation et Éducation nationale n'abordent que peu, voire pas du tout, ces aspects globaux.

Le volcanisme extra-terrestre

Depuis le XVIIe siècle et les premières lunettes astronomiques, on a vu que la Lune était criblée de cratères, que l'on supposait d'origine volcanique. Au milieu du XXe siècle, on a compris que ces cratères n'étaient pas volcaniques, mais dus à des impacts de météorites. Et on a découvert que les mers, vastes plaines sombres couvrant 20 % de la surface de notre satellite, étaient des plaines basaltiques recouvrant la vieille croute lunaire. De ces coulées de lave et de leurs structures caractéristiques, on déduit aujourd'hui que ces basaltes étaient tellement fluides qu'ils se sont étalés sans produire les formes généralement attribuées aux volcans. Daté de −3,8 à −3 Ga, et “éteint” depuis lors, ce volcanisme, dont les causes précises restent à déterminer, n'est associé à aucun mouvement, donc à aucun modèle de tectonique.

La situation est à peu près la même sur Mercure, mais sur Mars, l'histoire est tout autre. Depuis 1971, les sondes martiennes en orbite ont découvert que sa surface était parsemée de très nombreux volcans, dont le géant du système solaire, Olympus Mons, 23 km de hauteur et plus de 600 km de diamètre ! Si l'on observe de nombreux signes de mouvements en surface (failles, plis…), Mars ne semble pas avoir connu de tectonique des plaques comme la Terre, et l'origine de son volcanisme serait plutôt du type “point chaud”. Le volcanisme martien, très actif jusque vers −500 Ma, semble décroissant, mais on ne sait pas s'il est définitivement éteint ou simplement “mourant”.

Vénus est un autre monde : un champ de volcans, individuels ou groupés, et d'immenses coulées de lave qui couvrent plus de 80 % de sa surface. Comme sur Mars, on y décèle des mouvements de la croute, plus importants que sur Mars, mais sans la belle ordonnance terrienne à l'origine de la tectonique des plaques. Vénus serait un « champ de points chauds récents ». Les satellites artificiels qui lui ont tourné autour, équipés de détecteurs infrarouges (mesurant la température de la surface à travers la couverture nuageuse) ont découvert au moins deux « bouffées de chaleur » depuis 2006, interprétables comme des éruptions volcaniques.

Les différences entre ces cinq corps s'expliquent aisément : leur refroidissement dépend de leur taille. Les plus petits (la Lune et Mercure) sont refroidis et leur température interne ne permet plus la fusion. Mars, de taille intermédiaire, est incomplètement refroidi et le volcanisme n'est sans doute pas encore totalement arrêté. La Terre et Vénus, assez gros, sont encore assez chauds pour que des causes locales entrainent la fusion localisée du manteau, et donc un volcanisme encore actif. La répartition du volcanisme est bien différente sur ces cinq corps. La Terre est la seule à connaitre une tectonique de type “plaques”, et donc une distribution si particulière des volcans. Ailleurs, sur Mars et Vénus, les mouvements internes sont (ou étaient) d'un autre type. Le volcanisme s'avère donc être le meilleur témoin de l'activité interne des planètes silicatées.

Il y a dans le système solaire un sixième corps entièrement ferro-silicaté, Io, satellite de Jupiter. De la taille de la Lune, il ne devrait, pas plus que cette dernière, présenter aucune activité volcanique récente. Et pourtant, c'est le plus volcanique des corps du système solaire, avec cinq ou six éruptions en permanence à sa surface, des lacs de lave de plus de 50 km affichant une température superficielle de plus de 1250°C ! C'est que Io, situé près de Jupiter, est en permanence déformé par les marées. Ces déformations entrainent frictions et frottements internes, qui dégagent environ cent fois plus de chaleur que la radioactivité naturelle.

Il y a aussi, autour de Jupiter et de Saturne, deux “petits Io” (Europe et Encelade) recouverts de 100 km d'H2O, évidemment gelée car si loin du Soleil, la température externe est inférieure à −160°C. Mais chauffée à sa base par le volcanisme de même origine que celui de Io, cette glace fond, et de véritables geysers jaillissent de la surface. Ces deux satellites ont donc de l'eau liquide en contact avec des volcans actifs, et quand on sait que sur Terre la vie est peut-être née dans un tel environnement…

Figure 37. La Lune (à gauche) et de Io (à droite), deux corps silicatés de même taille (≈ 3500 km de diamètre)

La Lune (à gauche) et de Io (à droite), deux corps silicatés de même taille (≈ 3500 km de diamètre)

Sur la Lune, on distingue bien les “continents”, percés de cratères de météorites, des “mers” plus sombres, ici l'océan des Tempêtes dont les basaltes ont été datés de −3,2 Ga grâce aux échantillons rapportés par Apollo 12.

Sur Io, de couleur orangée à cause des dépôts de soufre crachés par les volcans, on reconnait des coulées de laves sombres, des cratères volcaniques… et on voit deux éruptions : un panache de gaz bleutés sur la gauche, et une tache circulaire au centre droit, qui correspond à un panache volcanique vu de dessus. La tache plus sombre qui le touche à droite correspond à l'ombre de ce panache projetée au sol par le Soleil très bas sur l'horizon. Ces éruptions volcaniques ont été photographiées le 28 juin 1997.


Un article plus complet sur ce sujet “extraterrestre” est disponible sur Planet-Terre : Le volcanisme dans le système solaire.