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       - La Terre, Vénus, Mars et leurs volcans  
    Hors série - Science & Vie - 1996-09-01      
    Les volcans sont les signes les plus évidents de l'activité interne d'une planète. On en trouve dans les principales planètes telluriques du système solaire. Que peuvent nous apprendre les volcans terrestres sur ceux de Mars et de Venus ?  
    A l'instar d'une gigantesque machine thermique, une planète dissipe la majeure partie de son énergie interne par l'intermédiaire de courants qui font remonter des roches depuis de grandes profondeurs. Ces courants, dits de convection, causent les mouvements de surface qui sont l'origine de la plupart des reliefs, c'est-à-dire de structures géologiques comme les chaînes de montagnes ou les fosses océaniques. Ils sont aussi causes de catastrophes géologiques comme les éruptions volcaniques.  
    Aujourd'hui, les planètes silicatées sont pratiquement solides. Elles ne renferment des roches en fusion - des magmas - que parce qu'elles sont agitées de mouvements. Imaginons que la Terre soit dépourvue de mouvements. Entièrement solide, elle n'aurait plus d'activité géologique, comme la Lune.  
    La Terre contient un autre type de liquide, dans son noyau externe, entre 2'800 km et 5'000 km de profondeur. Ce liquide est essentiellement composé de fer et de quelques éléments légers comme le carbone, le soufre et l'oxygène. La présence d'une phase liquide dans le noyau n'est pas un trait permanent de notre planète. A mesure que la Terre se refroidit, ce noyau est en effet en train de cristalliser. Cet exemple montre une fois encore que la présence de liquide è l'intérieur d'une planète n'est pas une caractéristique d'équilibre. En se refroidissant au fil du temps, une planète en vient peu à peu au point où elle ne peut plus entretenir les conditions nécessaires à la fusion des roches. En première approximation, le temps au cours duquel de hautes températures se maintiennent à l'intérieur de la planète est d'autant plus court que celle-ci est petite.  
    De la plus petite des planètes telluriques à la plus grande, on s'attend donc à trouver d'importantes différences. La Lune, la plus petite, n'a pas produit de magma depuis 2 milliards et demi d'années. Mars, plus grosse que la Lune, mais plus petite que la Terre, s'est arrêtée de fonctionner il y a environ 500 millions d'années. Vénus, dont la taille est proche de celle de la Terre, montre en revanche une activité récente importante.  
    Les mouvements qui agitent l'intérieur d'une planète ont lieu sous une large gamme de températures et de pressions. Les magmas formés, issus de matériaux complexes soumis à des pressions et à des températures variées, sont donc d'une grande diversité chimique. Dans une planète évoluant sous le seul effet de ses propres sources d'énergie, ce sont les relations de phase et le champ de pesanteur qui déterminent la structure et l'évolution chimiques.  
    On connaît aujourd'hui la relation entre la composition des laves et le mécanisme géologique profond qui les génère. On peut donc déterminer la nature des mouvements associés à chaque type de lave. Chacun a des propriétés physiques particulières et forme des édifices volcaniques particuliers. Les laves basaltiques, par exemple, sont fluides et s'écoulent rapidement. Elles ne s'accumulent pas au voisinage des bouches éruptives et forment des coulées de grande longueur. Elles construisent des volcans à pentes douces, appelés "boucliers", parce qu'ils ressemblent à des boucliers du Moyen Age.  
    Partant de la morphologie d'un volcan ou d'une coulée, on peut donc remonter à la composition chimique de la lave, puis, par voie de conséquence, aux mouvements profonds qui l'ont produite.  
    Les choses sont bien entendu un peu plus compliquées que cet exposé le laisse paraître. D'autres paramètres interviennent, telle la température de surface, qui détermine l'intensité du refroidissement d'une lave lorsqu'elle s'écoule à la surface. Il n'en reste pas moins que la simple détermination de la forme des édifices volcaniques et des coulées de lave à la surface d'une planète permet de caractériser ses mouvements internes. On comprend donc l'importance de bien connaître le volcanisme d'une planète de simples mesures de topographie suffisent à donner accès à sa dynamique interne.  
   

Les volcans des différentes planètes

 
Terre   Sur Terre, les types de volcans sont nombreux et différents. Ils se distinguent les uns des autres par la composition des laves qui en sortent et par leur forme.  
    La plupart sont groupés dans des zones étroites. Elles se situent soit à la périphérie des continents, comme dans la Cordillère des Andes à haute altitude, soit le long de reliefs sous-marins que l'on appelle "dorsales". On trouve également des volcans  
    isolés. Ils forment des îles au milieu des océans, telles Hawaii dans l'océan Pacifique, ou les Canaries, dans l'Atlantique. Il existe enfin des zones volcaniques diffuses. Elles occupent de grandes surfaces sans alignement visible, comme dans la province de Basin and Range dans l'Ouest des États-Unis. A noter : sur Terre, c'est un volcan qui forme le relief le plus imposant, le Mauna-Loa, à Hawaï. Il s'élève à plus de 4'000 mètres au-dessus de l'océan Pacifique, et à un peu plus de 9'000 mètres au-dessus des fonds marins.  
    Tout comme la composition chimique des laves, le nombre et la distribution des édifices dans une région volcanique donnée peuvent, eux aussi, être associés aux mécanismes qui, dans la profondeur de notre planète, engendrent chaque type de volcan.  
Mars   Un mot sur Mars. On y trouve plusieurs énormes volcans "boucliers" de grandes hauteurs et aux pentes douces. Ils ressemblent à ceux de Hawaii sur notre Terre. Le plus célèbre est Olympus Mons, probablement le plus gros édifice volcanique de tout le système solaire. Il s'élève à 25 kilomètres au-dessus de la plaine environnante et mesure 600 kilomètres de diamètre à. la base. Trois autres volcans de formes semblables, mais légèrement plus petits (400 kilomètres de diamètre), sont alignés au sud-est d'Olympus Mons. Outre ces géants, Mars abrite un grand nombre de volcans plus petits, dont certains ont des pentes plus raides. D'aucuns y voient la preuve que leurs laves ne sont pas des basaltes, comme celles d'Olympus Mons, et qu'elles ont une viscosité plus grande. La planète rouge montre enfin de nombreuses coulées de lave d'épaisseur variable qui ont parcouru de grandes distances. Toutes ces structures volcaniques sont anciennes. On ne connaît pas d'activité volcanique actuelle sur Mars.  
Vénus   Vénus est moins bien connue que la Terre et Mars. Il faudra attendre des images de haute résolution pour achever la comparaison. Sa composition chimique moyenne et sa taille font d'elle une planète très semblable à la Terre. Son activité géologique est toutefois différente. On n'y trouve aucune trace évidente de tectonique des plaques.  
    Jusqu'à une période récente, on ne pouvait observer que les grandes structures de la planète, celles dont les dimensions sont supérieures à quelques centaines de kilomètres. On avait ainsi identifié plusieurs énormes volcans de type bouclier, tels Sif Mons et Sapas Mons. Leurs altitudes sont d'environ 2 kilomètres et leurs diamètres d'à-peu-près 300 kilomètres. Des images récentes et plus précises de la surface ont toutefois permis de découvrir des structures nouvelles : des dômes de lave, en très grand nombre. Il s'agit de coulées quasiment circulaires issues d'un point central. Tout indique que chacune représente une seule éruption.  
    Ces coulées sont énormes : plus d'un kilomètre de haut et une centaine de kilomètres de large. On en a dénombré plus de cent quarante. Leurs limites nettes et l'absence de traces d'impacts de météorites montrent qu'elles sont jeunes et que Vénus est aujourd'hui encore une planète active. En outre, elles ne sont pas isolées. Elles se regroupent dans des "champs de dômes" équivalents, sur Terre, à ceux qu'on observe dans la province géologique du Basin and Range, dans les états d'Arizona et du Nouveau-Mexique aux États-Unis, ou encore, plus près de chez nous, dans la province volcanique de l'Eifel en Allemagne. Dmns notre cas, en revanche, les coulées sont beaucoup plus petites. Elles dépassent rarement deux cents mètres de hauteur.  
   

Les mécanismes physiques des éruptions volcaniques sur Terre

 
    On se limitera, dans ce qui suit, aux laves silicatées. Elles sont produites au voisinage de la face externe d'une planète, en gros entre la surface et deux cents kilomètres de profondeur. La plupart de nos connaissances proviennent bien entendu de la Terre et sont liées à son activité géologique.  
    Notre planète est animée de mouvements de surface faisant intervenir un petit nombre d'unités, les "plaques". Ces mouvements, dus à la convection thermique, propulsent vers la surface les parties chaudes du manteau et font descendre les parties froides, à la façon de gigantesques tapis roulants. Les plaques sont créées dans les dorsales océaniques, au droit de courants ascendants qui se développent sur de grandes profondeurs. Elles sont réinjectées dans le manteau au niveau des zones de subduction, dont l'exemple le plus connu est la zone du japon.  
    Certains mouvements de convection prennent toutefois une autre forme. Les zones ascendantes sont plus ou moins cylindriques et de dimensions relativement petites. Ces mouvements localisés portent le nom de "panaches", par analogie avec les rejets de cheminées d'usine. Enfin, un autre type de phénomène géologique important est l'extension. La lithosphère, la partie superficielle rigide de la Terre, est étirée et s'amincit.  
    Dans tous ces cas, on trouve des volcans. Ils sont organisés en chaînes sur les dorsales océaniques et au-dessus des zones de subduction. Ils sont isolés au-dessus des panaches thermiques du manteau. Enfin ils sont distribués dans de vastes régions, dans le cas d'extension de la lithosphère.  
    La fusion des roches se fait selon trois mécanismes physiques distincts. Chacun est actif en différentes parties de la planète et n'a pas les mêmes manifestations de surface. Ces choses dites, il faut pour les comprendre faire une brève incursion dans la théorie.  
    Pour une composition chimique donnée, le point de fusion dépend de deux paramètres : la pression et la température. Quand le corps est complexe, la fusion est partielle et s'effectue sur un intervalle de température. A l'intérieur de cet intervalle, le liquide formé a une composition chimique différente du solide initial. Une notion essentielle apparaît ici : celle de "solidus". Le solidus est un point de transition de phase. C'est celui où apparaît la première fraction de roches fondues dans des roches jusqu'alors à l'état solide. Ce point critique dépend de la pression, de la température et de la composition chimique. Chacun de ces paramètres peut le faire varier. Un exemple : si l'on modifie la composition chimique de roches en leur ajoutant 1% d'eau, leur solidus s'abaisse d'une centaine de degrés. Ces trois paramètres déterminent les trois manières de franchir le point de fusion des roches : diminuer la pression; augmenter la teneur en eau; augmenter la température.  
    Des trois, la première, la fusion par décompression, est de loin la plus fréquente. C'est le mécanisme qui, dans le globe terrestre, produit la plus grande quantité de magma. Il est actif dans le manteau, la partie comprise entre l'écorce et le noyau de fer, à environ 3'500 kilomètres de profondeur.  
    Le manteau, constitué d'un assemblage de cristaux de silicates de fer et de magnésium, est solide. A l'intérieur du manteau, la pression augmente avec la profondeur. On estime par exemple qu'au travers du manteau supérieur, épais de 670 km, la variation de pression est d'environ 25 GigaPascals. Il en résulte que toute matière qui se trouve prise dans un courant de convection ascendant, par exemple au droit des dorsales océaniques, subira une forte décompression. Point important, au cours de cette remontée, très peu de chaleur est échangée avec les roches environnantes, de sorte que la température du courant ascendant ne diminue presque pas.  
    Pour établir la profondeur à laquelle telle lave s'est formée, il faut considérer la courbe de fusion des roches du manteau. On sait que leur solidus s'élève en gros de 4°C par kilomètre de profondeur.  
    Dans les conditions actuelles, le manteau est solide : ses températures sont donc en moyenne inférieures au solidus. Cependant, lors d'une remontée, générée par exemple par les mouvements du noyau liquide, le matériau dont la température est inférieure au point de fusion partielle à grande profondeur peut se retrouver au-dessus de ce point à une profondeur plus faible. Une phase liquide apparaît donc aux conditions de température et de pression correspondantes à cette profondeur. La courbe de solidus montre que cette fusion s'effectue à des profondeurs d'autant plus grandes que la température est élevée.  
    On se souviendra enfin que la fusion est partielle. Or le taux de fusion - le pourcentage de roches solides qui entre en phase liquide - détermine la composition chimique de cette phase et varie avec la profondeur.  
    Les dorsales sont associées aux courants de convection qui sont responsables de la tectonique des plaques. Les vitesses de montée sont variables, de 1 à 10 cm/an, et le liquide engendré est un basalte "tholéïtique". Il correspond à un taux de fusion compris entre 10 et 20%.  
    Les îles, tels les archipels du Pacifique, sont issues de courants de convection en forme de panache (en jargon géologique, des "points chauds"). Les vitesses de montée sont environ 5 fois plus importantes et correspondent à une forte anomalie de la température. La phase liquide apparaît à grande profondeur. La composition est alors légèrement différente : il s'agit de basaltes "alcalins".  
    Quant aux zones d'extension (bassins sédimentaires, rifts, fossés), si l'on ne comprend pas encore très bien le pourquoi de leur existence, on en saisit parfaitement la conséquence. L'étirement et l'amincissement de la lithosphère s'accompagnent d'une remontée, et donc d'une décompression du manteau sous-jacent. Les vitesses de remontée sont toutefois plus faibles que dans les deux cas précédents ainsi que les températures initiales. Le phénomène conduit donc à des taux de fusion faibles. Ce type de magma est observé par exemple dans le graben du Rhin, ou bien sous les séries sédimentaires de la mer du Nord.  
    Après la fusion par décompression, le deuxième mécanisme cité plus haut est l'augmentation de la teneur en eau. Il est analogue au processus qui fait fondre la glace des routes en ajoutant du sel.  
    C'est ce qui se passe sur Terre, par exemple au japon, dans les zones de subduction, les parties descendantes des courants de convection cellulaire du manteau. Réinjectées dans le manteau, les roches se réchauffent progressivement au fur et à mesure qu'elles s'enfoncent. Sans eau, elles ne fondraient toutefois pas. En effet, en s'enfonçant, elles se trouvent soumises à des pressions croissantes, ce qui est défavorable à la fusion, outre que les températures qu'elles atteignent restent toujours en dessous des températures de fusion. C'est leur hydratation au cours de leur long séjour dans les fonds sous-marins qui modifie en fait leur point de fusion.  
    Les détails de ce mécanisme chimiquement très compliqué ne sont pas encore bien compris. Plusieurs hypothèses sont proposées. Dans l'une, le matériau serait d'abord déshydraté, l'eau libérée percolant dans le manteau sus-jacent et y induisant la fusion. Quoi qu'il en soit, les magmas sont différents de ceux des dorsales océaniques. Formés à plus faible température, ils sont de composition dite "andésitique".  
    Dernier mécanisme : l'élévation de température. C'est le moins important de tous, bien que le plus proche de l'expérience quotidienne. Il intervient dans deux contextes géologiques différents.  
    Premier cas de figure dans les chaînes de montagnes, la croûte peut atteindre jusqu'à 70-80 km d'épaisseur au lieu des 35-40 km qu'elle a habituellement. Or, les roches qui la constituent sont riches en éléments radioactifs tels que l'uranium et k thorium, qui dégagent une quantité de chaleur appréciable. Dans une croûte épaissie, la quantité de chaleur libérée est plus importante que dans une croûte normale et les températures y sont plus élevées. Si l'on rajoute à cet effet la chaleur dégagée par frottement lors de la collision et des plissements qui sont à l'origine d'une chaîne de montagnes, on peut montrer que le solidus des roches crustales est aisément atteint. Les magmas formés sont de compositions chiMiques extrêmement variées, en fonction des roches-mères qui ont fondu et des températures atteintes. Le point important ici est que la fusion affecte la croûte terrestre, dont la composition chimique est différente de celle du manteau. La fusion se fait à plus faible température, entre 700°C et 1'000°C. Des volcans de ce type se rencontrent sur le plateau tibétain, et de nombreux massifs granitiques du monde sont dus à ce phénomène ce sont les réservoirs fossiles et froids de volcans anciens.  
    Deuxième cas de figure : lorsqu'un magma basaltique formé dans le manteau, dont la température est d'environ 1'200°C, s'injecte dans la croûte terrestre, il rencontre des roches dont le point de fusion est bas. Il peut donc élever leur température jusqu'au solidus. Ce mécanisme n'est pas très efficace, l'échauffement des roches se faisant au détriment de la chaleur du magma injecté. En pratique, d'énormes quantités de magma sont nécessaires. Ce type de fusion est surtout observé dans les zones d'extension, comme le fossé Rhénan ou, de manière plus spectaculaire, dans la province du Basin and Range de l'Ouest des États-Unis d'Amérique.  
   

Conditions d'éruptions et édifices volcaniques

 
    Les différentes planètes telluriques n'ont pas les mêmes conditions de surface. De même, leur composition n'est pas strictement identique. Il s'ensuit d'importantes variations des conditions éruptives. L'analyse de quelques fragments prélevés à la surface de Mars et de Vénus, complétée par l'étude morphologique des coulées, ont permis d'approcher la composition des laves. Il faudrait bien sûr un échantillonnage plus complet pour confirmer les quelques données disponibles. En l'état actuel de nos connaissances, il semble malgré tout que, dans toutes les planètes telluriques, les magmas les plus abondants soient de composition basaltique, issus, donc, de la fusion du manteau. Or cette dernière ne peut se faire que par décompression, ce qui implique l'action de mouvements convectifs à l'intérieur de la planète. On peut dès lors utiliser les éruptions volcaniques visibles pour retracer les mouvements dans les manteaux des planètes. On confirme ainsi que Vénus n'a pas de tectonique des plaques. Les mouvements de convection profonds prennent donc la forme de panaches, et n'engendrent pas les courants ascendants linéaires qui donnent naissance aux dorsales océaniques de la Terre.  
    On peut aussi étudier les dépôts volcaniques. Sur Terre, les magmas non basaltiques, ceux qui se forment dans les zones de subduction, d'extension ou de collision, contiennent de l'eau. Les concentrations en eau sont faibles, avec des valeurs typiques de quelques pour cent en poids, mais jouent un rôle déterminant sur le régime éruptif. L'eau est en effet soluble dans les magmas à forte pression, mais ne l'est plus à faible pression. Lors de la remontée vers la bouche éruptive, le magma se décomprime et l'eau apparaît sous forme gazeuse. La vapeur d'eau, très compressible, se dilate considérablement c'est ce phénomène qui cause les régimes explosifs bien connus sur Terre. Ce qui nous concerne ici, c'est le résultat final dans de telles éruptions, le magma est pulvérisé puis éjecté dans l'atmosphère sous forme de fragments. Le dépôt qui en résulte est très différent d'une coulée de lave. Il s'agit d'une couche de ponces et de cendres, aux formes douces et qui peut recouvrir de grandes surfaces. De tels dépôts sont faciles à reconnaître, et il est frappant de constater qu'ils sont très rares sur Vénus. On peut raisonnablement en conclure que les éruptions vénusiennes sont certainement basaltiques. Une constatation qui est d'ailleurs tout à fait en accord avec les déductions tirées de la distribution et de la morphologie des édifices et des quelques mesures faites sur les échantillons. Le raisonnement devra certes être affiné. On entrevoit cependant le lien entre l'activité de la planète et ses volcans.  
               
               
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