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Mise en place des pāhoehoe par tubes et tunnels de lave : concept et signatures volcano-géomorphologiques

Installation of pāhoehoe by lava tubes and tunnels: concept and volcano-geomorphological signatures
Michel Detay et Björn Hróarsson
p. 365-388

Résumés

Les laves basaltiques pāhoehoe et ‘a‘ā caractérisent les îles-volcans comme Hawaï, La Réunion ou l’Islande, mais plus généralement les grandes provinces magmatiques et les écoulements géants en volcanologie planétaire. Plusieurs processus de mise en place des coulées pāhoehoe ont été décrits, à différentes échelles, de l’extrusion de petits lobes à la constitution de coulées géantes. La dynamique des fluides géologiques permet de proposer un nouveau paradigme de mise en place des pāhoehoe. La cinématique du fluide s’exprime par l’intermédiaire de tubes de courant (immatériels) devenant des tubes de lave puis des tunnels de lave (TTL). Le tunnel de lave, jusqu’ici considéré comme une curiosité spéléologique, se voit octroyer un rôle central en dynamique des fluides géologiques. Le réseau anastomosé des TTL est constitutif de la dynamique de mise en place des pāhoehoe, tant en écoulement en surface libre qu’en écoulement en charge (par gonflement).

Le fluide pāhoehoe est appréhendé comme un réacteur à part entière. Il est le siège de nombreux processus physico-chimiques (cristallisation fractionnée, exsolution, ségrégation, coalescence, flottabilité, notamment), et est caractérisé par diverses interfaces et zones de transition entre les différents états de la matière en constante transformation (nombre de phases, fluides newtoniens, fluides complexes de Bingham ou d’Herschel-Bulkley).

Différents témoins volcano-géomorphologiques, à diverses échelles d’observation, tant superficiels que souterrains, signent les mécanismes impliqués dans cette dynamique de mise en place et permettent son identification dans des coulées actuelles et anciennes. Le paradigme de mise en place par TTL est fondateur non seulement dans les pāhoehoe mais également dans la constitution des large igneous province (LIP).

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Notes de la rédaction

Article soumis le 5 juin 2018, reçu sous sa forme révisée le 24 novembre 2018 et définitivement accepté le 07 janvier 2019.

Texte intégral

1. Introduction

1L’objectif de cet article est de fournir des éléments explicatifs qui lient la dynamique de mise en place des laves et des signatures géomorphologiques (volcanogéomorphologie).

2La dynamique des fluides géologiques permet d’appréhender un modèle conceptuel simple de tube et tunnel de lave (TTL) qui rend compte de la physique du processus de mise en place des laves tant en écoulement en surface libre qu’en charge. Cette approche, complétée par des éléments de volcanologie physique, permet de mettre en évidence des signatures volcanogéomorphologiques tant superficielles que souterraines.

3Cette approche intéressera d’autant plus la communauté des géomorphologues que l’identification de ces objets morphologiques s’applique tant lors de leur constitution (à chaud) que sur des objets refroidis. Enfin, ces signatures volcanomorphologiques se rencontrent sur des surfaces considérables sur Terre (champs de pāhoehoe et large igneous province – LIP) mais aussi sur d’autres planètes et satellites du système solaire.

2. Importance des pāhoehoe

4Les coulées de lave basaltiques se présentent sous deux formes, pāhoehoe (fig. 1A) et ‘a‘ā (fig. 1B), termes empruntés à la langue hawaïenne. Les basaltes sont les roches les plus largement réparties sur Terre et sur les planètes telluriques. Tant en surface qu’en volume, les coulées pāhoehoe dominent tous les environnements volcaniques terrestres (superficiels et sous-marins). Une compilation des données disponibles quant aux coulées intermédiaires (50 à 100 km) et longues (> 100 km) sur Terre (tab. 1) met en évidence que les pāhoehoe sont omniprésentes dans tous les grands épanchements.

Fig. 1 – Laves pāhoehoe.
Fig. 1 – Pāhoehoe lava.

Fig. 1 – Laves pāhoehoe.   Fig. 1 – Pāhoehoe lava.

A. Progression d’une coulée de pāhoehoe en lobe (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna – 31 décembre 2016, Hawaï). B. Coulée Aa Eyjafjöll (27 mars 2010, Islande). C. Coulée en blocs Eyjafjöll (29 mars 2010, Islande). D. Pāhoehoe en coquillage (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). E. Lave cordée (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). F. Pāhoehoe tournants (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). G. Pāhoehoe en lobe P situé au-dessus d’un tunnel de lave. Les émanations de soufre surlignent la fracturation. H. Pāhoehoe en entrailles et en lobe S (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). I. Extrusion d’un lobe pāhoehoe (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). J. Pied de pāhoehoe en coquillage (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016).
AProgression of a pāhoehoe lobe flow (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). B. Aa flow Eyjafjöll (March 27, 2010 – Iceland). C. Rubbly pāhoehoe Eyjafjöll (March 29, Iceland). D. Shelly pāhoehoe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). E. Roppy lava (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). F. Spiny pāhoehoe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). G. p-type pāhoehoe above a lava tube. Yellowish sulfur secondary mineral highlight the cracks. H. Entrail Pāhoehoe and S pāhoehoe lobe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). I. Extrusion of a pāhoehoe lobe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). J. Shelly pāhoehoe toe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii).

Tab. 1 – Exemples d’épanchements longs et intermédiaires.
Tab. 1 – Examples of large basaltic lava flow fields, sorted by volume.

Tab. 1 – Exemples d’épanchements longs et intermédiaires.   Tab. 1 – Examples of large basaltic lava flow fields, sorted by volume.

D’après Keszthelyi et Self, 1998 ; Self et al., 1998, modifié.
From Keszthelyi et Self, 1998; Self et al., 1998, modified.

2.1. Localisation et fréquence d’occurrences

5Cela fait près de vingt-cinq ans que le terme de « grandes provinces magmatiques » ou « grandes provinces ignées » ou LIP (large igneous provinces – LIP) a été introduit par Coffin et Eldholm (1994). L’aspect central de ces objets géologiques est qu’ils représentent des masses considérables de roches volcaniques (de 0,1 à plusieurs millions de kilomètres cubes) qui ont nécessité pour se constituer des flux magmatiques gigantesques (100 à 1 000 km3.an–1). Ces étendues de roches magmatiques s’étendent sur des centaines de milliers voire des millions de km2 (tab. 2). Au sein des LIP, on distingue les LBP (large basaltic provinces) qui incluent les CFB (continental flood basalts) et les OFB (oceanic flood basalts) qui sont spécifiquement associées à un volcanisme basaltique (pāhoehoe et ‘a‘ā). Ainsi, tous ces épanchements de basaltes, comme les trapps du Deccan, de Sibérie, d’Éthiopie, les plateaux basaltiques brésiliens, de l’Etendeka (Namibie), des Kerguelen, du Karoo (Afrique du Sud), de la rivière Columbia aux États-Unis, sont autant d’objets géologiques qui caractérisent les fluides géologiques pāhoehoe. La surface occupée par ces épanchements varie entre des valeurs de 200 000 km² (Karoo) à 1,5 million de km² (Sibérie), leur épaisseur actuelle oscillant entre 2 000 m (Deccan) et 36 000 m (Ontog-Java). Le Tableau 2 propose une liste non exhaustive des LIP, comprenant les plateaux basaltiques continentaux ou trapps et les plateaux océaniques, parfois avec leurs marges volcaniques associées.

Tab. 2 – Quelques ordres de grandeur des grandes provinces magmatiques « récentes ».
Tab. 2 – Some orders of magnitude of the ‘recent’ large magmatic provinces.

Tab. 2 – Quelques ordres de grandeur des grandes provinces magmatiques « récentes ».   Tab. 2 – Some orders of magnitude of the ‘recent’ large magmatic provinces.

Compilation de données d’après : Condie, 2001 ; Courtillot et al., 2003 ; Detay, 2017a.
Compilation of data according to: Condie, 2001; Courtillot et al., 2003; Detay, 2017a.

2.2. Mise en place des pāhoehoe

6Avant l’avancée significative réalisée par Hon et al. (1994), la compréhension de la mise en place des pāhoehoe restait essentiellement descriptive et aucune solution de continuité ne semblait émerger entre la mise en place d’un petit lobe et les épaisses coulées en feuillets (sheet flows) constitutives des coulées géantes voire des provinces pāhoehoe et des immenses épanchements formant les LIP (Duraiswami et al., 2014). Le terme de gonflement (inflation) a été utilisé dès les années 50 (Macdonald, 1953). Ce mécanisme de mise en place d’une coulée de lave a pris, au cours du temps, de nombreuses appellations : croissance endogène (endogenous growth), remontée de magma (lava rise) (Walker, 1991). Le processus du gonflement a été décrit par Theiling (1986) et Walker (1991), mais la dynamique dans son ensemble n’a été comprise qu’après l’analyse de terrain des coulées 1988-1990 du Kīlauea (Hawaï) faite par Hon et al. (1994). Cette mécanique a, enfin, été précisée par Pedersen et al. (2017) confirmant les observations de Thordarson et Sigmarsson (2009) lors de l’éruption de Surtsey (1963-1967 en Islande). Les signatures liées à la mise en place des laves (distribution interne des vésicules, cristallinité, joints, fracturation, etc.) renseignent sur le processus de gonflement. Ils proviennent principalement des travaux de Holcomb et al. (1974), Self et al. (1996, 1997), Cashman et Kauahikaua (1997), Griffiths (2000), Guilbaud et al. (2005), Thordarson et Sigmarsson (2009), Poland et al. (2014), Pedersen et al. (2017).

7Plusieurs figures géomorphologiques caractéristiques ont été décrites. Il est utile de les passer en revue car elles constituent des signatures facilement identifiables sur le terrain tant dans les coulées récentes que dans les anciennes :

(i) la coulée « classique » (channel-fed transport), en écoulement à surface libre (fig. 1B). Mécanisme le plus intuitif et le plus simple à conceptualiser (fig. 2). Elle peut se mettre en place par l’intermédiaire de TTL (tube-fed lava transport). Les tunnels de lave sont étroitement liés aux coulées pāhoehoe, au point d’en constituer un élément constitutif, une signature, dans la dynamique de mise en place et en géomorphologie. Les tunnels de lave sont omniprésents dans les coulées pāhoehoe de toute taille et peuvent également se retrouver dans les coulées ‘a‘ā.

(ii) la progression par lobes (fig. 1A, AH, AI) et lobes gonflants (inflated lobes) correspond à l’expression unitaire la plus petite d’une coulée pāhoehoe. À Hawaï, ils mesurent typiquement de 20 à 50 cm d’épaisseur, de 20 à 300 cm de large, et de 0,5 à 5 m de long. Une typologie des lobes a été proposée, en fonction de leur teneur en gaz (vesicles). Walker (1989) a caractérisé des pāhoehoe de type S en référence à des lobes spongieux où la vésiculation est présente dans tout le lobe. Les lobes S, parfois appelés lobes argentés, contiennent environ 50 % de bulles (Oze et Winter, 2005). Il s’agit d’une mousse magmatique, concept essentiel en volcanologie physique, dont le comportement n’est pas newtonien. Wilmoth et Walker (1993) ont ensuite proposé des lobes de type P contenant des alignements de vésicules (vesicle pipe). Ces derniers, à l’opposé des S, ont typiquement un cœur plus dense et une croûte plus vésiculée.

(iii) les coulées en feuillets sont généralement de grande extension et assez plates. Elles sont associées à un flux de masse important où une lave de faible viscosité va avoir tendance à recouvrir toutes les zones topographiques basses. La fracturation superficielle de ces formations permet parfois d’observer une pseudostratification interne rappelant l’empilement de feuilles ou de plaques, d’où leur nom de coulée en feuillets. Elles sont caractérisées par l’individualisation de lobes qui signent une extrusion de la lave. Par coalescence rapide, les lobes se regroupent pour participer à l’avancement et au gonflement de la coulée. Une croûte superficielle solide s’individualise rapidement au sommet, alors que le cœur continue d’être fluide assez longtemps après le refroidissement de la croûte. La surface des coulées en feuillets est essentiellement composée de lobes pāhoehoe coalescents (de 60 % à 70 %) et de laves cordées (de 20 % à 30 %), les autres textures ne représentant que 10 %, au maximum, des objets morphologiques.

Fig. 2 – Modèle d’écoulement à surface libre d’une coulée de lave basaltique pāhoehoe-‘a‘ā et formations des levées (Mauna Loa, Hawaï, 1984). D’après Lipman et Banks (1984), modifié.
Fig. 2 – Open channel lava flow model of a pāhoehoe-’a‘ā basaltic and formations of ‘levées’ (Mauna Loa, Hawaii, 1984). From Lipman and Banks (1984), modified.

Fig. 2 – Modèle d’écoulement à surface libre d’une coulée de lave basaltique pāhoehoe-‘a‘ā et formations des levées (Mauna Loa, Hawaï, 1984). D’après Lipman et Banks (1984), modifié.  Fig. 2 – Open channel lava flow model of a pāhoehoe-’a‘ā basaltic and formations of ‘levées’ (Mauna Loa, Hawaii, 1984). From Lipman and Banks (1984), modified.

8Le processus de gonflement (inflation), ou d’écoulement en charge, constitue un processus générique provoquant un grossissement, un épaississement de la zone (métrique, décamétrique) jusqu’à la formation d’un plateau (inflation plateau) avec des figures morphologiques caractéristiques. Le mécanisme de gonflement trouve son origine dans l’alimentation, par le cœur ductile de la coulée, où des tubes et tunnels de lave (TTL) s’individualisent et alimentent la coulée en lave « fraîche ». Dans certains cas, le toit du tube de lave se retrouve en surpression et fait l’objet de débordements successifs par l’intermédiaire d’un ensemble de fissures et de fractures. Des hornitos, voire des fontaines de lave ponctuelles, surlignent alors le cheminement des TTL.

9Que ce soit dans une coulée à surface libre ou dans un écoulement en charge (pāhoehoe gonflants), les TTL jouent un rôle essentiel, de la plus petite échelle (lava toes) (fig. 1I) à la formation de coulées géantes de centaines de kilomètres d’extension. On les rencontre tant sur Terre que sur d’autres planètes ou satellites du système solaire.

2.3. Éléments de volcanologie physique

10La volcanologie physique nous donne accès aux différents mécanismes impliqués dans la mise en place des pāhoehoe. Ces magmas et ces laves, généralement tholéiitiques, sont des fluides complexes constitués principalement d’un mélange multiphasique de roches fondues, de cristaux solides et de bulles de gaz. Ainsi, la coulée de lave demande à être conceptualisée comme un réacteur à part entière. Elle est limitée par des interfaces (croûte, base, géométrie) et des conditions aux limites (couche limite thermique, zone de transition rhéologique, seuil d’exsolution) et sujette à des écoulements complexes (liquide, gazeux, viscoplastiques) répondant à des lois spécifiques (fluide newtonien, fluides viscoplastiques de Bingham ou d’Herschel-Bulkley). Le réacteur est le siège de nombreuses réactions (cristallisation fractionnée, exsolution, nucléation, coalescence et croissance des bulles de gaz, flottabilité, ébullition rétrograde, voire fragmentation) dont les paramètres physiques (viscosité, cristallinité, teneur en gaz, température, etc.) évoluent en permanence.

11La viscosité de la phase liquide gouverne la micro-physique de la croissance, migration coalescence et déformation des bulles. Les expressions morphologiques (lithofaciès) que le géologue ou le géographe seront susceptibles d’identifier, et qu’ils devront interpréter, correspondent à un objet refroidi, sachant qu’il existe des zones de changement d’état (zones de transition) entre les différents états de la matière, mécanismes parfois réversibles (pāhoehoe – ‘a‘ā). La compréhension des grands mécanismes de volcanologie physique, et des actions et rétroactions potentielles, est donc nécessaire.

12Le modèle de Bingham est généralement suffisant pour décrire les dynamiques des laves, mais les équations d’Herschel-Bulkley peuvent être plus appropriées pour des laves riches en bulles qui ont tendance à rhéofluidifier la lave (pseudoplasticité) (Balmforth et Provenzale, 2001 ; Bernabeu, 2015). Le terme de « mush » (que nous retiendrons dans cet article) correspond à un état de bouillie cristalline partiellement cristallisée qui s’étend entre le liquidus et le solidus. Le mush correspond à une suspension de cristaux dans un liquide résiduel dont la composition varie avec la température. C’est un bon indicateur de l’état rhéologique du magma et de la lave.

13L’exsolution des composés volatils au sein de la coulée provoque la flottabilité du magma. La flottabilité est l’expression de la différence de densité entre la zone considérée et l’encaissant – c’est-à-dire la « stratification » induite au sein de la coulée entre les niveaux superficiels contenant davantage de bulles (donc plus légers) par rapport au niveau de base ayant subi une exsolution totale ou partielle (donc plus dense).

14Sans trop entrer dans les détails, les Figures 3 et 4 mettent en évidence des signatures facilement reconnaissables sur le terrain (lithofaciès), donc utiles à la caractérisation de ces coulées, qu’elles soient anciennes ou récentes. Dans la Figure 3, les coupes transversales, à gauche, sont positionnées au droit du point fixe représenté par le point noir sur le plan de droite. Les vues successives en plan, de haut en bas, rendent compte de l’avancée d’une coulée pāhoehoe, en lobe ou en feuillets gonflants, dont l’épaisseur varie de 1 à 100 m, et dont les dimensions latérales sont comprises entre < 100 m et > 10 km. Dans les LIP, le rapport longueur sur épaisseur, de ces lobes, varie de 50 à 500 (White et al., 2009). La mise en place d’une telle coulée intervient dans une durée comprise entre quelques jours et quelques années.

Fig. 3 – Représentation schématique, en plan et en coupe, de la mise en place d’une coulée pāhoehoe par gonflement.
Fig. 3 – Cartoon of the development of an inflated pāhoehoe sheet flow.

Fig. 3 – Représentation schématique, en plan et en coupe, de la mise en place d’une coulée pāhoehoe par gonflement.   Fig. 3 – Cartoon of the development of an inflated pāhoehoe sheet flow.

D’après Self et al. (1998), modifié. A. Vues en coupes ; R et P correspondent à des figures de ségrégation avec : R = résidus évolués (vesicular silicic residuum) et P = vésicules tabulaires (pipe vesicule). B. Vues en plan. 1. Lave liquide ; 2. Croûte viscoélastique ; 3. Croûte cassante. L’épaisseur de la coulée varie entre 1 à 100 m et son extension entre < 100 m et > 10 km.
From Self et al. (1998), modified. A. Cross sections; R and P are segregation figure with: R = vesicular silicic residuum and P = pipe vesicule. B. Map view.1. Liquid lava; 2. Visco-elastic crust; 3. Brittle crust. The thickness of the flow varies between 1 to 100 m and its length between < 100 m and > 10 km.

(i) mise en place d’un nouveau lobe. La lave en fusion n’est exposée, en surface, qu’en tête d’écoulement.

(ii) le lobe s’épaissit, par gonflement, à mesure qu’il s’étend. L’exsolution provoque le piégeage des composés volatils sous la forme de vésicules dans la croûte qui s’individualise. La croûte inférieure croît beaucoup plus lentement que la croûte supérieure.

(iii) le gonflement continue. La formation de nouveaux lobes induit une baisse de pression dans le cœur de la coulée (Hon et al., 1994). Les éléments volatils se retrouvent piégés et forment une zone vésiculaire horizontale. La cristallisation fractionnée amène à l’individualisation de résidus (R) évolués (acides, pouvant localement atteindre une composition rhyolitique) qui vont s’élever, sous la forme de petits diapirs, depuis le front de cristallisation inférieur (effet filtre-presse d’Anderson et al., 1984). Des veines de ségrégation de liquide résiduel peuvent être entraînées et étirées par l’écoulement. Dans la croûte supérieure, les fissures évoluent en fractures qui se propagent jusqu’à la couche viscoélastique, contribuant ainsi à son refroidissement.

(iv) le flux de masse diminue voire stagne. Les bulles primaires restantes remontent vers la surface de l’écoulement dans un intervalle de quelques jours à quelques semaines. Des résidus évolués (R) entament un trajet ascensionnel à travers la lave en état de stagnation, formant des veines de ségrégation horizontales à la base de la croûte supérieure.

15Dans la Figure 4, le lobe est divisé en trois sections sur la base de la répartition des vésicules (gaz), du développement de la fissuration et de la fracturation, et de la structure cristalline :

(i) la croûte supérieure représente de 40 % à 60 % de l’épaisseur du lobe. Dès qu’elle atteint une épaisseur comprise entre 2 et 5 cm, elle est suffisamment rigide pour contenir le flux de lave sous-jacent, et par la même augmenter la pression hydrostatique en tête de coulée. La pression est répartie de manière uniforme dans le cœur de la coulée, ce qui l’amène à gonfler de manière homogène. La croûte est riche en bulles, souvent caractérisée par l’existence de zones vésiculaires horizontales discrètes (VZ) qui se forment pendant la phase de gonflement actif (fig. 4C) (Cashman et Kauahikaua, 1997). Ces horizons ont une épaisseur allant de l’ordre d’une dizaine de centimètres à plurimétrique. La taille des bulles augmente avec la profondeur. On note la présence de figures de refroidissement prismatiques ou irrégulières. La texture pétrographique varie d’hypohyaline à hypocristalline (de 90 à 10 % de verre).

(ii) le cœur de la coulée présente très peu de vésicules. Sa texture est dominée par des vides diktytaxitiques. Les résidus évolués forment des veines de ségrégation verticales (VC) et horizontales (VS). Les VS ont une épaisseur comprise entre 1 et 5 cm. La structure est holocristalline, il n’y a que peu de matrice vitreuse (< 10 % de verre).

(iii) la croûte inférieure a une épaisseur standard de 20 à 100 cm, quelle que soit l’épaisseur totale du lobe. Elle est presque aussi riche en éléments volatils piégés (bulles) que la croûte supérieure, présente peu de fissures et de fractures, sa composition est de 50 % à 90 % de verre. Des vésicules tubulaires (pipe vesicles – P), mesurant de 5 à 20 cm, se développent dans le front de cristallisation inférieur (Goff, 1996). La cristallisation due à la décompression ou à un refroidissement augmente la fraction de volatils dissous dans le magma et provoque une sursaturation et une exsolution. Ce mécanisme est connu sous le nom d’ébullition rétrograde (second boiling). Ces figures, piégées dans la masse, renseignent notamment sur la direction du flot.

Fig. 4 – Coupe schématique d’un lobe pāhoehoe gonflé.
Fig. 4 – Idealized cartoon of the cross section through an inflated pāhoehoe lobe.

Fig. 4 – Coupe schématique d’un lobe pāhoehoe gonflé.   Fig. 4 – Idealized cartoon of the cross section through an inflated pāhoehoe lobe.

D’après Self et al. (1998) et White et al. (2009), modifié.
From Self et al., (1998) and White et al. (2009), modified.

16Des mesures réalisées à Hawaï par Hon et al. (1994) ont montré que le gonflement d’une coulée de lave pāhoehoe répond à une loi de puissance :

              

T = 164,8 H2

              [1]

où, t est le temps (en heures) ; H est la hauteur ou épaisseur de la croûte superficielle (en mètres).

17L’équation 1, obtenue à Hawaï, où les précipitations sont très importantes (7,5 m.an–1) semble surestimer la vitesse de refroidissement et donc sous-estimer la durée de la mise en place des laves (Self et al., 1998). Son utilisation pour identifier la durée du gonflement de la coulée du Laki (1783-1784, Islande) amène à une sous-estimation d’un facteur deux (Thordarson et Self, 1998). Même si l’équation 1 est imparfaite, elle reste néanmoins la seule méthode quantitative permettant d’appréhender un ordre de grandeur temporelle pour la mise en place des coulées anciennes (LIP).

3. Tube et tunnel de lave (TTL)

18Les termes de tube ou tunnel de lave ne bénéficiant pas d’une définition stabilisée et faisant l’objet de nombreux contresens, nous distinguons le tunnel de lave qui a été drainé, au moins partiellement, et qui devient un espace visitable, du tube de lave qui n’a pas subi de drainage et qui est resté plein. Nous utilisons les termes de « tube » et « tunnel » de lave (TTL) en nous référant exclusivement aux cavités souterraines ayant véhiculé de la lave en fusion, toute autre cavité en étant exclue (fracture, dyke, bombement, cheminée d’alimentation) et a fortiori toute cavité provenant de l’activité humaine (excavation, mine, carrière). Notons que certains tumulus, résultant de la croissance par gonflement des pāhoehoe, peuvent avoir été sujets à des drainages et présenter des spéléothèmes semblables à ceux que l’on rencontre dans un tunnel de lave comme certaines rares cheminées d’alimentation drainées (comme le Thrihnukagigur en Islande).

19Les tunnels de lave se forment à l’occasion d’éruptions volcaniques effusives, lorsqu’une lave généralement basaltique (pāhoehoe ou ‘a‘ā), très chaude (entre 1 100 et 1 200 °C) et de faible viscosité (de 300 à 600 Pa s), s’épanche à des vitesses relativement élevées (de 3 à 50 km.h–1) sur des surfaces à faible pente (≤ 3,5 %). La lave s’écoule en profitant de la topographie et envahit progressivement l’espace, entraînée par son propre poids et par l’appel au vide (Shick, 2008 ; Detay et Hróarsson, 2011a, b, c ; Detay et al., 2017 ; Rumpf et al., 2018). Très rapidement la coulée commence à se solidifier en surface et sur les bords, formant une croûte, une carapace, délimitant un espace de contact avec l’extérieur. En son cœur, des tubes de courant permettent à la coulée d’être alimentée et de progresser. Ils évoluent en tube de lave puis éventuellement en tunnels de lave. Ces circulations souterraines peuvent s’organiser en réseaux de complexité croissante (monotube, confluent, anastomosé, multiétages en 3D) en fonction de divers paramètres (hydrodynamique, teneur en gaz, rhéologie, température, cristallinité, viscosité, vitesse, flux de masse, notamment). Quand l’éruption prend fin, ou que le flux de masse diminue, la lave est susceptible de continuer de s’écouler au sein de ces drains naturels néoformés, laissant derrière elle un vaste réseau de cavités longues et souvent profondes, certaines pouvant se trouver jusqu’à cinquante mètres sous la surface de la coulée. Les réseaux peuvent présenter des géométries complexes. Ils peuvent être polyphasés, lorsque les mêmes tunnels canalisent le flux de lave de plusieurs éruptions successives. Parfois des tunnels latéraux peuvent se former voire subir des rétrodrainages dans le tube principal (fig. 5B). Plus la lave se trouve éloignée de son point d’émission, plus sa viscosité augmente par refroidissement et perte des éléments volatils. Si le flux de masse diminue, elle finit par se solidifier et obturer le tunnel. Les tunnels seront plus tard visitables, quand la lave aura refroidi (fig. 6H, 5), si tant est qu’un accès à l’air libre ait été créé soit à l’occasion d’un effondrement du toit du tunnel (« skyline », lucarne, fig. 5G) ou encore lors de travaux de terrassement. C’est ainsi que se forment et se découvrent les tunnels de lave, véritables fantômes des rivières souterraines de lave, où le plein a créé le vide.

Fig. 5 – Signatures volcanogéomorphologiques souterraines (spéléothèmes).
Fig. 5 – Underground volcanogeomorphological signatures (speleothems). 

Fig. 5 – Signatures volcanogéomorphologiques souterraines (spéléothèmes).  Fig. 5 – Underground volcanogeomorphological signatures (speleothems). 

A. Spéléothèmes spectaculaires, de plus de 1,3 m de long, du tunnel de lave de Jörundur (Islande). B. Figures de rétrodrainage multicolore d’une poche de magma évolué dans le tube de Ferlir Islande. C. Dépôts de gypse et développements d’extrêmophiles sur une stalagmite de lave du tunnel d’Arnahellir (Islande). D. Tunnel de lave de Búri. E. Tunnel de lave de Búri, vu du haut de la fosse terminale de 17 m. F. Fosse terminale (17 m) du tunnel de lave de Búri (Islande) vue du bas. G. Lucarnes sous les congères, tunnel de lave de Raufarhólshellir (Islande). Toutes les photos sont © Michel Detay sauf si autrement mentionné.
A. Spectacular speleothem, more than 1.3 m high, Jörundur lava tunnel (Iceland). B. Multicolored back-drainage figures of a lava pocket in the Ferlir lava tube (Iceland). C. Gypsum deposits and extremophile developments on a lava stalagmite of the Arnahellir Tunnel (Iceland). D. Búri lava tube. E. Búri lava tube, view from the top of the pit crater (17 m). F. Pit crater (17 m) of the Búri lava tube (Iceland) view from the bottom. G. Skylight over the snowdrift, Raufarhólshellir lava tube (Iceland). All photos are © Michel Detay unless otherwise mentioned.

Fig. 6 – Signatures volcanogéomorphologiques.
Fig. 6 – Volcanogeomorphological signature.

Fig. 6 – Signatures volcanogéomorphologiques.   Fig. 6 – Volcanogeomorphological signature.

A-C : Trois photos montrant le déversement d’un tube de lave dans l’océan après l’effondrement d’un delta de lave qui a sectionné le tube de lave (lava hose). Volcan Kilauea (coulée 61g à Kamokuna – 31 décembre 2016, Hawaii). D. Pseudo-cratère Mývatn Islande à Skútustaðir (photo prise par un drone). E. Hornito Erta Ale (Ethiopie). F. Spatter cone du Krafla, eruption de 1984 (Islande). G. Plateau d’inflation, Mývatn (Islande). H. Tunnel de lave de Vi∂elmir dans l'Hallmundarhraun. © Thröstur Jónsson. I. Sinuous rilles sur Pavonis Mons (0,6° Sud et 246.4° Est), la Montagne du Paon, l’un des trois grands volcans boucliers situés sur l'équateur de Mars © ESA. Le rectangle noir fait 10 km.
A-C. Three photos showing the discharge of a lava tube into the ocean after the collapse of a lava delta that cut the lava tube creating the lava hose (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). D. Drone photography showing the pseudo-crater of Mývatn (volcanic rootless cone), Skútustaðir, Iceland. E. Hornito, Erta Ale volcano, (Ethiopia). F. Krafla’s spatter cone, 1984’s eruption (Iceland). G. Inflation plateau (Mývatn, Iceland). H. Vi∂elmir’s lava tube (Hallmundarhraun, Iceland). © Thröstur Jónsson. I. ESA’s Mars Express spacecraft obtained these images using the HRSC during orbit 902 with a ground resolution of approximately 14.3 metres per pixel. The images were acquired in the region of Pavonis Mons. © ESA. The black rectangle is 10 km wide.

3.1. Localisation et fréquence d’occurrences

20De tout temps les hommes ont connu l’existence de grottes au sein des formations volcaniques. Cependant, l’exploration et l’étude de ces dernières sont très récentes. La « vulcanospéléologie », branche à l’intersection des sciences de la Terre et de la spéléologie, dédiée à l’exploration et l’étude des cavités volcaniques, ne s’est constituée, en tant que discipline, qu’en 1993. Elle est longtemps restée essentiellement descriptive et a produit de nombreux rapports techniques très utiles (International Symposium on Vulcanospeleology, Collectif 1972-2016).

21Des analyses systématiques, réalisées au Kīlauea (Hawaï), ont mis en évidence que 58 % des coulées pāhoehoe disposaient de TTL (Holcomb, 1987). Une analyse similaire sur les flancs de l’Etna (Sicile) a permis de dénombrer que des TTL étaient impliqués dans 18 % des coulées ‘a‘ā exposées en surface (Calvari et Pinkerton, 1998, 1999). Les îles volcaniques à l’aplomb d’un point chaud, comme Hawaï ou l’Islande, qui se trouve à l’intersection d’un point chaud et de la ride médio-atlantique, hébergent de nombreux tunnels de lave. Parmi les 1 500 volcans actifs pendant l’Holocène (ces 10 000 dernières années), environ 50 % d’entre eux sont susceptibles d’héberger des tunnels de lave. Ainsi, contrairement à une idée reçue, les TTL ne sont pas des objets rares (Detay et Hróarsson, 2011a-c ; Detay et al., 2017). Cependant, peu de tunnels de lave ont été décrits dans des LIP (Waichel et al., 2013) alors que des TTL étaient nécessairement présents comme en attestent, par exemple, les coulées en Islande. Ceci s’explique soit par des données topographiques (pente ne permettant pas le drainage du tube de lave) soit par les propriétés physiques de la mécanique des roches (les LIP sont très épais et les tunnels peuvent s’effondrer et disparaître sous la pression lithostatique). Notons qu’en Islande on ne rencontre pas de tunnel de lave à des profondeurs supérieures à 50 m. Il existe vraisemblablement un seuil de pression lithostatique au-delà duquel tout tunnel de lave s’effondre sur lui-même.

22Les tunnels de lave les plus connus se trouvent dans les pays suivants : États-Unis, notamment à Hawaï, Australie, Espagne (îles Canaries), France (île de La Réunion), Corée du Sud, Italie, Jordanie, Chili, Chine, Équateur, Éthiopie, Argentine, Kenya, Mexique, Portugal, Rwanda, Ouganda, Zaïre, îles Samoa, Comores, Arabie Saoudite, Bulgarie et Islande. Parmi les objets les plus spectaculaires, Hawaï héberge le plus long tunnel monotube connu : le tunnel de Kazumura (tab. 3), qui a été exploré sur 65,5 km de long et 1 102 m de dénivelé (Bunnell, 2008 ; Allred et Allred, 1997 ; Halliday, 2002). Le système de tunnels de laves d’Undara en Australie a été exploré sur 160 km de longueur (Atkinson et Atkinson, 1995). En Islande, les tunnels de lave de Surtshellir-Stefánshellir (« la grotte du Feu géant », 3 500 m de long), Íshellir (500 m de long) et Víðgelmir (fig. 6H) sont les plus connus. Ce dernier est l’un des trente plus grands tunnels de lave connus, avec un volume de 148 000 m³ pour une longueur de 1 585 m et un diamètre pouvant atteindre 27 m (Hróarsson, 2006, 2008).

Tab. 3 – Les plus longs tunnels de lave monotubes connus.
Tab. 3 – The longest known monotube lava tunnels.

Tab. 3 – Les plus longs tunnels de lave monotubes connus.   Tab. 3 – The longest known monotube lava tunnels.

D’après Gulden (2018), modifié.
From Gulden (2018), modified.

23Sur Terre, les tunnels de lave se forment préférentiellement dans des environnements de points chauds et de provinces tholéiitiques caractérisés par des laves fluides (pauvres en silice). Des tunnels de lave ont également été identifiés sur d’autres planètes et satellites du système solaire : la Lune, Io, Mars, Vénus, Mercure. Ils ont pu drainer de l’eau ou accumuler de la glace et revêtent de ce point de vue un intérêt particulier pour y installer des bases et pour l’alimentation en eau (Coombs et Hawke, 1992).

3.2. Individualisation d’un tunnel de lave dans une coulée à surface libre

24Les tunnels de lave sont caractérisés par l’existence d’un toit solidifié sous lequel s’écoule de la lave en fusion. Dans un tunnel actif, la croûte constitutive du futur toit peut commencer à se former au niveau de la bouche éruptive si le flux de masse est faible. À l’opposé, si le flux de masse est important, le toit peut s’individualiser au milieu de la coulée, voire en pied de coulée, puis progresser vers l’amont. Généralement il se constitue à partir de blocs ou de plaques refroidies (radeaux – slabs) qui vont s’agglutiner à l’occasion d’un rétrécissement ou d’un blocage dans la coulée (Greeley, 1987 ; Peterson et al., 1994 ; Cashman et al., 2006). Sur des pentes abruptes, on a souvent observé, dans un tunnel actif, une partie supérieure vide de lave, ce qui le rend sensible à l’effondrement et constitue un profil de risque spécifique. Les effondrements de toit sont fréquents. Ils sont, par ailleurs, utiles aux volcanologues en donnant accès au tunnel et permettent ainsi diverses mesures (température, flux de masse, vésicularité, vitesse, échantillonnage) voire, sous certaines conditions, la mesure de l’épaisseur de la coulée (Cashman et al., 1994 ; Kauahikaua et al., 1998).

25Des TTL peuvent également opérer dans une coulée pāhoehoe en cours de gonflement, alors qu’une enveloppe se forme en périphérie par refroidissement. Le refroidissement de la périphérie vers le centre du tunnel aura pour conséquence de concentrer le flux de lave en fusion au centre du tunnel (Hon et al., 1994) (fig. 7). La faible pente (< 3,5 %) qui sous-tend le gonflement de la coulée va également interdire tout phénomène de drainage du tube de lave. Ces tubes ont ainsi tendance à rester pleins (Kauahikaua et al., 1998, 2003). Si le flux est maintenu constant dans le tube, sa potentielle mise en pression va permettre l’émergence de figures géomorphologiques spécifiques comme des tumulus allongés ou bosselés (hummocky tumuli), expression superficielle rendant compte du flux de masse et de la stabilité de l’alimentation magmatique. Des tumulus allongés signent la stabilité de l’alimentation, alors que des tumulus bosselés signent des variations dans l’alimentation magmatique et/ou des défauts d’alimentation au sein du tube liés à l’état du réseau (effondrements, rétrécissements, barrages par des blocs, notamment). Des figures de compression, voire des écoulements intempestifs en surface, présents dans certains tumulus étirés, signent une surpression au sein du tunnel de lave (Kauahikaua et al., 2003 ; Hoblitt et al., 2012). A contrario, des écoulements intempestifs dans les tumulus bosselés sont généralement interprétés comme des figures de dégazage caractérisées par des laves bleues et lisses (Hon et al., 1994 ; Oze et Winter, 2005).

26La Figure 7 schématise l’alimentation d’une coulée de lave disposant d’un tunnel de lave. Les zones grisées représentent la lave solidifiée, les zones rouges et jaunes, la lave fluide. Les différentes coupes perpendiculaires à la coulée font apparaître (a) le tube principal ; (b) les tubes secondaires (tributaires) proches du tube principal ; (c) le front de la coulée constituée de nombreux diverticules, les « pāhoehoe toes ».

Fig. 7 – Coupe schématique d’une coulée de lave pāhoehoe.
Fig. 7 – Cutaway views of a tube-fed pāhoehoe flow.

Fig. 7 – Coupe schématique d’une coulée de lave pāhoehoe.   Fig. 7 – Cutaway views of a tube-fed pāhoehoe flow.

D’après Rowland et Walker (1990), Detay (2017a), modifié.
From Rowland et Walker (1990), Detay (2017a), modified.

27D’une manière générale, les tunnels de lave se forment à partir d’une coulée dont la surface se solidifie. Plusieurs mécanismes peuvent se succéder :

(i) l’individualisation d’un toit (channel-roofing) (fig. 1G), qui peut intervenir de plusieurs manières, généralement associée à la vitesse d’écoulement et la rhéologie de la lave (dégazage, refroidissement, cristallinité, notamment). Quand la vitesse d’écoulement est faible (de 1 à 3 m.s¹ ou moins), la croûte de refroidissement peut s’étendre rapidement des bords de la coulée vers le centre, jusqu’à se rejoindre au centre, s’épaissir et former un toit. Si le flux de masse est plus important, des radeaux peuvent s’agglutiner et obstruer partiellement le flot en surface, se refroidir, et constituer les prémices d’un toit qui va rapidement se consolider. On estime que 50 % des toits se forment de cette manière (Greeley, 1987). Pour des flux plus importants (< 2 à 5 m.s¹), on assiste à l’individualisation de levées dont la coalescence amène à la formation d’un toit. Ce phénomène est fréquent sur les fortes pentes. D’une manière générale, l’épaisseur de la croûte dépend de la position de l’isotherme ~1 070 °C (Hon et al., 1994 ; James et al., 2004). Son refroidissement par conduction est rapide. L’épaisseur de la croûte est bornée par les deux isothermes 1 070 °C et 800 °C, qui l’encadrent du comportement cassant au solidus, et lui confèrent un comportement ductile.

(ii) le développement de tubes dans les pieds de lave (lava toes). Certains tunnels de lave se forment sans l’intervention d’une coulée, mais plutôt par l’individualisation de doigts (on parle aussi de pied), de lobes, de coulées qui peuvent mesurer plusieurs mètres de long de part et d’autre de l’axe de la coulée ou en son front. Ce mécanisme de formation est invoqué pour rendre compte de petits réseaux de tunnels très anastomosés. Selon la vitesse du flux, ces tunnels ne drainent pas nécessairement la lave et peuvent rester partiellement pleins, formant alors des tubes de lave.

28La présence, ou l’absence, d’un ou plusieurs tunnels de lave va jouer un rôle déterminant dans la forme, l’extension et le développement de la coulée. Ils peuvent s’individualiser à partir du cratère, le long de fissures éruptives (le long d’un rift, par exemple : rift-tube), ou encore à partir d’un lac de lave éphémère, qu’il soit superficiel (lava pond) ou souterrain (chambre magmatique superficielle). Ils peuvent servir de structure d’alimentation comme de drainage en fonction des oscillations du niveau d’un lac de lave. Ils peuvent également servir de vecteur de transport à plusieurs éruptions et être ainsi réactivés. Sur les îles-volcans comme Hawaï, les tunnels de lave jouent également un rôle important dans la mise en place et la dynamique de formation et d’effondrement des deltas de lave (Hon et al., 2003 ; Detay, 2017b ; Detay et Thomas, 2018).

3.3. Concept de tunnel de lave (TTL) élargi à la dynamique des fluides pāhoehoe en charge

29Le concept de TTL s’inscrit aujourd’hui dans le cadre élargi de la dynamique des fluides géologiques et notamment dans la cinématique de mise en place des pāhoehoe en charge (gonflement).

30En effet, la mécanique des fluides nous donne accès à la notion de « tube de courant », qui permet de conceptualiser une géométrie particulière, un domaine à l’intérieur de l’écoulement, délimité par des lignes de courant s’appuyant sur un contour fermé délimitant une surface tubulaire (courbe de l’espace constituée par les lignes de courant) qui englobe un volume en mouvement. Par définition, le fluide ne traverse pas la paroi d’un tube de courant ; le débit de fluide traversant une section droite d’un tube de courant est donc constant. Un tube de courant (fig. 8) est un tube conceptuel dont les parois latérales (Slat) sont en tout point tangentes au vecteur vitesse et comportant une section d’entrée (Se) et une section de sortie (Ss), toutes deux droites. Le tube de courant est une notion très importante car elle permet de représenter, au sein d’un réseau de fluides, n’importe quel système ayant une entrée et une sortie. Dans ces conditions l’intégrale de surface se limite aux sections d’entrée et de sortie, car v.n est nul partout sur la surface latérale. La vitesse normale à la frontière est nulle et il n’y a pas de flux traversant les parois latérales du tube. Les particules y sont confinées, même si la forme des tubes de courant est susceptible d’évoluer au cours du temps.

Fig. 8 – Tube de courant.
Fig. 8 – Steamtube.

Fig. 8 – Tube de courant.   Fig. 8 – Steamtube.

Slat. Parois latérale du tube ; Se. Section d’entrée ; Ss. Section de sortie ; v. Vecteur vitesse ; ns. Composante normale de vitesse (nulle).
Slat. Side walls of the tube; Se. Entrance section; Ss. Exit section; v. Velocity vector; ns. Normal component of speed (zero).

31Dans le cas d’une coulée superficielle à surface libre, nous avons vu comment un tube de lave peut s’individualiser et évoluer en tunnel après qu’il a été partiellement ou totalement drainé. Dans une coulée pāhoehoe en charge, la cinématique s’exprime par l’intermédiaire d’un système de TTL, qu’il soit physiquement présent ou encore sous la forme de tubes de courant. Le tube de courant est immatériel. Il devient une entité physique, et prend le nom de tube de lave, quand une couche limite thermique s’individualise et finit par constituer des parois qui le confinent. Le tunnel de lave en constitue la forme ultime lorsque le tube de lave a été drainé et qu’il devient un espace visitable.

32Quelle que soit son expression physique, le système de TTL participe à un transfert de pression (gradient de pression) et à la mise en mouvement (cinématique) de la masse ductile de la coulée pāhoehoe. Il joue ainsi un rôle d’isolant, d’agent de transport, et permet le gonflement (la mise en charge) de l’objet géologique. Dans les coulées refroidies, les deux premiers états ne sont pas reconnus en tant que tels, car ils restent généralement pleins et ne peuvent pas être identifiés comme une structure à part entière, mais comme faisant partie de la masse de la coulée dans l’objet refroidi. La conceptualisation de ce mécanisme original de mise en place est récente ainsi que l’identification de sa signature dans des coulées anciennes.

33Dans une mise en place par gonflement, il s’agit principalement du couple tube de courant – tube de lave qui participe au gonflement de l’objet géologique et à la mise en place des signatures volcano-géomorphologiques associées (tumulus, rides de pression, bouche éruptive, fontaines de lave, anneaux éclatés, etc.). Ils peuvent occasionnellement être drainés et ils vont alors apparaître comme des effondrements, des cavernes volcaniques aux décorations semblables à celles des tunnels de lave. C’est la pression puis le flux de masse qui sont à l’origine de ces mouvements au sein du cœur de la coulée par l’intermédiaire des TTL. L’apparition de structures morphologiques en surface ou le drainage des cavités sont le reflet d’une variation de pression.

34Lors d’une éruption volcanique effusive, le flux de masse évolue au cours du temps, et tous ces mécanismes unitaires peuvent intervenir de manière phasée ou concomitante, constituant, in fine, le mécanisme structurant de la mise en place des laves pāhoehoe par gonflement. Le rôle joué par les TTL dans cette dynamique doit être considéré comme structurant. Il s’agit, selon toute vraisemblance, d’un processus générique généralisable aux continental flood basalte (CFB, Self et al., 1998 ; Duraiswami et al., 2014).

3.4. Fonctions essentielles des tunnels de lave

35En volcanologie physique, les TTL ont trois fonctions essentielles en plus de permettre la mise en charge (gonflement) de la coulée : la minimisation de la déperdition de chaleur (agent isolant), le transport de la lave en fusion loin de son point d’émission, et une fonction d’érosion.

3.4.1. Agent isolant

36Les TTL ont un rôle déterminant dans le bilan thermique en isolant la lave qu’ils transportent du reste de la coulée en cours de refroidissement. Helz et al. (2003) ont montré que les coulées terrestres les plus longues disposent d’un tunnel de lave (Cashman et al., 1998 ; Self et al., 1998), de même, selon toute vraisemblance, que la plupart des coulées extraterrestres (Keszthelyi, 1995).

37Les échantillons prélevés sur le trajet d’un tunnel de lave actif confirment la très faible déperdition thermique de la lave, et donc l’isolation du réseau, qui permet de transporter de la lave sur de grandes distances avec une déperdition énergétique minimum.

38La déperdition de chaleur dans un tunnel de lave est faible. Elle a longtemps été de l’ordre de Δ= ~ 1 °C.km¹, d’après les travaux de Hon et al (1994). Des mesures réalisées dans des tunnels de lave du Puʻu ʻŌʻōKīlauea (éruption du Kūpaianaha) donnent des déperditions ΔT mesurées in situ allant de 0,4 à 1,2 °C.km¹. Des mesures basées sur la géothermométrie des verres mettent en évidence un refroidissement de Δ= 0,6 °C.km¹ le long de deux systèmes de tunnel de lave du Kīlauea (Helz et al., 2003), ce qui donne des vitesses de refroidissement de 6.10‑4 à 18.10‑4 °C.s¹ pour une coulée se propageant de 1 à 3 m.s¹  (Cashman et al., 1994 ; Mangan et al., 1995 ; Thornber, 2001). Ces valeurs confirment les ordres de grandeur qui avaient déjà été appréhendés au Kīlauea (Clague et al., 1995, 1999) et au Mauna Loa (Riker et al., 2009). Ces dernières études suggèrent, par ailleurs, que l’efficacité thermique puisse augmenter avec la longueur du tunnel de lave. Cette hypothèse aurait des répercussions importantes dans le cas des grands épanchements basaltiques caractéristiques des provinces magmatiques (Ho et Cashman, 1997). Harris et Rowland (2009) proposent, à l’instar des coulées de lave, de considérer qu’un tunnel de lave est « mature » quand son efficacité thermique (rendement énergétique) est de ~ 0,001 °C.s¹ et immature s’il est de 0,01 °C.s¹. En d’autres termes, ces valeurs rendent compte d’un refroidissement majoritairement radiatif (tube mature) et non d’une signature thermique provenant de l’enthalpie de changement d’état (anciennement appelée chaleur latente) lors de la cristallisation intense de la lave (tube immature).

39La conduction (dans un tube plein), la convection (dans un tube ouvert), et la pluie ont une influence potentielle sur le bilan thermique, alors que le refroidissement radiatif peut être considéré comme négligeable. Cependant, des mesures de thermographie dans l’infrarouge (FLIR) sur des skylights ouverts dans le champ de lave du Kīlauea laissent entendre que les pertes radiatives et la convection forcée liées à la présence d’ouvertures contribuent de manière non négligeable au bilan thermique d’un tunnel de lave (Witter et Harris, 2007 ; Melnik, 2017). L’efficacité de l’isolation thermique d’un tunnel de lave étant directement liée au caractère isolant de ses parois, il est évident que les effondrements de toit influencent le bilan thermique. Plus les skylights seront nombreux, plus le refroidissement sera important, a fortiori en cas de précipitation (Keszthelyi et al., 2003), d’autant que l’eau a une chaleur latente de vaporisation élevée. C’est pourquoi les valeurs de Hon et al., (1994) ont été revues à la baisse, car elles prenaient en compte les précipitations d’Hawaï (~ 7 m.an¹), qui sont considérables. La double minimisation de la déperdition de chaleur et de l’exsolution des composés volatils est essentielle au maintien d’une faible viscosité (Sparks et Pinkerton, 1978) de la lave et donc à sa capacité à former de longues coulées. En l’absence de tube de lave, les écoulements pāhoehoe se refroidiraient rapidement, stagneraient et formeraient des lobes se chevauchant plutôt que les lobes séquentiels caractéristiques de la dynamique de mise en place par tube.

3.4.2. Agent de transport

40Les tunnels de lave peuvent véhiculer la lave sur des distances importantes. Lors de l’éruption du Mauna Ulu (1969-1974, Hawaï) par exemple, la lave, en empruntant un réseau de tunnels de lave, est sortie à 11 km de son lieu d’émission pour entrer dans l’océan à cinq occasions. Sur des îles-volcans comme Hawaï, ces coulées participent à la mise en place de deltas de lave, formes construites lorsque des coulées de lave atteignent l’océan (Hon et al, 1993 ; Mattox et Mangan, 1997 ; Marie, 2006 ; Detay, 2017b ; Detay et Thomas, 2018 ; fig. 6A-C). Un tunnel de Mauna Loa (Hawaï) lors de l’éruption de 1859 a conduit la lave sur 50 km. Le système de tunnel de lave du Cueva del Viento – Sobrado à Teide (île de Tenerife aux Canaries) fait plus de 18 km de long. Le système de tunnel de Kiama en Australie comporte une vingtaine de tunnels de lave anastomosés, le plus grand faisant 22 m de diamètre.

41Toutes les coulées intermédiaires (de 50 à 100 km) et grandes (> 100 km) disposent de tunnels de lave. Des simulations mathématiques et des modèles de transport de lave dans un tunnel subaérien (Sakimoto et al., 1997 ; Sakimoto et Zuber, 1998) ainsi que des mesures de terrain (Mattox et al., 1993) révèlent que ce mode de transport est le moyen le plus efficace pour générer de longues coulées de lave.

42Les coulées de lave de grande extension hébergent généralement des tunnels de lave de grande dimension. Ce sujet a été longuement débattu par les volcanologues, mais aussi par les planétologues avec la découverte de structures morphologiques de grande taille sur d’autres planètes (> 1 000 km de longueur sur la Lune et Mars). La présence d’un tunnel de lave, qui isole la lave de l’extérieur et qui minimise ainsi les déperditions énergétiques, lui permet d’aller plus vite et plus loin. Ceci est vrai sur d’autres planètes comme dans le fond des océans.

43La vitesse de la lave dans un tunnel peut être déterminée par VLF-EMi (very low frequency electromagnetic induction). On obtient des sections de tunnel où la DRE (dense rock equivalent) peut être déterminée (Zablocki, 1978 ; Jackson et al., 1985). Dans la majorité des cas, ces mesures se corrèlent bien avec celles identifiées par mesure de SO2 (Sutton et al., 2003).

3.4.3. Agent d’érosion

44L’érosion induite provoquée par la présence d’un tunnel de lave, proposée par Carr (1974), a représenté un sujet de recherche longtemps débattu, à l’instar des komatiites, dont la température très élevée (de 1 250 à 1 600 °C) leur a permis, en creusant des chenaux de plusieurs dizaines de mètres de profondeur, d’assimiler une grande partie du substratum. Des signatures morphologiques de creusement tant latéral que vertical ont été observées notamment en Islande, à Hawaï et en Californie. La lave véhiculée dans un tunnel de lave intervient donc en tant qu’agent d’érosion. Cette érosion a potentiellement une double composante, à la fois mécanique et thermique.

45L’érosion thermique, par fusion ou fusion partielle, étant difficile à observer sur le terrain, une approche analogique a été élaborée en laboratoire. Des échantillons de lave ont été chauffés à 1 000 °C, 1 150 °C, 1 200 °C, 1 250 °C et 1 300 °C (Greeley, 1987). Après une heure, seuls les échantillons chauffés au-dessus de 1 200 °C ont montré des signes de fusion. Dans la mesure où les températures atteintes dans les tunnels de lave actifs sont du même ordre de grandeur, il est fort probable qu’une remobilisation partielle ait lieu, et donc une érosion induite, dans les tunnels actifs. Des simulations mathématiques (Peterson et Swanson, 1974) et des modèles théoriques ont confirmé ces hypothèses. Enfin, des observations de terrain et des mesures de température de gaz in situ, émanant de fissures et de fractures au toit d’un tunnel de lave, ont montré des températures supérieures au point de fusion des basaltes. Il est donc cohérent de penser que la circulation de laves dans un tube de lave permet une certaine érosion de l’encaissant, même si les figures géomorphologiques résultantes sont difficiles à identifier sur le terrain.

46Des mesures in situ ont permis de mettre en évidence dans des tunnels disposant de chambre (non pleines) que le niveau baissait au cours du temps alors que le flux restait constant. Ceci suggère l’existence d’une érosion, d’une remobilisation, du pied du tunnel. Kauahikaua et al. (1998) ont pu mesurer une vitesse d’érosion de 10 cm.j¹ sur une période de plusieurs mois.

4. Signature géomorphologique des tunnels de lave

47Les éléments morphologiques superficiels liés à la présence d’un tunnel de lave ne sont pas univoques. Ce sont, pour la plupart, des objets volcaniques connus, mais dont le lien de cause à effet n’avait pas toujours été réalisé. Par contre, les éléments morphologiques souterrains présentent des caractéristiques uniques, typiques des tunnels de lave. Certaines figures peuvent cependant également se retrouver sur les bords de lacs de lave dont le niveau a oscillé ou dans certains tumulus qui se seraient vidés, voire dans des dykes et des fractures, notamment.

4.1. Signature superficielle – volcanogéomorphologie

48Les expressions géomorphologiques visible en surface liées à la présence de tunnels de lave (effondrements, lucarne, hornitos, tumulus, pseudo-cratères) (fig. 6D) ont été identifiés de longue date sans nécessairement qu’une relation de cause à effet soit faite entre la dynamique de formation et l’existence de ces marqueurs topographiques. Aujourd’hui, de nombreuses signatures géomorphologiques ont été identifiées, et leur mécanisme de mise en place a été notamment précisé par l’utilisation de la photographie accélérée (time lapse) sur le terrain, complétée par de l’analyse satellitaire. Elles renseignent sur la dynamique de mise en place et la nature du sous-sol tant à la surface de la Terre qu’au fond des océans.

49La principale signature topographique qui sous-tend l’existence d’un tunnel de lave est la lucarne ou puits de lumière (skylight). Cela correspond à l’effondrement local du toit du tunnel. Il peut avoir lieu dans un tunnel actif, transportant de la lave, par surpression locale ou explosion au sein du tunnel, ou encore dans un tunnel ancien dont une partie du toit s’effondre. Cet effondrement est généralement très localisé, mais il peut être repéré à l’aide d’images aériennes et surligner le tracé du tunnel. Les lucarnes constituent une signature topographique remarquable.

50Les tunnels de lave actifs évoluent dans le temps, tant sur le plan géométrique que géomorphologique. Les effondrements de toits sont fréquents. Ils peuvent localement se transformer en émissaires et être à l’origine de coulées, voire de fontaines de lave, selon l’état rhéologique et les conditions physico-chimiques de la lave qu’ils véhiculent. Les toits de tunnel sont soumis à des variations de pression qui génèrent des figures morphologiques caractéristiques comme les hornitos, les pseudo-cratères, les anneaux éclatés (Kauahikaua et al., 2003). Ces signatures géomorphologiques ne sont pas rares et se rencontrent dans de nombreux champs de lave et provinces magmatiques présentant une faible pente < 1,75 % (Hon et al., 1994 ; Zimbelman et al., 2011 ; Graff et Zimbelman, 2012). Les laves pāhoehoe forment des lobes minces qui coalescent et gonflent progressivement à plusieurs fois, multipliant par deux ou plus leur épaisseur initiale, en raison d’une injection régulière de magma sous des couches de lave refroidie et viscoélastique suffisamment résistantes pour contenir le flux. Ces coulées de lave gonflées présentent des signatures morphologiques caractéristiques, parfois décrites sous différents noms dans la littérature : « collapsed tumuli » (Guest et al., 1984), « unusual craters » (Summerour, 1990), « craters with raised rims » (Greeley et Hyde, 1972), mais aussi lacs de lave éphémères ou « lava ponds » (Atkinson et Atkinson, 1995), voire des pseudo-cratères (Hamilton et al., 2009), lava-rise (inflation) pits (Garry et Bleacher, 2011), lava-rise, inflation plateaus (Keszthelyi et al., 2003, 2006).

51En toute hypothèse, ces figures géomorphologiques signent différents mécanismes de mise en place (dynamique des fluides) ainsi que l’état rhéologique des laves lors de leur refroidissement. Toutes ces signatures s’interprètent aujourd’hui dans un seul et même mécanisme de mise en place des pāhoehoe par gonflement.

52Les autres figures morphologiques sont les suivantes :

(i) des hornitos (fig. 6E) surlignent en général le tracé d’un tunnel de lave. Leur présence signe une phase où le tube était entièrement rempli et où la lave et les gaz ont forcé un passage vers l’extérieur.

(ii) des pseudo-cratères peuvent se former si des petits lacs de lave s’individualisent au cœur du tunnel et se vidangent de manière cyclique, une durée allant de quelques jours à quelques semaines, ou bien en dehors du tube en formant une accumulation de coulées pāhoehoe assimilable à un cratère (sans cheminée d’alimentation – ou, plus exactement, avec la pseudo-cheminée issue du tube). Ils ont généralement une hauteur allant de 1 à 35 m et avec un diamètre de base allant de 2 à 450 m (Fagents et Thordarson, 2007).

(iii) les « anneaux éclatés » (shatter rings) et des cônes de scories soudées (cônes d’éclaboussure ou spatter cones (fig. 6F) sont des structures, circulaires ou elliptiques, de lave pāhoehoe brisée ou collée, d’une dizaine de mètres de diamètre, qui se forment au-dessus d’un tunnel actif. Ils constituent de petits cônes volcaniques (typiquement de 1 à 10 m de hauteur) formés par la chute de scories formant des édifices à pentes très raides, voire verticales. La présence de cette structure signe des variations fréquentes dans le flux de masse (Orr, 2011). En effet, la loi de conservation de la masse impose qu’une baisse de vitesse dans le tube s’accompagne d’une augmentation de l’épaisseur de la lave dans le tunnel ; ils sont donc nécessairement sujets à des variations importantes de pression. Ces surpressions entraînent des ruptures fréquentes du toit du tube. Plus d’une centaine d’anneaux éclatés ont été identifiés sur les volcans d’Hawaï, et des douzaines de champs de lave basaltiques ont été signalés en Islande, en Australie, en Italie, aux Samoa et dans la partie continentale des États-Unis.

(iv) le terme tumulus, proposé par Daly (1914) et précisé par Cotton (1969), désigne des figures morphologiques en forme de bombements, faisant penser à des tombes. Figures omniprésentes des champs de lave pāhoehoe, les tumulus font typiquement de 1 à 10 m de haut et sont rarement vides. Lorsque c’est néanmoins le cas, ils présentent des décorations (spéléothèmes) semblables à ce que l’on rencontre dans les tunnels de lave. Ils sont asymétriques et profondément entaillés en surface par des fractures radiales largement ouvertes en étoiles. Leurs pentes présentent généralement des valeurs entre 36,4 % à 83,9 %. Ils se forment par inclinaison verticale de plaques de lave refroidie, sans qu’il y ait raccourcissement de cette dernière, expression du processus sous-jacent de gonflement de la lave. Il existe, dans la littérature, une grande confusion entre tumulus et ride de pression. Walker (1991) propose un critère de distinction simple : le tumulus est la manifestation d’une remontée de magma (sans raccourcissement) alors que la crête de pression est l’expression de contraintes de pression (à l’instar des crêtes de pression dans la glace) provoquant un rétrécissement, une compression.

(v) les rides ou crêtes – de pression (pressure ridges) proposées par Wentworth et Macdonald (1953) correspondent à des bombements allongés, très souvent parcourus au sommet par une fracture longitudinale. Ces rides proviennent de la déformation, par plissement, d’une croûte de lave déjà solide d’épaisseur métrique (ou pluri-métrique) sous l’action de mouvements sous-jacents de la lave encore fluide (Theilig, 1986). Il se forme ainsi des « rides anticlinales ». Le sommet de ces rides est soumis à une extension dite d’extrados, due à l’acquisition d’une courbure convexe.

(vi) des plaques inclinées (tilted slabs) ou pivotées (rotated crust) sont fréquentes. Elles correspondent à de la lave refroidie qui flotte sur de la lave en fusion. Quand le flux de masse est important, ces plaques (ces radeaux) peuvent s’entrechoquer et se retrouver figées avec toutes sortes d’inclinaisons.

(vii) des écoulements de compression (squeeze-ups) se rencontrent lorsque de la lave encore fluide (mush) est extrudée pour produire des figures caractéristiques en lame. Ces figures sont généralement considérées comme des formes exogènes de tumulus.

(viii) les pāhoehoe peuvent présenter des surfaces très irrégulières (hummocky pāhoehoe). Ces surfaces chaotiques sont le reflet de l’enchevêtrement de blocs de lave refroidis en surface qui s’entrechoquent lors de la mise en place de la coulée. Ce sont des figures caractéristiques de surfaces à faible pente (de 1,75 % à 3,5 %).

(ix) les plateaux gonflés (inflation plateaus et lava rise) (fig. 6G), ont une longueur pouvant atteindre 1,5 km et une hauteur de 1 à 21 m (Chitwood, 1994). Ces objets géomorphologiques se rencontrent aussi fréquemment que les tumulus dans les champs de lava pāhoehoe. Notons que des dépressions délimitées par des pentes raides sont souvent observées à l’intérieur des plateaux gonflés. Elles correspondent à des régions qui n’ont pas fait l’objet de gonflements en raison de hauteur topographique préexistante ou d’obstacles faisant en sorte qu’ils n’étaient pas couverts par la coulée de lave initiale ou encore qui n’étaient pas suffisamment couverts pour gonfler. Il ne s’agit donc pas, comme cela a été très souvent décrit, d’une subsidence « subsidence-pit », mais d’une absence de gonflement responsable d’une inversion de topographie (residual depression) (Holcomb, 1987). Walker (1991) proposera de les nommer « lava-rise pits ». Cependant, des effondrements locaux peuvent se produire en cas de drainage de la zone ductile sous-jacente pour des raisons hydrodynamiques. Seule une étude de terrain permet de préciser les mécanismes mis en cause et la nature de ces objets géologiques.

53Ces mêmes structures peuvent avoir été mises en place en environnement subaquatique (océan profond, lac, rivières). Elles présentent une géométrie remarquablement similaire, mais les plateaux d’inflation et les crêtes de pression ont une hauteur moins importante (d’un facteur 2 à 3) et une longueur 10 à 15 fois plus courte (Deschamps et al., 2014). Le refroidissement rapide (trempe) de la croûte entraîne son épaississement de l’ordre de 25 %. Cette carapace, plus épaisse, dispose d’une limite d’élasticité plus élevée que ses équivalents terrestres et contraint davantage la coulée en contrebalançant la pression hydrostatique interne. Cette dynamique « aquatique » limite la formation de nouveaux lobes et favorise le gonflement. La flottabilité du magma favorise également un gonflement de l’ordre de 60 % (Deschamps et al., 2014).

54Des figures morphologiques, plus classiques, comme les laves cordées (fig. 1E) et les laves en spirales (fig. 1F) accompagnent les coulées pāhoehoe. Certaines de ces figures morphologiques n’ont pas été décrites en français et ne se retrouvent que dans la littérature anglophone. Un glossaire morphologique planétaire (Henrik et Kereszturi, 2015) regroupe les références de la plupart de ces objets morphologiques.

55Certaines signatures morphologiques particulières attestent de la mise en pression du système de TTL comme :

(i) les cavernes de soulèvement (liftup caves), qui peuvent apparaître durant la phase de gonflage, du côté concave de l’avancement de la coulée. Les dalles, les blocs, voire des colonnes de croûte qui constituent la zone frontière inclinée des plateaux de pression, se compriment pour former un bloc incurvé plus ou moins rigide qui s’élève comme un ensemble cohérent. Une cavité particulière, appelée caverne de soulèvement, peut apparaître sous l’unité ascendante.

(ii) les murs d’extrusion (extrusion walls), situés à l’arrière des cavernes de soulèvement, caractérisent l’importance de la phase de soulèvement du plateau de pression. Le mush, viscoélastique, a été extrudé en surface comme une pâte dentifrice, selon un angle souvent proche de la verticale, pour constituer le mur d’extrusion. Parfois, ces murs proviennent d’un phénomène d’extrusion cyclique au fur et à mesure que le processus de gonflement se produit par une succession de soulèvements discrets. Des bavures et de petites saillies, qui marquent chaque période de quiescence entre les phases de soulèvement, signent une mise en place cyclique.

(iii) à l’inverse, des figures de dépression, comme une grotte de vidange (deflation lava cave) se forme lorsque la lave en fusion s’écoule partiellement ou totalement depuis un objet géologique gonflé comme un plateau de pression (Chitwood, 1994). L’individualisation d’un petit réservoir de lave, surélevée lors du gonflement, peut se retrouve en hauteur et se déverse dans les niveaux inférieurs laissant derrière lui une cavité, une grotte de vidange. Celle-ci se distingue d’un TTL par une absence de marqueurs sur ses bords signant la présence d’une coulée (levées, paléo oscillations des niveaux de lave, etc.). Elle est caractérisée par des figures d’écoulement lisse et verticaux. Les grottes de vidange restent des objets géologiques relativement rares.

4.1.1. Solutions de continuité et rétroaction pāhoehoe-‘a‘ā

56Il existe des solutions de continuité entre ces deux types de lave (fig. 9). Le passage de pāhoehoe à ‘a‘ā a longtemps été considéré comme irréversible, mais de nombreuses observations ont mis en évidence des solutions de continuité « inverses », ‘a‘ā vers pāhoehoe. En effet, il ne s’agit pas nécessairement de laves aux caractéristiques très différentes lors de leur émission, mais de figures de refroidissement qui caractérisent un instant précis, une rhéologie, au moment de leur prise en masse. Les termes pāhoehoe et ‘a‘ā ont été proposés par Peterson et Tilling (1980) pour décrire à la fois la lave fluide et la lave solidifiée. En toute logique, ces termes ne devraient être utilisés que pour désigner de la lave solidifiée. En effet, la composition de la lave en fusion ne peut pas être déterminée par la nature de la croûte qui revêt la coulée.

Fig. 9 – Zone de transition rhéologique des laves pāhoehoe en a‘ā selon le taux de cisaillement et la viscosité apparente. Influence sur la morphologie. Étalonnage d’après des observations de terrain.
Fig. 9 – Plot of shear rate versus apparent viscosity fields for flow surface morphologies (pāhoehoe and ‘a‘ā), calibrated from a combination of field observations.

Fig. 9 – Zone de transition rhéologique des laves pāhoehoe en a‘ā selon le taux de cisaillement et la viscosité apparente. Influence sur la morphologie. Étalonnage d’après des observations de terrain.   Fig. 9 – Plot of shear rate versus apparent viscosity fields for flow surface morphologies (pāhoehoe and ‘a‘ā), calibrated from a combination of field observations.

Cashman et al., 1999 ; Hon et al., 2003 ; Soule et al., 2004 ; Riker et al., 2009, et des mesures en laboratoire : Soule et Cashman (2005). Cela représente la meilleure approximation, à ce jour, de la zone de transition pāhoehoe-a'a ’(seuil de transition) dans les coulées de lave hawaïenne.
Cashman et al., 1999; Hon et al., 2003; Soule et al., 2004; Riker et al., 2009 and laboratory experiments: Soule and Cashman (2005), representing best approximation, to date, of pāhoehoe-to-’a’ā transition threshold zone (TTZ) in Hawaiian lava flows.

57La lave tholéiitique hawaïenne subit une transition irréversible du comportement quasi-newtonien au comportement de Bingham ou d’un autre comportement non newtonien lorsqu’elle se refroidit, cristallise et dégaze lors de son transport loin de l’évent éruptif (Rowland et Walker, 1987). La plupart des coulées pāhoehoe hawaïennes sont alimentées par de la lave quasi-newtonienne, et la plupart des coulées hawaïennes ‘a‘ā proviennent de lave ayant des rhéologies de Bingham ou plus complexes (Gansecki et Kauahikaua, 2003).

58Des observations réalisées lors de l’éruption du Bárðarbunga-Veiðivötn (2014-2015 en Islande) par Pedersen et al. (2017) ont permis de documenter diverses solutions de continuité entre différents types morphologiques de pāhoehoe, en plaques, en blocs, ‘a‘ā, tournants ou en coquillage (fig. 10). Les pāhoehoe en plaques (slabby) évoluent en blocs (rubbly) (fig. 1C) puis en ‘a‘ā. Durant les premières phases de l’éruption, alors que de larges coulées ‘a‘ā étaient en place, la morphologie en tête de coulée a évolué en blocs (rubbly), initiant ainsi un cycle (fig. 10). Les pāhoehoe en forme de coquilles (shelly pāhoehoe) (fig. 1D, 1J) sont situés proche du cratère, alors que les formes tournantes (spiny), en plaques (slabby), en extrusion (toothpaste) ou encore en peau de requin (shark skin) caractérisent des zones de transition pāhoehoe-‘a‘ā.

Fig. 10 – Représentation schématique de l’évolution morphologique des laves lors de l’éruption du Bárðarbunga 2014-15 (Islande).
Fig. 10 – Sketch of morphological evolution of the 2014–2015 Holuhraun lava field (Iceland).

Fig. 10 – Représentation schématique de l’évolution morphologique des laves lors de l’éruption du Bárðarbunga 2014-15 (Islande).   Fig. 10 – Sketch of morphological evolution of the 2014–2015 Holuhraun lava field (Iceland).

D’après Pedersen et al. (2017).
From Pedersen et al. (2017).

59La viscosité apparente (ηa) semble être un bon agent discriminant pour rendre compte de l’évolution morphologique des laves (fig. 11). En effet, si l'on suppose que la lave se comporte comme un fluide de Bingham, l'utilisation de la viscosité apparente permet de prendre en compte les effets combinés de la viscosité de Bingham et de la limite d'élasticité (Kilburn, 1981). À faible ηa, de longs flux cohérents de phoehoe se forment, même à haut ε. lorsque ηa augmente, la fragmentation se produit à haut ε, tandis qu'à bas ε, la lave s'accumule au-dessus de la bouche éruptive, produisant des monticules, des tumulus ou des épines de tailles variables. Une viscosité apparente de 400 Pa s a été estimée comme limite entre les champs de viscosité newtonienne et de Bingham. Moore (1987), a estimé que les laves hawaïennes à 1 140 °C avaient des viscosités de 300 à 400 Pa s. La lave, avec des températures comprises entre 1 145 et 1 135 °C, peut avoir des cristallinités de 10 à 20 % (Crisp et al., 1994 ; Cashman et al., 1999 ; Helz et al., 2003). Cashman et al. (1999) considèrent qu’une lave avec des cristallinités de 25 à 30 %, d’autant plus si elle est constituée de microlites de plagioclase, commence à développer une limite d'élasticité significative.

Fig. 11 – Représentation schématique de quelques figures géomorphologiques en fonction de la viscosité apparente (ηa) et de la vitesse de déformation (ε) à laquelle la lave est soumise.
Fig. 11 – Schematic representation of squeeze-up morphology as a function of the apparent viscosity (ηa), and the strain rate (ε), to which the lava is subjected.

Fig. 11 – Représentation schématique de quelques figures géomorphologiques en fonction de la viscosité apparente (ηa) et de la vitesse de déformation (ε) à laquelle la lave est soumise.  Fig. 11 – Schematic representation of squeeze-up morphology as a function of the apparent viscosity (ηa), and the strain rate (ε), to which the lava is subjected.

D’après Applegarth et al. (2010).
From Applegarth et al. (2010).

4.1.2. Signature sous-marine

60Des coulées basaltiques de 110 km d’extension ont été identifiées sur les fonds océaniques, dans l’est du Pacifique (East Pacific Rise and seamounds), à plus de 1 500 m de profondeur (Fornari, 1986 ; Gregg et Fornari, 1998). Il est fort probable que l’importance de leur extension soit directement liée à la présence de TTL. En effet, la mise en place de coulées de lave dans l’eau, sur les fonds océaniques, dans des conditions de températures et de pression différentes des conditions superficielles, favorise l’écoulement en TTL :

(i) l’eau de mer trempe rapidement la surface de la coulée et produit une croûte plus épaisse qu’à l’air libre et donc plus solide. L’individualisation rapide d’une croûte épaisse (épaisseur de ~ 5 cm, soit 25 % plus que sur terre) isole le cœur de l’écoulement et favorise l’individualisation d’un système de TTL.

(ii) la pression ambiante élevée (> 15 MPa) ne permet ni l’exsolution des volatils ni la vésiculation, ce qui confère à la lave une viscosité plus faible que ces équivalents superficiels terrestres, favorisant ainsi l’écoulement en TTL.

61Ainsi, les coulées basaltiques sous-marines sont encore plus susceptibles de développer un système d’écoulement par TTL que les coulées de surface terrestre. Cet écoulement en TTL leur confère une longueur significativement plus longue que leurs équivalents aériens terrestres. Les modélisations laissent entendre qu’en l’absence de barrières topographiques, les coulées de lave sous-marine seraient susceptibles de parcourir des dizaines (voire des centaines) de kilomètres avant que leur cœur ne prenne en masse.

4.1.3. Analogies planétaires

62Avant la conquête spatiale, les observations astronomiques étaient la seule façon d’appréhender la nature des sous-sols extraterrestres. L’observation et l’identification de tunnels de lave partiellement effondrés (sinuous rilles – SRs) (fig. 6I) au sein des mers basaltiques lunaires a permis d’appréhender, très vite et très tôt, la nature volcanique des terrains dans lesquels ils apparaissaient. Les SRs ont été étudiées de manière approfondie (Hurwitz et al., 2013). Plus récemment, et toujours dans le cadre de la conquête spatiale, les tunnels de lave ont été considérés comme de potentiels abris pour les cosmonautes dans l’établissement de bases sur la Lune ou sur Mars.

63Au sein du système solaire, une dynamique de mise en place par TTL a été reconnue sur la Terre mais aussi sur la Lune (Spudis, 2015), Mars (Zimbelman et al., 2015), Mercure (Byrne et al., 2013 ; Head et Wilson, 2015), Vénus (Ivanov et al., 2015), Io (Lopes et William, 2015), voire même sur Miranda et Ariel (Geissler, 2015 ; Schenk, 1991). Ces TTL ont véhiculé de la lave sur des distances considérables et constitué des espaces souterrains beaucoup plus volumineux que sur Terre. La pression à laquelle la lave se met en place est un élément déterminant et pour comparer les volcanismes terrestre et extraterrestre, il faut garder présente à l’esprit l’importance de la gravité relative qui contrebalance la pression de mise en place du magma. Compte tenu de la faible gravité relative par rapport à la Terre, de la Lune (~ 16,6) ou de Mars (~ 38 %), les tunnels de lave représentent des objets plus imposants que sur Terre. En effet, le magma (la lave) terrestre, une fois arrivé en surface, acquiert sa mobilité à partir d’une épaisseur critique (h) telle que :

              h =

  

 Sy

              [2]

g ρ tan α

où, Sy : limite d’élasticité ; g : accélération de la pesanteur ; ρ : masse volumique ; α : angle de la pente du terrain.

64Toute modification de la valeur de (g) a donc des conséquences immédiates. Sur Mars, Mercure ou la Lune, où g est moindre que sur Terre, il faudra des épaisseurs bien plus importantes pour que les laves se mettent en mouvement. Ainsi, pour des laves de même composition, se mettant en place sur des topographies semblables, elles seront beaucoup plus épaisses sur Mars ou Mercure que sur Terre. Les dimensions des tunnels de lave seront augmentées corrélativement.

65De nombreux éléments morphologiques (décrits en 3.1) signent la dynamique de mise en place par TTL sur Terre, mais également en volcanologie planétaire : présence de tumuli dans les pāhoehoe, existence de pseudo-cratères, de SRs, d’anneaux éclatés, rides et crêtes de pression, de plateaux gonflés, etc. Ceci souligne l’importance des signatures volcano-géomorphologiques liées aux TTL en volcanologie planétaire. Des modélisations informatiques laissent entendre que des tunnels de 2 à 5 km de diamètre pourraient exister, et être stable, sur la Lune (Blair et al., 2017).

4.2. Signature souterraine – volcanospéléologie

66Le monde souterrain des TTL, exploré par des volcanospéléologues, héberge de nombreuses figures géomorphologiques caractéristiques. Une compilation exhaustive a été réalisée par Larson (1993). Elle a permis de synthétiser et de regrouper plus de mille termes provenant de plus de cent auteurs pour n’en retenir qu’une centaine qui font sens. Aujourd’hui, on s’attache à inscrire ces objets morphologiques à une dynamique de mise en place. Nous retiendrons trois stades : deux qui dépendent directement de la mécanique des fluides géologiques (la lave et les gaz) conditionnant les objets morphologiques en fin de cycle éruptif, et un troisième stade qui s’intéresse à la mise en place des lavaclides (fig. 12).

Fig. 12 – Représentation schématique des principales unités géomorphologiques et spéléothèmes d'un tunnel de lave.
Fig. 12 – Schematic representation of the main geomorphological units and speleothems of a lava tunnel.

Fig. 12 – Représentation schématique des principales unités géomorphologiques et spéléothèmes d'un tunnel de lave.   Fig. 12 – Schematic representation of the main geomorphological units and speleothems of a lava tunnel.

D'après Kempe (2013), modifié. 1. Toit primaire composé de 4 couches de lave successives ; 2. Point le plus haut du tunnel où le flux de lave a été drainé par le canal principal ; 3. Retrodrainage érosif où la chute de lave a créé un canyon et un lac de lave éphémère ; 4. Effondrement du toit primaire (hot puka). 5. Formation d'une seconde surface de refroidissement qui formera à terme un second toit ; 6. Sous le toit secondaire, l'érosion lavique continue et forme une nouvelle chute de lave qui érode en profondeur le mur du tunnel ; 7. Des figures de rétrécissement indiquent le point d'impact des chutes de lave ; 8. Quand de l'eau pénètre dans le tunnel refroidit mais encore chaud, des explosions phréatiques peuvent avoir lieu. Elles laisseront des signatures caractéristiques ; 9. Des débordements se produisent depuis le niveau inférieur. Ils renforcent ainsi le toit secondaire. Ils s'infiltrent et s'extrudent vers le tunnel supérieur formant des structures de débordement ; 10. Des blocs tombés du toit ou arrachés aux murs voire au plancher sont transportés par la lave, érodés et scellés entre eux. Ils peuvent bloquer partiellement ou totalement le tunnel ; 11. Le toit encore chaud peut extruder des mélanges résiduels de lave qui vont former des spéléothèmes : de type stalagmites-stalactites, gouttes, écoulements voire des excentriques ou des queues de cochon avec les circulations d'air chaud ; 12. En fin d'épisode éruptif, le flux va diminuer pour ne plus intéresser que les niveaux les plus bas et se détacher progressivement du toit. C'est à ce moment que les principaux spéleothèmes se forment ; 13. Le lac de lave se durcit avec des laves cordées en surface et éventuellement des colonnes irrégulières ; 14. Après que le tunnel se soit refroidi, un nouvel épisode éruptif va amener une lave fraîche à remplir partiellement la lucarne précédente. De grands rideaux et des stalactites sont susceptibles de se former ; 15. Le toit s'effondre (cold puka), et forme une lucarne qui permettra d'explorer le tunnel quand il sera refroidi.
After Kempe (2013), modified. 1. Primary roof with four inflation layers; 2. Higher passage labyrinth that was drained by the lava while the main thread of flow concentrated into a main channel that cut down into lava of older eruptions below; 3. A back-cutting lavafall has created a large underground canyon and impressive plunge-pools halls; 4. A collapse of the primary roof (“hot puka”; breakdown removed). 5. Consecutively intruding cold air causes solidification of the lava river surface and forms a “secondary roof”; 6. Below the secondary roof, erosion continues and a new lavafall cuts the tube further down; 7. Back-cutting leaves curved shelves marking temporary lava fall positions; 8. Where water can enter the tube the thin and hot glazing can be expanded into bubbles, finally bursting; 9. Spills occur from below, reinforcing the secondary ceiling and seeping back through the secondary roof, to be transformed into pendants with horizontal flat feet (“trays”). Other spills form only local “squeeze ups”; 10. Boulders derived either by roof or wall collapse or eroded from the floor float on the lava river and become coated spherically. Some are swept onto the secondary roof, blocking its upper end; others may get stranded below that roof; 11. The still hot primary roof extrudes residual melt that drips to the floor, being frozen by intruding cold air to form stalagmitic piles of discrete drips. Further extrusion is forming helictite-like “pig-tails” and cylindrical stalactites; 12. Final subsidence of flow and detachment from ceiling leaves cone-shaped stalactites, often consisting of many layers below ceiling; 13. The lava lake freezes-over, its last lava empties to below causing the crust to collapse. Also, the last bit of flow consolidates at the lava fall, sometimes forming irregular columns; 14. After the cave cooled, a younger flow crossed the cave and marginally flowed into the hot puka, forming a large column, stalactitic curtains and large stalactites; 15. The roof collapses again (“cold puka”; breakdown blocks preserved below), piercing both the primary roof and the later lava overlaying it. Such collapses often occur were a large hall exists underground.

4.2.1. Signature des fluides visqueux

67Parmi les objets souterrains les plus caractéristiques, citons les signatures remarquables de la dynamique d’écoulement des laves : les cascades de lave (fig. 5E-F), les figures d’érosion thermique liées notamment aux courants de retour, les radeaux et leur trace d’érosion ou leur prise en masse dans le courant de lave (escalopes), la présence de tunnel dans un tunnel lorsqu’il a été utilisé par plusieurs coulées de lave successives, les figures de rétrodrainage (fig. 5B), des paléo-hauteurs des levées, les lignes de flux, les gouttières qui signent les oscillations des paléo-niveaux de la lave, les bulles de gaz, les boutons (knobs) qui signent des zones de plus faible diamètre où la lave a été en contact avec le toit du tunnel, les boules de lave (lava balls), dont le cœur peut être constitué d’une roche arrachée et entraînée par le flux de lave, les flotteurs (floaters), blocs qui ont été en contact avec le toit du tunnel et qui s’y sont fixés.

68Des banquettes (fig. 5D) signent un flux de masse constant qui forme des bordures sur les cotés du TTL. Des rouleaux peuvent se développer suite à un décrochement de la croûte plastique de lave qui reste en contact avec les parois lors d’un abaissement rapide du niveau de lave dans le TTL.

4.2.2. Signature des composés volatils

69En plus des objets morphologiques souterrains provenant de la coulée de lave, on rencontre des objets façonnés par les composés volatils (gaz). Dans cet environnement, les gaz doivent être considérés comme le second « fluide » qui façonne les tunnels en fin de cycle éruptif. Ils participent à la formation d’un vernis (glaze) caractéristique (fig. 5D-F). Ce vernis a une épaisseur comprise entre 3 mm et 30 cm. Cette épaisseur dépend de trois principaux facteurs : la vitesse du flux de lave, la température de la roche sur laquelle il va se déposer et le temps de contact.

70Les gaz participent à la formation d’objets caractéristiques comme les hélictites (comme les excentriques des environnements calcaires, par exemple) ou les lames « lava blades », ou encore les dents de requin ou les pailles (straws). La circulation de gaz va, en particulier, participer à l’oxydation de certains minéraux caractéristiques et déterminer la couleur des objets morphologiques.

71Des cavités-bulle (blister caves), ou cavités pneumatogénétiques, se développent lorsque le flux de masse est constant et stable. Ces cavités particulières signent une exsolution poussée des composés volatils (majoritairement H2O et CO2) qui peuvent former des poches de gaz se retrouvant piégés dans la masse ou le TTL ; ces poches deviendront des cavernes quand la lave aura refroidi. De tels objets géologiques sont rares et méconnus, et il est possible qu’ils passent parfois inaperçu, interprétées comme un tronçon de TTL. Sur Mont Fantalo (Éthiopie), environ 130 cavités-bulle ont été identifiées, d’un diamètre d’environ 30 m, les cavités de taille plus grande (100 m de diamètre) s’étant partiellement effondrées. Des cavités bulle ont notamment été décrites aux États-Unis, en Sardaigne, Australie, Mongolie et en France (grotte du Chien).

4.2.3. Lavaclides

72Contrairement aux cavités formées dans les environnements calcaires, qui sont en perpétuelle évolution, les tunnels de lave se forment au cours d’une éruption et évoluent peu, une fois la lave refroidie. De manière tardive, des circulations secondaires peuvent cependant constituer des dépôts par remobilisation de l’encaissant : dépôts de sulfates, précipitation de certains minéraux, développement de films bactériens (Finch et Emerson, 1924 ; Jakobsson et al., 1992 ; Thornber et al., 1999 ; Porter, 2000 ; Forti, 2005 ; Lanzafame et Ferlito, 2014). De manière surprenante, la présence de calcite est assez commune. Elle se présente sous la forme de petites coralloïdes, ainsi que différentes croûtes et revêtements. Dans les TTL la source de calcium provient de l’anorthite. Des dépôts de gypse sont communs (fig. 5C), sous forme de croûtes et de boules efflorescentes. On rencontre également des sels de sulfate comme la thénardite et la mirabilite. Ils proviennent de l’évaporation des eaux d’infiltration (White, 2010). L’étude des spéléothèmes en forme de paille a confirmé que leurs surfaces sont enrichies en phases oxydées et que les parois intérieures sont enrichies en titane (Baird et al., 1985 ; Kauahikaua et al., 2003), caractéristiques cohérentes avec la refonte des parois des tubes. Enfin, certains objets colorés en environnement souterrain peuvent perdre leur couleur une fois ramenés à la surface, notamment les couleurs induites par les hydroxydes de fer ou le mélange argiles-hydroxyde de fer, voire des voiles bactériens ferroxydants.

73De même que l’on observe dans les grottes calcaires des stalactites et des stalagmites, on trouve dans les tunnels de laves des spéléothèmes connus sous le terme de lavaclides (fig. 5A, 5C). Ils se créent en fin de cycle éruptif, lorsque le tunnel se vide et qu’il y circule des gaz à très haute température qui peuvent remobiliser certains éléments par fusion partielle. Ils peuvent se présenter sous différents aspects : en forme de tube, de dents de requin ou d’hélictite. Chaque tunnel, voire chaque portion de tunnel, peut avoir des spéléothèmes aux caractéristiques légèrement différentes (nature, abondance, composition des phénocristaux, présence de verres. intercalaire, etc.), car les conditions de mise en place (température, viscosité, composition minéralogique résiduelle, etc.) auront été différentes. Les stalactites tubulaires – les plus fréquentes – se sont formées après que la lave ait cessé de couler. Les mécanismes géochimiques responsables de leur formation (fusion partielle, cristallisation fractionnée, extrusion, chaleur latente de cristallisation, distribution de la taille des cristaux, etc.) ont été étudiés. Ces lavacicles proviennent d’une extrusion en goutte-à-goutte (effet filtre presse) d’un magma partiellement cristallisé (mush) qui subit une baisse de température (passant de 1 070 °C à 1 000 °C ; Allred et Allred, 1998a, b). Elles ont des compositions minéralogiques légèrement différentes de celles du magma qui leur a donné naissance (Corsaro et al., 2005) signature d’une cristallisation fractionnée plus avancée. Certaines figures peuvent provenir d’une remobilisation, d’une « refonte » par l’effet Venturi (Allred, 1998) se produisant au moment où le tunnel se vide si le diamètre du tunnel est rétréci et concours à la formation d’une dépression dans une zone où les gaz sont accélérés (la vitesse augmente du fait de la conservation de l’énergie et l’augmentation d’énergie cinétique se traduit par une diminution d’énergie élastique, c’est-à-dire une dépression).

74Il est possible de trouver des produits très différenciés issus de la cristallisation fractionnée de la lave. En termes de densité, de rapport minéralogique et de composition chimique, cette ségrégation a, logiquement, des caractéristiques propres légèrement différentes (plus différentiée) de celles du magma qui lui a donné naissance. Ces spéléothèmes peuvent avoir des expressions morphologiques particulières :

(i) les « runners », qui ressemblent à de petites éclaboussures, sont de même nature que les formes tubulaires (fig. 5D). Elles se sont formées sur la surface du tunnel lors du dégazage de la lave.

(ii) les dents de requin (shark teeth) sont assez communes. Elles sont formées par de la lave au sommet des tunnels lorsque celle-ci se refroidit. Elles apparaissent généralement en grand nombre.

(iii) des hélictites, qui ont des formes excentriques ressemblant à des vermicelles tordus dans toutes sortes de directions.

75Enfin, la circulation tardive, post-éruption, de fluides secondaires constitués principalement d’eau participe à la formation de dépôts caractéristiques et à l’émergence d’une flore et d’une faune spécifiques (extrêmophiles, mousse, pollens, invertébrés, bactéries, bryophites).

5. Conclusion

76La volcanologie physique et la dynamique des fluides géologiques permettent de mieux appréhender la mise en place des pāhoehoe grâce à un réseau complexe de tubes de courants devenant des tubes de lave et des tunnels de lave. Ces objets géologiques, d’abord immatériels, s’individualisent au cours du refroidissement des laves. Leur mise en pression surligne le tracé des TTL dont la mise en place s’accompagne de nombreuses signatures volcano-géomorphologiques remarquable tant superficielles que souterraines.

77La compréhension du rôle joué par les TTL, tant en écoulement en surface libre qu’en charge, permet de mieux comprendre et identifier la dynamique des laves pāhoehoe ainsi que leurs signatures géomorphologiques tant sur Terre que sur les autres planètes et satellites du système solaire.

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Abridged English Version

Basaltic lava flows are of two types: pāhoehoe and ‘a‘ā (which come from the Hawaiian terms). Basalt is the most widespread type of rock on Earth and telluric planets, both in surface area and volume (tab. 1). These basaltic outpourings can go on to form LIPs or large igneous provinces (tab. 2). The emplacement of pāhoehoe has been the subject of longstanding debate within the scientific community and numerous mechanisms have been described, from the emplacement of small lobes to the constitution of giant flows. Physical volcanology gives us access to the different mechanisms involved in pāhoehoe emplacement. This type of lava, which is usually tholeiitic, is a complex fluid mainly made up of a multiphasic mix of molten rock, solid crystals and gas bubbles. Lava flow should therefore be conceptualized as a reactor in its own right. Flows are restricted by interfaces (crust, base, geometry) and boundary conditions (thermal boundary layers, rheological transition zones, exsolution thresholds) and are subject to complex flows (liquid, gas, viscoplastic) that obey specific laws (Newtonian fluids, Bingham and Herschel-Bulkley fluids). The reactor is the site of numerous physical-chemical reactions (fractional crystallization, exsolution, nucleation, coalescence and the growth of gas bubbles, buoyancy, retrograde boiling and even fragmentation) in which the physical parameters are in permanent evolution (viscosity, crystallinity, gas content, temperature, etc.). Thus we can use physical volcanology, coupled with the dynamics of geological fluids, to put forward a paradigm to explain the emplacement of these different flows. This model operates through steam tubes, lava tubes and lava tunnels. It applies to both free surface flows and closed flows (inflation). Different magmatic processes are involved in the flows at different scales and provide remarkable volcano-geomorphological markers (fig. 3-4).

Lava tunnels form as a result of effusive volcanic eruptions, while mostly basaltic lava (pāhoehoe or ‘a‘ā), which is very hot (1,100 to 1,200 °C) and has low viscosity (300 to 600 Pa s), pours out at relatively high speed (3 to 50 km.h¹) on shallow sloping surfaces (≤ 3.5%). Lava flows take advantage of topography and gradually fill the space, driven by their own weight and the call of the void. Within the flow, the steam tubes become individualized, feed into the flow and allow it to advance. They evolve into lava tubes and eventually become lava tunnels. This underground circulation can organize itself into increasingly complex networks (monotubes, confluences, anastomosis, 3D multilevels) depending on a range of parameters (in particular, hydrodynamics, gas content, rheology, temperature, crystallinity, viscosity, speed and mass flow).

Lava tubes (fig. 8) and tunnels TTL (tab. 3) appear to be vectors for transferring pressure and mass in pāhoehoe flows. The two main cases considered are free surface flows (standard flow) and flows under pressure, which are responsible for inflating pāhoehoe (fig. 7-8). In both cases, the TTL system is crucial for feeding and developing the lava flow. TTL, in addition to their function of transferring mass and pressure, have three essential functions: they act as an insulating agent, transportation agent and erosive agent. The insulation of the tube minimizes energy loss and contributes to transporting it far from the eruptive event. Thanks to the intrinsic parameters of TTL, flows can become very large, whether on land, at the bottom of the sea, or on other planets.

A set of volcano-geomorphological markers signals the presence of TTL. They underlie the surface route. These geomorphological figures are presented with an emphasis on their dynamics: vents, hornitos, pseudo-craters, shattered rings, tumulus, pressure wrinkles and ridges, slanting plates, indicators of compressed flows, inflation plateaus, the presence of uplift caverns and extrusion walls or bubble cavities. All of these figures have a precise meaning and signature, and tell us about the conditions that were prevalent at the time of the lava’s emplacement before its solidification. Morphological indicators can present reversible characteristics, including between pāhoehoe and ‘a‘ā (fig. 9-11). The characteristics of this type of lava are found on Earth, as well as underwater at the bottom of the oceans, with slightly different characteristics, and on other planets, where the influence of gravity is essential.

Volcano-geomorphological signatures are manifested on the surface and also underground in networks of lava tunnels (fig. 12). The signatures of both viscous fluids and volatile composites participate in the individualization of lavaclides and other speleothems characteristic of volcano-speleology. They constitute remarkable signatures to trace back the history of flow emplacements. Unlike karstic cavities, which change almost constantly, lava tunnels hardly evolve at all once the lava has solidified. Secondary circulations, mainly related to water, can however form specific deposits (sulphate, gypsum, precipitation of some remobilized minerals) or allow extremophiles to develop.

Physical volcanology and the dynamics of geological fluids are used to put together a conceptual model, a paradigm, of the emplacement of pāhoehoe thanks to a complex network of steam tubes that become lava tubes and tunnels. These geological objects are initially immaterial but then become individualized as the lava cools down. Their pressurization emphasizes the route of TTL, whose emplacement is accompanied by numerous remarkable volcano-geomorphological signatures both above and below ground.

Our understanding of the role played by TTL, both in free surface flow and closed spaces, allows us to better perceive and identify the dynamics of pāhoehoe lava and its geomorphological signatures in current and ancient flows.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Laves pāhoehoe. Fig. 1 – Pāhoehoe lava.
Légende A. Progression d’une coulée de pāhoehoe en lobe (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna – 31 décembre 2016, Hawaï). B. Coulée Aa Eyjafjöll (27 mars 2010, Islande). C. Coulée en blocs Eyjafjöll (29 mars 2010, Islande). D. Pāhoehoe en coquillage (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). E. Lave cordée (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). F. Pāhoehoe tournants (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). G. Pāhoehoe en lobe P situé au-dessus d’un tunnel de lave. Les émanations de soufre surlignent la fracturation. H. Pāhoehoe en entrailles et en lobe S (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). I. Extrusion d’un lobe pāhoehoe (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). J. Pied de pāhoehoe en coquillage (coulée 61g du Kilauea à Kamokuna, 31 décembre 2016). AProgression of a pāhoehoe lobe flow (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). B. Aa flow Eyjafjöll (March 27, 2010 – Iceland). C. Rubbly pāhoehoe Eyjafjöll (March 29, Iceland). D. Shelly pāhoehoe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). E. Roppy lava (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). F. Spiny pāhoehoe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). G. p-type pāhoehoe above a lava tube. Yellowish sulfur secondary mineral highlight the cracks. H. Entrail Pāhoehoe and S pāhoehoe lobe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). I. Extrusion of a pāhoehoe lobe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). J. Shelly pāhoehoe toe (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii).
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Titre Tab. 1 – Exemples d’épanchements longs et intermédiaires. Tab. 1 – Examples of large basaltic lava flow fields, sorted by volume.
Légende D’après Keszthelyi et Self, 1998 ; Self et al., 1998, modifié. From Keszthelyi et Self, 1998; Self et al., 1998, modified.
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Titre Tab. 2 – Quelques ordres de grandeur des grandes provinces magmatiques « récentes ». Tab. 2 – Some orders of magnitude of the ‘recent’ large magmatic provinces.
Légende Compilation de données d’après : Condie, 2001 ; Courtillot et al., 2003 ; Detay, 2017a. Compilation of data according to: Condie, 2001; Courtillot et al., 2003; Detay, 2017a.
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Titre Fig. 2 – Modèle d’écoulement à surface libre d’une coulée de lave basaltique pāhoehoe-‘a‘ā et formations des levées (Mauna Loa, Hawaï, 1984). D’après Lipman et Banks (1984), modifié. Fig. 2 – Open channel lava flow model of a pāhoehoe-’a‘ā basaltic and formations of ‘levées’ (Mauna Loa, Hawaii, 1984). From Lipman and Banks (1984), modified.
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Titre Fig. 3 – Représentation schématique, en plan et en coupe, de la mise en place d’une coulée pāhoehoe par gonflement. Fig. 3 – Cartoon of the development of an inflated pāhoehoe sheet flow.
Légende D’après Self et al. (1998), modifié. A. Vues en coupes ; R et P correspondent à des figures de ségrégation avec : R = résidus évolués (vesicular silicic residuum) et P = vésicules tabulaires (pipe vesicule). B. Vues en plan. 1. Lave liquide ; 2. Croûte viscoélastique ; 3. Croûte cassante. L’épaisseur de la coulée varie entre 1 à 100 m et son extension entre < 100 m et > 10 km. From Self et al. (1998), modified. A. Cross sections; R and P are segregation figure with: R = vesicular silicic residuum and P = pipe vesicule. B. Map view.1. Liquid lava; 2. Visco-elastic crust; 3. Brittle crust. The thickness of the flow varies between 1 to 100 m and its length between < 100 m and > 10 km.
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Titre Fig. 4 – Coupe schématique d’un lobe pāhoehoe gonflé. Fig. 4 – Idealized cartoon of the cross section through an inflated pāhoehoe lobe.
Légende D’après Self et al. (1998) et White et al. (2009), modifié. From Self et al., (1998) and White et al. (2009), modified.
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Titre Fig. 5 – Signatures volcanogéomorphologiques souterraines (spéléothèmes). Fig. 5 – Underground volcanogeomorphological signatures (speleothems). 
Légende A. Spéléothèmes spectaculaires, de plus de 1,3 m de long, du tunnel de lave de Jörundur (Islande). B. Figures de rétrodrainage multicolore d’une poche de magma évolué dans le tube de Ferlir Islande. C. Dépôts de gypse et développements d’extrêmophiles sur une stalagmite de lave du tunnel d’Arnahellir (Islande). D. Tunnel de lave de Búri. E. Tunnel de lave de Búri, vu du haut de la fosse terminale de 17 m. F. Fosse terminale (17 m) du tunnel de lave de Búri (Islande) vue du bas. G. Lucarnes sous les congères, tunnel de lave de Raufarhólshellir (Islande). Toutes les photos sont © Michel Detay sauf si autrement mentionné. A. Spectacular speleothem, more than 1.3 m high, Jörundur lava tunnel (Iceland). B. Multicolored back-drainage figures of a lava pocket in the Ferlir lava tube (Iceland). C. Gypsum deposits and extremophile developments on a lava stalagmite of the Arnahellir Tunnel (Iceland). D. Búri lava tube. E. Búri lava tube, view from the top of the pit crater (17 m). F. Pit crater (17 m) of the Búri lava tube (Iceland) view from the bottom. G. Skylight over the snowdrift, Raufarhólshellir lava tube (Iceland). All photos are © Michel Detay unless otherwise mentioned.
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Titre Fig. 6 – Signatures volcanogéomorphologiques. Fig. 6 – Volcanogeomorphological signature.
Légende A-C : Trois photos montrant le déversement d’un tube de lave dans l’océan après l’effondrement d’un delta de lave qui a sectionné le tube de lave (lava hose). Volcan Kilauea (coulée 61g à Kamokuna – 31 décembre 2016, Hawaii). D. Pseudo-cratère Mývatn Islande à Skútustaðir (photo prise par un drone). E. Hornito Erta Ale (Ethiopie). F. Spatter cone du Krafla, eruption de 1984 (Islande). G. Plateau d’inflation, Mývatn (Islande). H. Tunnel de lave de Vi∂elmir dans l'Hallmundarhraun. © Thröstur Jónsson. I. Sinuous rilles sur Pavonis Mons (0,6° Sud et 246.4° Est), la Montagne du Paon, l’un des trois grands volcans boucliers situés sur l'équateur de Mars © ESA. Le rectangle noir fait 10 km. A-C. Three photos showing the discharge of a lava tube into the ocean after the collapse of a lava delta that cut the lava tube creating the lava hose (Kilauea flow 61g at Kamokuna – December 31, 2016, Hawaii). D. Drone photography showing the pseudo-crater of Mývatn (volcanic rootless cone), Skútustaðir, Iceland. E. Hornito, Erta Ale volcano, (Ethiopia). F. Krafla’s spatter cone, 1984’s eruption (Iceland). G. Inflation plateau (Mývatn, Iceland). H. Vi∂elmir’s lava tube (Hallmundarhraun, Iceland). © Thröstur Jónsson. I. ESA’s Mars Express spacecraft obtained these images using the HRSC during orbit 902 with a ground resolution of approximately 14.3 metres per pixel. The images were acquired in the region of Pavonis Mons. © ESA. The black rectangle is 10 km wide.
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Titre Tab. 3 – Les plus longs tunnels de lave monotubes connus. Tab. 3 – The longest known monotube lava tunnels.
Légende D’après Gulden (2018), modifié. From Gulden (2018), modified.
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Titre Fig. 7 – Coupe schématique d’une coulée de lave pāhoehoe. Fig. 7 – Cutaway views of a tube-fed pāhoehoe flow.
Légende D’après Rowland et Walker (1990), Detay (2017a), modifié. From Rowland et Walker (1990), Detay (2017a), modified.
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Titre Fig. 8 – Tube de courant. Fig. 8 – Steamtube.
Légende Slat. Parois latérale du tube ; Se. Section d’entrée ; Ss. Section de sortie ; v. Vecteur vitesse ; ns. Composante normale de vitesse (nulle). Slat. Side walls of the tube; Se. Entrance section; Ss. Exit section; v. Velocity vector; ns. Normal component of speed (zero).
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Titre Fig. 9 – Zone de transition rhéologique des laves pāhoehoe en a‘ā selon le taux de cisaillement et la viscosité apparente. Influence sur la morphologie. Étalonnage d’après des observations de terrain. Fig. 9 – Plot of shear rate versus apparent viscosity fields for flow surface morphologies (pāhoehoe and ‘a‘ā), calibrated from a combination of field observations.
Légende Cashman et al., 1999 ; Hon et al., 2003 ; Soule et al., 2004 ; Riker et al., 2009, et des mesures en laboratoire : Soule et Cashman (2005). Cela représente la meilleure approximation, à ce jour, de la zone de transition pāhoehoe-a'a ’(seuil de transition) dans les coulées de lave hawaïenne. Cashman et al., 1999; Hon et al., 2003; Soule et al., 2004; Riker et al., 2009 and laboratory experiments: Soule and Cashman (2005), representing best approximation, to date, of pāhoehoe-to-’a’ā transition threshold zone (TTZ) in Hawaiian lava flows.
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Titre Fig. 10 – Représentation schématique de l’évolution morphologique des laves lors de l’éruption du Bárðarbunga 2014-15 (Islande). Fig. 10 – Sketch of morphological evolution of the 2014–2015 Holuhraun lava field (Iceland).
Légende D’après Pedersen et al. (2017). From Pedersen et al. (2017).
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Titre Fig. 11 – Représentation schématique de quelques figures géomorphologiques en fonction de la viscosité apparente (ηa) et de la vitesse de déformation (ε) à laquelle la lave est soumise. Fig. 11 – Schematic representation of squeeze-up morphology as a function of the apparent viscosity a), and the strain rate (ε), to which the lava is subjected.
Légende D’après Applegarth et al. (2010). From Applegarth et al. (2010).
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Titre Fig. 12 – Représentation schématique des principales unités géomorphologiques et spéléothèmes d'un tunnel de lave. Fig. 12 – Schematic representation of the main geomorphological units and speleothems of a lava tunnel.
Légende D'après Kempe (2013), modifié. 1. Toit primaire composé de 4 couches de lave successives ; 2. Point le plus haut du tunnel où le flux de lave a été drainé par le canal principal ; 3. Retrodrainage érosif où la chute de lave a créé un canyon et un lac de lave éphémère ; 4. Effondrement du toit primaire (hot puka). 5. Formation d'une seconde surface de refroidissement qui formera à terme un second toit ; 6. Sous le toit secondaire, l'érosion lavique continue et forme une nouvelle chute de lave qui érode en profondeur le mur du tunnel ; 7. Des figures de rétrécissement indiquent le point d'impact des chutes de lave ; 8. Quand de l'eau pénètre dans le tunnel refroidit mais encore chaud, des explosions phréatiques peuvent avoir lieu. Elles laisseront des signatures caractéristiques ; 9. Des débordements se produisent depuis le niveau inférieur. Ils renforcent ainsi le toit secondaire. Ils s'infiltrent et s'extrudent vers le tunnel supérieur formant des structures de débordement ; 10. Des blocs tombés du toit ou arrachés aux murs voire au plancher sont transportés par la lave, érodés et scellés entre eux. Ils peuvent bloquer partiellement ou totalement le tunnel ; 11. Le toit encore chaud peut extruder des mélanges résiduels de lave qui vont former des spéléothèmes : de type stalagmites-stalactites, gouttes, écoulements voire des excentriques ou des queues de cochon avec les circulations d'air chaud ; 12. En fin d'épisode éruptif, le flux va diminuer pour ne plus intéresser que les niveaux les plus bas et se détacher progressivement du toit. C'est à ce moment que les principaux spéleothèmes se forment ; 13. Le lac de lave se durcit avec des laves cordées en surface et éventuellement des colonnes irrégulières ; 14. Après que le tunnel se soit refroidi, un nouvel épisode éruptif va amener une lave fraîche à remplir partiellement la lucarne précédente. De grands rideaux et des stalactites sont susceptibles de se former ; 15. Le toit s'effondre (cold puka), et forme une lucarne qui permettra d'explorer le tunnel quand il sera refroidi. After Kempe (2013), modified. 1. Primary roof with four inflation layers; 2. Higher passage labyrinth that was drained by the lava while the main thread of flow concentrated into a main channel that cut down into lava of older eruptions below; 3. A back-cutting lavafall has created a large underground canyon and impressive plunge-pools halls; 4. A collapse of the primary roof (“hot puka”; breakdown removed). 5. Consecutively intruding cold air causes solidification of the lava river surface and forms a “secondary roof”; 6. Below the secondary roof, erosion continues and a new lavafall cuts the tube further down; 7. Back-cutting leaves curved shelves marking temporary lava fall positions; 8. Where water can enter the tube the thin and hot glazing can be expanded into bubbles, finally bursting; 9. Spills occur from below, reinforcing the secondary ceiling and seeping back through the secondary roof, to be transformed into pendants with horizontal flat feet (“trays”). Other spills form only local “squeeze ups”; 10. Boulders derived either by roof or wall collapse or eroded from the floor float on the lava river and become coated spherically. Some are swept onto the secondary roof, blocking its upper end; others may get stranded below that roof; 11. The still hot primary roof extrudes residual melt that drips to the floor, being frozen by intruding cold air to form stalagmitic piles of discrete drips. Further extrusion is forming helictite-like “pig-tails” and cylindrical stalactites; 12. Final subsidence of flow and detachment from ceiling leaves cone-shaped stalactites, often consisting of many layers below ceiling; 13. The lava lake freezes-over, its last lava empties to below causing the crust to collapse. Also, the last bit of flow consolidates at the lava fall, sometimes forming irregular columns; 14. After the cave cooled, a younger flow crossed the cave and marginally flowed into the hot puka, forming a large column, stalactitic curtains and large stalactites; 15. The roof collapses again (“cold puka”; breakdown blocks preserved below), piercing both the primary roof and the later lava overlaying it. Such collapses often occur were a large hall exists underground.
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Pour citer cet article

Référence papier

Michel Detay et Björn Hróarsson, « Mise en place des pāhoehoe par tubes et tunnels de lave : concept et signatures volcano-géomorphologiques », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 24 - n° 4 | 2018, 365-388.

Référence électronique

Michel Detay et Björn Hróarsson, « Mise en place des pāhoehoe par tubes et tunnels de lave : concept et signatures volcano-géomorphologiques », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 24 - n° 4 | 2018, mis en ligne le 11 janvier 2019, consulté le 21 octobre 2019. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/12557 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.12557

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Auteurs

Michel Detay

Schematics – 7/F., Bonham Centre, 79-85 Bonham Strand, Sheung Wan, Hong Kong, Chine (mdetay@yahoo.com). *Auteur correspondant : Tél : +852 9093 7499

Björn Hróarsson

Extremiceland – Skutuvogur 13A, IS-104 Reykjavík, Islande (bjorn@u18.is).

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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