ÉRUPTIONS VOLCANIQUES


ÉRUPTIONS VOLCANIQUES
ÉRUPTIONS VOLCANIQUES

Jusqu’à une époque très récente, les volcans, souvent difficiles d’accès même en dehors des phases éruptives, n’avaient guère attiré les géologues. L’éruption volcanique est un phénomène trop brutal pour que les tenants de l’uniformitarisme lui aient alloué une place de choix aux côtés des processus géodynamiques fondamentaux: érosion, transport, sédimentation et orogenèse. Du fait même de leur brièveté, les éruptions volcaniques se sont pour la plupart dérobées à l’observation directe par les hommes de science, et cela jusqu’au développement des transports aériens, qui ont facilité les déplacements rapides. Rien d’étonnant donc à ce que les grands ouvrages de géologie classique soient fort discrets sur le volcanisme actif et qu’au début du XIXe siècle on ait pu encore présenter le basalte comme une roche sédimentaire!

Les théories de l’expansion des fonds océaniques et de la tectonique des plaques ont rendu au volcanisme la place de choix qui lui revient dans l’ensemble des phénomènes géologiques, puisqu’il se trouve être à l’origine non seulement de la constitution des trois quarts de la croûte terrestre ainsi que de l’atmosphère et de l’hydrosphère, mais aussi de l’expansion des fonds océaniques et de tout ce que cette expansion engendre, depuis la subduction des plaques lithosphériques jusqu’au plissement des strates sédimentaires et à la surrection des chaînes de montagnes, en passant par la genèse de très nombreux gisements métallifères. Les expéditions sur la Lune, dont le sol est entièrement d’origine volcanique, les missions interplanétaires et, plus encore, les catastrophes volcaniques qui se sont produites au cours de la décennie quatre-vingt sont à l’origine d’une spectaculaire accélération des recherches volcanologiques. Souhaitons que le développement des moyens d’observation et de mesure ainsi que la convergence des efforts internationaux appliqués à ce domaine de la géologie aboutissent rapidement à une meilleure compréhension des mécanismes éruptifs et permettent, à moyen terme, de prévenir les conséquences catastrophiques des grandes éruptions.

1. Laves, gaz et magmas

Dans la terminologie des sciences de la Terre, le mot éruption, venu du latin erumpere , qui signifie sortir impétueusement, désigne l’arrivée en surface, au sortir de fissures de la croûte terrestre, de gaz accompagnés de matériaux lithiques (rocheux) dont la température, s’ils sont en fusion, est d’habitude comprise entre 900 et 1 200 0C, et que l’on appelle des magmas. Fractures béant jusqu’à des profondeurs de quelques kilomètres en certains cas, plusieurs dizaines de kilomètres en d’autres et – si l’on exclut les éruptions purement phréatiques – magmas fondus plus ou moins riches en gaz sont les éléments obligatoires du phénomène éruptif. Ce dernier peut lui-même se définir comme l’émission dans l’air (pour les éruptions subaériennes) ou dans l’eau (pour les éruptions subaquatiques, la plupart sous-marines) d’énergie, essentiellement thermique mais aussi mécanique, et de matière dont une part est toujours émise sous forme gazeuse, presque toujours accompagnée d’une phase liquide et souvent d’une phase solide.

Les émissions de laves (nom donné au magma fortement dégazé par l’éruption elle-même) constituent la partie la plus visible et souvent la plus spectaculaire du phénomène; c’est aussi celle qui représente de très loin la masse la plus importante de matières émises et, par l’importance même de cette masse, le vecteur principal de l’énergie thermique profonde libérée. Les gaz éruptifs, dont la capacité thermique ne dépasse pas le triple de celle des laves, ne représentent en effet que quelques pour-cent de la masse du magma, tout au plus.

Totalement ou partiellement en fusion (les constituants solides sont soit des cristaux soit des fragments de roche baignant dans le liquide magmatique), les magmas, et les laves que leur dégazage engendre, se solidifient au terme de leur émission. La rapidité de solidification est fonction de l’épaisseur des coulées ou des dépôts pyroclastiques (cendres, lapillis, bombes) et du milieu dans lequel ces laves sont émises: sous la glace et sous l’eau, leur consolidation est beaucoup plus rapide qu’à l’air libre. Pour la partie de la colonne de magma demeurée dans la fracture d’alimentation, le refroidissement dépend de sa profondeur sous la surface et des dimensions de la fracture. Les roches volcaniques étant très mauvaises conductrices de la chaleur, leur solidification est très lente: un mois pour une coulée de lave homogène de quatre mètres d’épaisseur, l’isotherme 500 0C n’étant alors qu’à cinquante centimètres sous la surface. La profondeur des isothermes croissant comme la racine carrée du temps, il faut plusieurs années pour qu’une coulée atteigne, en masse, sa température de surface.

À propos d’éruption, il convient de remarquer que l’appellation de roches éruptives parfois donnée à diverses roches de profondeur, telles que les granites, les syénites, les diorites ou les gabbros, est totalement erronée car ces roches n’ont jamais fait éruption: venues de plus ou moins grande profondeur, elles n’ont, grâce au phénomène de l’érosion, atteint la surface que des millions, voire des centaines de millions d’années après leur solidification. Il convient donc de les appeler non pas éruptives mais magmatiques ou intrusives.

Par l’importance des volumes produits lors des éruptions, la facilité rencontrée pour les échantillonner après refroidissement et le fait qu’elles constituent les seuls témoins visibles des phénomènes volcaniques du passé, les roches éruptives ont donné lieu à une étude incomparablement plus poussée que les gaz éruptifs. Ces derniers ont cependant une importance pour le moins comparable dans les phénomènes volcaniques, lesquels opposent à leur étude systématique des difficultés considérables.

Si les gaz fumerolliens prélevés à haute température (au-delà de 600 0C) fournissent une indication qualitative sur la composition des gaz éruptifs, leur composition quantitative ne peut qu’être déduite des mesures très imparfaites réalisées en avion dans les panaches, lorsque les cratères sont inaccessibles. Mais les gaz y ont subi une importante dilution et un grand nombre de réactions physico-chimiques au contact de l’atmosphère.

La meilleure approximation de la composition des gaz éruptifs, basaltiques tout au moins, est fournie par les échantillons prélevés vers 1 100 0C aux points de dégazage principaux (hornitos) des coulées, ou mieux, des lacs de lave. Les gaz éruptifs apparaissent comme essentiellement composés de vapeur d’eau et les quelque dix ou vingt pour-cent de gaz secs se partagent, dans des proportions variables, en gaz carbonique, anhydride sulfureux et hydrogène sulfuré, monoxyde de carbone et hydrogène, acides chlorhydrique et fluorhydrique, plus un très grand nombre de constituants en traces (hydrocarbures, gaz rares et vapeurs de sels métalliques). Si l’on s’accorde désormais pour reconnaître la prépondérance de la vapeur d’eau dans les gaz volcaniques et, par conséquent, son rôle moteur dans les phénomènes éruptifs, les parts respectives d’eau superficielle (météorique) et d’eau profonde (mantellique) – voire d’eau juvénile – dans l’exhalaison volcanique sont encore l’objet de controverses.

2. Mécanismes éruptifs

On peut distinguer deux types d’éruptions: effusives et explosives. Ce qui les différencie est que la phase condensée (liquide et solide) est continue dans les éruptions effusives alors qu’elle est discontinue dans les autres. Qu’elles soient effusives ou explosives, les éruptions diffèrent peu ou prou entre elles, et leurs différences sont essentiellement conditionnées, d’une part, par des facteurs intrinsèques au magma et, de l’autre, par des facteurs qui lui sont extérieurs, comme le milieu – air ou eau – dans lequel le magma fait éruption ou la morphologie de la fissure éruptive ou de l’édifice volcanique.

Parmi les premiers facteurs, le plus important est sans conteste la viscosité du magma et le deuxième, sa richesse en gaz. La viscosité dépend en premier lieu de la température (chaque fois que cette dernière diminue de 100 0C, la viscosité est multipliée par plus de 10) et de la composition chimique: les oxydes de fer, de magnésium, de calcium, de potassium, de sodium, entre autres, accroissent la fluidité, alors que la silice fait croître la viscosité et que l’effet de l’alumine n’est pas univoque. Elle dépend aussi de la pression, de la proportion, de la forme et de la taille des cristaux, de la quantité (et sans doute de la nature) des gaz dissous dans le liquide magmatique.

La quantité de gaz que peut incorporer un magma jusqu’à saturation dépend de la température et de la pression totale qui s’exerce sur ce magma. À 4 憐 107 pascals (400 bar) et 1 100 0C, un basalte saturé contient 1 p. 100 d’eau sous forme dissoute: une diminution de pression (ou une augmentation de température) provoquera l’expulsion, sous forme de bulles de vapeur, de l’eau devenue excédentaire dans le magma sursaturé. La composition du magma influe aussi, mais dans une moindre mesure, sur la solubilité des gaz: à température et pression identiques, un magma basaltique dissout moins de gaz qu’un magma plus siliceux.

Les magmas sont engendrés dans les profondeurs de la Terre, probablement toujours dans l’asthénosphère, c’est-à-dire sous la lithosphère, à des profondeurs allant d’une demi-douzaine de kilomètres sous les rifts océaniques à plus de cent cinquante kilomètres sous les arcs insulaires. Cette genèse diffère comme diffèrent les magmas, et peut résulter ici de la fusion, partielle ou totale, des roches ultrabasiques et cristallines du manteau, là de la fusion, elle aussi partielle ou totale, de plaques tectoniques englouties par subduction, ailleurs par le mélange de magmas d’origines différentes.

Pourquoi ces masses rocheuses liquéfiées remontent-elles vers la surface pour y faire éruption? Avant tout parce qu’un liquide n’est jamais en équilibre, même lorsqu’il semble parfaitement immobile. Des déséquilibres l’affectent toujours et le font se mouvoir, que ce soit à l’échelle microscopique ou macroscopique. À l’intérieur du globe, ce sont des déséquilibres mécaniques, chimiques et thermiques (ces deux derniers engendrant des contrastes de densité) qui agissent et poussent les magmas à migrer vers la surface lorsque la composante principale de ces mouvements est dirigée vers le haut.

Ce qui détermine au départ un tel mouvement ascensionnel, c’est sans doute la différence de densité entre une roche cristalline et la même liquéfiée: un liquide est en effet caractérisé par le désordre des molécules qui le constituent, alors qu’un solide cristallin de même composition chimique se définit par une organisation telle de ses molécules que la place qu’elles occupent est, pour un nombre identique d’entre elles, inférieure à celle qu’elles occuperaient à l’état liquide, d’où la différence des densités (l’eau, ainsi qu’une dizaine d’autres espèces chimiques, échappe à cette règle). Le magma liquide, plus léger donc que le solide, tend à s’élever vers la surface. Cette migration verticale sous l’effet de la poussée d’Archimède s’effectue très lentement jusqu’à ce qu’un autre mécanisme, conduisant à l’éruption proprement dite, entre en jeu.

Dissoute à l’origine dans les liquides magmatiques, la phase gazeuse s’exprime sous forme de bulles dès que la pression totale qui s’exerce sur le magma devient inférieure à sa pression de saturation. En s’individualisant en bulles, et quels que soient la taille et le nombre de celles-ci, la phase gazeuse fait croître le volume du magma et décroître sa densité. La légèreté relative d’un magma gonflé de bulles lui donne une force ascensionnelle déterminante. De surcroît, la poussée ascensionnelle de chacune des innombrables bulles s’ajoute à la simple poussée hydrostatique de la masse magmatique. Lorsqu’un magma riche en gaz atteint la surface, ces gaz brisent la paroi supérieure des vésicules qui les contiennent et s’échappent dans l’atmosphère. La phase gazeuse fuse alors avec une violence que conditionne sa propre pression, et cela pendant des durées qui dépendent des volumes gazeux susceptibles de rompre l’obstacle lavique les séparant encore de l’air extérieur.

Comme dans la plupart des machines thermiques, c’est donc la détente des gaz qui, dans le volcan, transforme une énergie thermique (ici la chaleur interne du globe) en énergie mécanique: énergie potentielle élevant le magma de son niveau de saturation jusqu’à la surface, et énergie cinétique conférant aux jets de gaz une vitesse suffisante pour propulser des fragments de lave (bombes) à des distances de plusieurs kilomètres. C’est parce qu’ils contiennent des gaz que les magmas dissipent par détente une énergie mécanique appréciable. Privé de gaz, un magma initialement à une température de 1 130 0C qui se détend de 400 憐 105 à 105 pascals (1 bar) restitue seulement 16 joules par kilogramme sous forme d’énergie mécanique; s’il contient 1 p. 100 de vapeur d’eau, sa détente (isotherme) dans les mêmes conditions fournit 39 000 J/kg. Quant à l’énergie thermique qu’il véhicule, elle est de l’ordre de 1 600 000 J/kg.

Les ordres de grandeur indiqués ci-dessus montrent bien que, d’une part, les gaz magmatiques, malgré leur peu d’importance quantitative, jouent un rôle moteur tout à fait déterminant et que, d’autre part, un volcan en éruption fournit surtout de la chaleur et relativement peu de travail mécanique. Le rendement thermodynamique d’un volcan est donc très faible, quelques pour-cent dans les cas les plus favorables. Plus la lave est divisée en fines particules par l’éclatement des bulles qu’elles contient, plus elle parvient à céder de sa chaleur au gaz en expansion qui la propulse dans la fissure éruptive, et plus ce rendement est élevé. Pour reprendre l’exemple précédent, mais en supposant que le transfert thermique entre lave et gaz éruptif ne se fait pas, la détente (adiabatique) du magma saturé ne fournit plus que 21 000 J/kg.

Il importe de noter que de telles énergies massiques, largement suffisantes pour rendre compte de la force destructrice des éruptions volcaniques, sont libérées par des gaz qui se détendent depuis quelques centaines de bars seulement jusqu’à la pression atmosphérique. On sait par ailleurs que des magmas non dégazés – les basaltes qui s’épanchent sur les fonds océaniques par 3 000 mètres de profondeur, par exemple – ne contiennent pas plus de 1 ou 2 p. 100 de gaz, ce qui correspond aussi à une pression de saturation de quelques centaines de bars. De telles pressions étant atteintes dans l’écorce terrestre dès un ou deux kilomètres de profondeur, il est facile d’en conclure que les magmas susceptibles de faire éruption de façon brutale sont nécessairement très proches de la surface. Cette conclusion – qui peut être mise en défaut par l’existence de rifts océaniques ou continentaux où des fissures béantes parviennent à traverser quelques kilomètres ou quelques dizaines de kilomètres de croûte terrestre, respectivement – vaut, sans aucun doute, pour toutes les éruptions andésitiques des zones de subduction, ce qui n’est pas sans intérêt pour leur prévision.

La phase gazeuse, essentielle donc pour assurer la remontée rapide des magmas dans les derniers kilomètres de la croûte terrestre, est, avec la viscosité, le facteur principal conditionnant les divers types d’activité éruptive. Peu de gaz donneront à l’éruption un caractère nettement effusif, que le magma soit plus ou moins visqueux, la viscosité conditionnant simplement la longueur des coulées. Beaucoup de gaz engendreront des phénomènes explosifs dont la violence dépendra de la viscosité du magma. Certains magmas, exceptionnellement riches en gaz et suffisamment visqueux pour que ces gaz restent confinés sous forme de bulles dans le liquide magmatique, deviennent de véritables mousses incandescentes. Refroidies et solidifiées, de telles mousses sont appelées ponces.

Des basaltes très fluides peuvent ruisseler en coulées de quelques décimètres d’épaisseur seulement sur des dizaines de kilomètres, voire sur plus de cent kilomètres, et cela sur des pentes très faibles. Certaines rhyolites, certaines dacites ou certaines andésites, en revanche, ont une viscosité tellement élevée que les laves, ne parvenant pas à s’écouler, même sur des pentes de plus de trente degrés, s’accumulent au-dessus de la bouche qui les émet et s’empilent sur des dizaines, voire des centaines de mètres d’épaisseur, pour engendrer ce qu’on appelle un dôme. Plus visqueuses encore, certaines de ces laves acides s’élèvent à la verticale au-dessus de l’orifice qui les émet, engendrant des colonnes dont la plus célèbre fut l’éphémère «aiguille» de la montagne Pelée lors de son éruption de 1902-1903.

Lorsque la teneur en gaz est faible, les éruptions de magmas fluides sont marquées, au cratère, par des bouillonnements plus ou moins forts, appelés fontaines, dus à l’échappement des éléments volatils au travers du liquide en fusion, et par la projection de lambeaux de lave incandescente; quant aux éruptions de magmas visqueux, elles ne sont en ce cas marquées que de fumerolles et parfois de dégazages plus violents projetant à faible hauteur de modestes quantités de poussières rocheuses appelées cendres volcaniques et de petits fragments dits lapillis.

Lorsque, au contraire la teneur en gaz est élevée, les phénomènes de dégazage peuvent atteindre une ampleur colossale: projection à mille mètres et plus de hauteur pour des lambeaux basaltiques liquides de plusieurs centaines de tonnes, et projections à des altitudes de plus de quarante kilomètres pour les fines cendres de magmas visqueux. Les cendres et les gaz volcaniques injectés ainsi en masse dans la stratosphère lors de certains paroxysmes éruptifs modifient le bilan radiatif de l’atmosphère et abaissent, pendant quelques années, la température moyenne au sol de plusieurs dixièmes de degrés. L’exacerbation ou, au contraire, la diminution de l’activité éruptive moyenne du globe, activité qui varie au long des temps géologiques, joue de ce fait un rôle d’importance dans l’évolution du climat de la planète.

Il n’est pas inutile, enfin, de signaler qu’il n’est guère justifié de parler d’explosion dans le cas d’une éruption volcanique. L’explosion, en effet, est un phénomène au cours duquel des gaz sous pression sont produits puis brutalement détendus, le tout en une fraction de seconde. Or ce n’est pas ce que l’on observe dans l’éruption volcanique lors de la séparation des gaz et de la lave. Le dégazage d’une colonne magmatique n’est nullement un phénomène instantané: seules les bulles situées au voisinage de la surface libre parviennent à rompre la paroi qui les limite, si bien que la libération du gaz est liée à l’ascension des bulles dans le liquide magmatique comme à la montée du niveau de ce dernier dans la fissure éruptive, processus n’ayant, ni l’un ni l’autre, un caractère explosif. Quelle que puisse être la violence d’une «explosion» volcanique et, le cas échéant, celle de l’onde de choc qui l’accompagne, la durée de l’échappement gazeux est toujours relativement longue: de plusieurs secondes au moins jusqu’à plusieurs heures souvent et même plusieurs mois, voire des années ainsi que l’on a pu le constater pour certains évents du Niragongo (Zaïre) entre 1948 et 1959.

Dans le phénomène de l’éruption, ce que l’on appelle d’habitude explosion ou activité explosive est en fait l’évacuation d’un volume de gaz originellement captifs, à l’image d’un pneu qui éclate. C’est pour cela aussi que, à énergie égale dissipée, la puissance d’une éruption est très inférieure à celle d’une explosion, qu’elle soit chimique ou nucléaire: l’unité mégatonne, utilisée à dessein par certains journalistes pour frapper les imaginations, est très impropre à rendre compte des effets d’une éruption volcanique (tabl. 1).

3. Tentatives de classification

Depuis plus d’un siècle, on s’efforce, sans grand succès, de classifier les éruptions volcaniques. Sans grand succès parce que les deux facteurs essentiels de différenciation entre les deux types d’activité éruptive – viscosité et teneur en gaz du magma – varient de façon totalement indépendante, ce qui, sans même avoir à tenir compte d’autres facteurs (notamment extérieurs au magma), explique à la fois le grand nombre de combinaisons possibles et l’absence de frontières marquées entre types d’éruption voisins. La classification la plus généralement admise – éruptions hawaiiennes, stromboliennes, vulcaniennes, péléennes, pliniennes, katmaïennes, surtseyennes... (car des appellations nouvelles sont forgées à mesure qu’un type quelque peu différent vient à se produire et à être décrit) – n’est, en fait, qu’une énumération des caractéristiques observées à ce jour. Cette classification s’efforce, sans véritablement convaincre, de graduer les phénomènes en fonction de la viscosité des magmas et de leur explosivité. L’insuccès relatif est dû au fait que des magmas très visqueux peuvent donner des éruptions violemment explosives aussi bien que des effusions paisibles à l’extrême, telle l’extrusion silencieuse d’un dôme à la Soufrière de Saint-Vincent, au beau milieu de son lac de cratère, en 1972. Moins de sept ans plus tard, au même endroit, un magma chimiquement identique mais plus riche en gaz (et peut-être de température supérieure) déclencha une éruption catastrophique accompagnée d’un cortège de nuées ardentes et de coulées de boue dévastatrices. Quant aux magmas fluides, ils se montrent, selon leur teneur en gaz et en fonction de facteurs exogènes, telle l’intervention ou non des eaux souterraines, tout aussi paradoxaux. La plaine des sables du piton de la Fournaise témoigne d’un paroxysme explosif lié à un effondrement de caldéra, épisode spectaculaire contrastant étrangement avec l’habituelle activité «hawaiienne» du volcan réunionnais.

De surcroît, les caractéristiques de l’archétype ne se retrouvent qu’exceptionnellement en totalité dans les éruptions du même genre, soit que certaines d’entre elles fassent défaut, soit que des caractéristiques nouvelles apparaissent. Ainsi, tel qu’Alfred Lacroix l’a décrit, le type péléen se signale par l’extrusion d’un dôme et d’une aiguille de lave ainsi que par l’émission de nuées ardentes. Depuis lors, aucune des douzaines d’éruptions dites «péléennes» qui ont été observées n’a montré le phénomène de l’aiguille, et de très nombreuses d’entre elles n’ont pas libéré de véritables nuées ardentes. Alors, quelle valeur attribuer à une classification aussi peu rigoureuse et comment expliquer que des savants de la qualité de Giuseppe Mercalli, Lacroix, Thomas Augustus Jaggar ou Frank Alvord Perret l’ont commise?

La réponse tient au fait que ces volcanologues vivaient à une époque où les voyages étaient lents et coûteux, qu’ils ne pouvaient utiliser, comme on le fait aujourd’hui, ni l’avion ni l’hélicoptère tant pour rejoindre les environs de quelque volcan soudain réveillé que pour s’en approcher afin d’en faire une étude sérieuse, c’est-à-dire une étude où d’abondantes mesures, physiques et chimiques, s’ajoutent aux observations phénoménologiques pour étayer des hypothèses qui ne soient pas scientifiquement criticables. Le cinéma ou la vidéo documentaire n’existaient pas non plus à cette époque, qui permettent aujourd’hui d’étudier des phénomènes que l’on n’a pu observer convenablement. Tout cela réduisait à un nombre très petit les exemples d’éruptions dont ces savants avaient, au bout du compte, une expérience directe. Et ce manque les conduisait à des généralisations, parfois un peu excessives, responsables de cette classification. Aujourd’hui, tout apprenti volcanologue a vu, au naturel ou sur un écran, des douzaines d’éruptions volcaniques, incomparablement plus, donc, qu’il n’a été donné d’en observer à ses aînés au début du XXe siècle.

Sans doute acceptable, du moins commode pour désigner un type d’activité éruptive, la classification usuelle devient très imparfaite, voire franchement erronée – et donc dangereuse – lorsque, par extension, on l’applique abusivement à un type de volcan. Bien rares sont les volcans, même monogéniques, édifiés par un seul type d’activité éruptive: en volcanologie de prévision, l’actualisme est une théorie à utiliser avec de grandes précautions et cette classification est dès lors à rejeter. Cependant, l’esprit humain, et surtout celui des scientifiques, éprouve un tel besoin d’ordre logique qu’une classification est indispensable au volcanologue qui, faute de mieux, utilise celle, simplement énumérante, des activités hawaiienne, strombolienne, vulcanienne, etc.

Il nous semble préférable, pour caractériser une éruption de manière acceptable, d’opérer par dichotomie, à la manière de Linné ou de Lamarck (tabl. 2). Impossible cependant de dresser un réel tableau de détermination fournissant le fil conducteur qui, par éliminations successives, du règne à la sous-espèce, permet en biologie d’aboutir à un type univoque. Les difficultés rencontrées proviennent le plus souvent du fait qu’il n’existe pas de solution de continuité entre deux types d’éruption volcanique, toutes caractéristiques intermédiaires entre celles des archétypes ne pouvant être exclues a priori. Le monde minéral est rebelle à la systématique plus que le monde vivant! La première dichotomie qui s’impose sépare éruptions effusives et éruptions explosives. Cette séparation ne repose pas seulement sur des différences phénoménologiques aisément observables mais correspond à une véritable bimodalité du volcanisme démontrée par Alfred Rittmann, à l’aide d’un indice d’explosivité E , rapport du volume de pyroclastites au volume total de laves émises pour un édifice ou une chaîne volcanique donnés. Malgré ses insuffisances et les difficultés méthodologiques de sa détermination, cet indice montre que les volcans se partagent nettement en deux familles, les volcans à laves (E 麗 30) et les volcans à cendres (E 礪 80), ce qui d’ailleurs révèle des contextes tectoniques différents, voire opposés: le rift océanique et la zone de subduction.

Phréatisme et magmatisme constituent deux autres pôles de l’activité volcanique. Une éruption phréatique se produit lorsqu’une nappe d’eau souterraine, à une température supérieure à 100 0C, se trouve brutalement décomprimée à la faveur d’une fracturation de sa couverture imperméable. Ce type d’éruption libère une énergie tout à fait comparable à celle d’une éruption magmatique: par exemple, 22 000 joules par kilogramme d’éjecta pour l’éruption d’une nappe d’eau imbibant un sol de porosité 10 p. 100 à une température initiale de 250 0C. Critère essentiel d’identification, les produits d’une éruption phréatique ne sont pas de la lave incandescente mais exclusivement des fragments de roches anciennes propulsés par de la vapeur d’eau, à laquelle ils cèdent leur chaleur, à des températures de l’ordre de 100 0C. La séquence chronologique phréatisme-phréatomagmatisme (ou mieux hydromagmatisme, type d’activité intermédiaire qui participe, dans des proportions variables aux mécanismes des deux pôles)-magmatisme, constitue le cycle éruptif normal de l’éruption «à cheminée bouchée», type très répandu qui marque le réveil d’un volcan endormi (ou supposé, à tort, éteint). Le fait que cette séquence puisse très rapidement culminer en un paroxysme magmatique ou s’interrompre dès la première phase illustre bien les difficultés de toute tentative de classification utilisable, en particulier, à des fins de prévision.

Plus encore que l’élaboration d’une nomenclature systématique, l’établissement d’une échelle de magnitude éruptive se heurte à des problèmes méthodologiques quasi insurmontables. S’il peut être relativement facile de calculer l’énergie totale délivrée par une éruption, puisque celle-ci, essentiellement thermique, est proportionnelle à la quantité de laves émises, l’énergie mécanique, dont dépendent les effets les plus redoutables de l’éruption et les types de risques qui lui sont liés, est en revanche d’évaluation beaucoup plus malaisée. Les tremblements de terre, qui dissipent leur énergie en surface sous forme exclusivement mécanique (ondes élastiques et déplacements), se prêtent beaucoup mieux que les phénomènes volcaniques à un classement quantitatif: élaborée en 1942, par Beno Gutenberg et Charles F. Richter, l’échelle de magnitudes (M 諒 9), définie à partir des enregistrements sismographiques, permet de rendre compte de l’énergie dissipée par un tremblement de terre. Quant à l’intensité (de I à XII des échelles de Mercalli, ou M.S.K., par exemple), qui décrit les effets du séisme, elle peut, à l’épicentre, être déduite de la magnitude à l’aide d’une relation empirique tenant compte de la profondeur du foyer. Rien de tel dans le cas des éruptions volcaniques, où la grande variabilité du rendement énergétique et les facteurs qualitatifs de l’énergie (en particulier la direction de projection) interdisent toute définition instrumentale d’une échelle de magnitudes et toute réduction de leurs effets destructeurs à un nombre unique sur une échelle appropriée.

En 1982, C. G. Newhall et S. Self ont jeté les bases d’une nouvelle échelle d’explosivité (V.E.I.: Volcanic Explosivity Index ) graduée de 0 à 8 et établie en fonction de critères semi-empiriques tels le volume des éjecta, la hauteur de la colonne éruptive, la durée de l’éruption et ses effets stratosphériques, etc. Huit mille éruptions, historiques et préhistoriques, se sont ainsi vu attribuer un indice sur cette échelle. Tout en reconnaissant l’intérêt d’une telle classification pour l’élaboration d’une volcanologie quantitative et pour les études atmosphériques (mise en évidence de corrélations entre les paroxysmes éruptifs et les modifications climatiques), il importe de souligner les insuffisances de cet indice, dont la définition, pour les éruptions du passé, repose sur des critères essentiellement subjectifs (tabl. 3).

4. La prévision volcanologique

Beaucoup moins meurtrières que les autres catastrophes naturelles – inondations, cyclones tropicaux, tornades et tremblements de terre –, les éruptions volcaniques n’en constituent pas moins un risque sérieux pour de vastes régions du globe et pour des millions de personnes. Plus s’allonge l’intervalle de temps depuis la dernière éruption d’un volcan en sommeil et plus grande est la probabilité d’un réveil éruptif conduisant à un cataclysme, d’autant que croît, à sa base, voire sur ses flancs, la densité de la population humaine: le risque, qui se définit comme le produit de la probabilité d’un événement et du «coût» de ses conséquences potentielles ne cesse donc de croître dans les zones volcaniques du globe. De grandes cités, telles que T 拏ky 拏, Seattle, Quito, Auckland ou Naples, ne sont pas à l’abri d’un cataclysme qui, s’il atteignait l’ampleur de l’éruption du Tambora, aurait des conséquences bien plus catastrophiques que celle d’un séisme majeur – dont le nombre de victimes se chiffre déjà en centaines de milliers. Rappelons en outre ici que l’éruption du Tambora ne représente, pour ce qui est du volume des matériaux émis, que le dixième de l’éruption du Toba qui, il y a 75 000 ans, dévastait l’île de Sumatra; or aucun volcan ayant fait éruption durant le Quaternaire ne peut être considéré a priori comme définitivement éteint. Nul doute que les éruptions spectaculaires du Saint Helens en 1980 et celles, simultanées, du Chichón (Mexique) et du Galunggung (Indonésie) deux ans plus tard, n’aient accéléré la prise de conscience du risque volcanique dans les pays les plus menacés par ces catastrophes.

Contrairement aux tremblements de terre, contre lesquels la meilleure politique de prévention, face à une prévision hypothétique, reste la construction parasismique, les éruptions volcaniques, ou plutôt les paroxysmes éruptifs, peuvent d’ores et déjà, à condition que l’on s’en donne les moyens, faire l’objet d’une prévision suffisamment précise justifiant par exemple l’évacuation de toute la population d’une zone menacée. C’est précisément parce que les paroxysmes éruptifs n’interviennent pas dès le début d’une éruption que leur prévision est possible, sur la base de l’observation et de la mesure d’une multitude de phénomènes précurseurs: variations de la température, de la composition et du débit des gaz fumerolliens, variations du champ électromagnétique et du champ de gravité, déformations du sol et secousses telluriques, etc. De même qu’il importe peu de prévoir la naissance d’un cyclone tropical – il s’en forme, bon an mal an, plusieurs dizaines sur les océans du globe –, de même la prévision du début d’une éruption est sans intérêt autre qu’académique: on sait que tout volcan ayant été actif, disons durant le Quaternaire, est susceptible de se réveiller un jour. Ce qui importe est, dans un cas, de prévoir le trajet et l’intensité du cyclone, dans l’autre, de prévoir le déroulement de l’éruption: déclinera-t-elle progressivement jusqu’au retour du volcan au repos (Soufrière de la Guadeloupe en 1976) ou culminera-t-elle en un paroxysme explosif (Saint Helens en 1980)? Voilà le type de questions que posent les responsables de la protection civile aux volcanologues; plus nombreuses seront les observations et les mesures, plus seront raisonnées et intelligentes leurs interprétations et plus la prévision sera pertinente. Plus sera réduite l’expérience des volcanologues consultés et plus ceux-ci auront tendance à surestimer le risque potentiel, oubliant qu’une éruption sur cent tout au plus peut être qualifiée de cataclysmale. Or, une évacuation inutile constitue également un risque, celui d’une catastrophe socio-économique, et il convient de s’en protéger autant que des risques éruptifs proprement dits.

Dans la démarche du prévisionniste, la connaissance de l’histoire éruptive du volcan, fondée sur son étude géologique, est de peu d’utilité pour établir un pronostic à court terme: elle permet toutefois d’assigner une probabilité a priori à chacun des types de risques (coulées de lave, chutes de cendre, coulées de boue, nuées ardentes, etc.) et d’en dresser une carte, document utile – surtout en période de repos du volcan – pour aménager les zones plus ou moins menacées et, le cas échéant, rendre plus efficaces les décisions de protection civile ultérieures. La mise en œuvre de moyens de surveillance appropriés, la formation de volcanologues «de terrain» compétents ainsi que l’éducation des populations concernées: telles sont les conditions indispensables d’une politique efficace de prévention dont le coût, qui a pourtant toujours constitué un frein à son développement, est de toute évidence dérisoire face aux conséquences économiques et sociales des évacuations intempestives et des catastrophes volcaniques à venir.

Encyclopédie Universelle. 2012.

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