Le volcanisme de Mars

La planète Mars a vraisemblablement connu une intense activité volcanique dans son lointain passé, même si cette activité semble avoir cessé actuellement. Les volcans sont concentrés dans deux régions, le dôme de Tharsis à l'ouest et Elysium Planitia à l'est. Nous allons étudier successivement ces deux provinces volcaniques.

Le dôme de Tharsis

La région de Tharsis est un vaste plateau de 5500 km de diamètre et d'une hauteur de 6 à 10 kilomètres, qui porte sur son dos les édifices volcaniques les plus importants de la planète Mars. Cet énorme renflement de la surface martienne comprimerait la croûte sous 400 bars de pression. L'activité volcanique du dôme de Tharsis pourrait avoir commencé il y a 3 milliards d'années et s'être prolongée dans le temps pour s'achever finalement vers 800 millions d'années, très récemment donc d'un point de vue géologique. C'est une région qui se caractérise par une bonne corrélation entre la topographie et la gravimétrie. La compensation isostatique semble ici assez bonne, et l'importante masse des volcans serait compensée en profondeur par une croûte dont l'épaisseur pourrait atteindre 130 kilomètres (des travaux récents remettent cependant en question l'ampleur de la compensation isostatique, qui serait faible voire nulle).

Les principaux édifices du dôme de Tharsis sont des volcans boucliers. Ils sont ainsi nommés parce qu'ils ressemblent effectivement à un bouclier. Caractérisés par une pente faiblement inclinée (moins de 5°), ils sont formés de la superposition d'un grand nombre de coulées. En cela, ils sont semblables aux volcans des îles Hawaï, au Piton de la Fournaise de l'île de la Réunion, aux volcans des îles Galápagos, ou encore ceux d'Afrique ou d'Islande. Leur sommet est également marqué par une caldeira, gigantesque affaissement circulaire formé généralement lors du retrait brutal du magma de la cheminée, à la suite d'une éruption importante ou de l'ouverture de fissures latérales qui vont provoquer la vidange de la chambre magmatique. Dans le cas de volcans caractérisés par des éruptions explosives, le sommet de l'édifice peut être proprement décapité, l'explosion laissant derrière elle une dépression que l'on peut aussi qualifier de caldeira.

Le dôme de Tharsis est surmonté par trois énormes volcans boucliers alignés le long d'une fracture de la croûte superficielle de direction nord-est sud-ouest et séparé de 700 km les uns des autres : Ascraeus Mons (18 200 mètres de haut), Pavonis Mons (14 120 mètres de haut) et Arsia Mons (17 400 mètres de haut). Cette direction est essentielle pour comprendre les événements qui ont affecté la région de Tharsis. Les coulées de lave elles-mêmes se sont progressivement concentrées le long de fractures orientées dans la direction nord-est sud-ouest.

Si les boucliers martiens ressemblent fortement aux volcans terrestres, comme ceux des îles Hawaï auxquels nous n'avons pas fini de nous référer, ils s'en distinguent toutefois par une caractéristique majeure : leur taille ! Arsia, Pavonis ou Ascraeus Mons sont en effet des édifices gigantesques, d'une taille démesurée ! Ils mesurent chacun 400 km de diamètre environ et s'élève à 20 km de hauteur. De la même manière, leur caldeira sont affectées du même gigantisme. La caldeira d'Arsia Mons a un diamètre de 110 km, alors que celle du volcan Mauna Loa dans les îles Hawaii ne mesure que 2,7 km de diamètre. La profondeur de ces dépressions sommitales atteint par endroit 3 à 4 kilomètres.

Olympus Mons : le géant martien

S'il ne fallait retenir qu'un nom parmi les volcans martiens, ce serait celui la. Les trois volcans géants du dôme de Tharsis battent déjà pas mal de record, mais avec Olympus Mons, on atteint le sommet ! Le plus célèbre des volcans martiens est situé sur la bordure nord-ouest du dôme de Tharsis, à 1600 km des trois volcans précédents. Giovanni Schiaparelli avait d'abord appelé cette gigantesque formation Nix Olympica (les neiges de l'Olympe, en référence à l'Odyssée), car les nuages qui couronnaient son sommet étaient visibles sous la forme d'une tache pâle dans les télescopes. Olympus Mons ressemblait alors dans les télescopes à une montagne à la cime enneigée ! Gigantesque volcan bouclier de 26 km de hauteur et d'un diamètre de 600 km, sa superficie atteint 500 000 km². L'édifice volcanique et ses multiples coulées pourraient donc recouvrir la France entière !

Rappelons que le plus grand volcan terrestre, le Mauna Loa (îles Hawaï) ne mesure que 9 km de haut (depuis le fond du plancher océanique) pour 100 km de diamètre (la plus grande partie du volcan est en fait immergé, et seul dépasse des eaux du pacifique son sommet). Sa superficie est trente fois moins importante que celle d'Olympus Mons, et l'on pourrait loger cinquante Mauna Loa à l'intérieur du volume du géant martien. Olympus Mons possède une surface bosselée, caractérisée par un certain nombre de rupture de pentes. Ses flancs montrent effectivement une alternance de pentes abruptes et de terrasses plus douces. Ainsi, une pente de 5 ° peut subitement faire place à une pente plus marquée de 10°, voire plus. Cet aspect bosselé se rencontre aussi sur les volcans terrestres, comme ceux des îles Hawaï (Mauna Loa, Kilauea). Les volcans hawaïens voient leur masse augmenter, coulée après coulée. A un moment, la masse de l'édifice est trop importante et la périphérie glisse soudain vers le bas, le long de failles d'effondrement qui ceinturent l'édifice. La pente est alors marquée d'un important escarpement, une rupture de pentes bien visible. Mais les changements de pentes d'Olympus ne ressemblent pas parfaitement à ceux qui marquent les flancs des volcans terrestres. Il se pourrait que les différentes "jupes" qui entourent le volcan soient non pas entraînées vers le bas par leur propre poids, mais soient au contraire poussées vers le haut par le bombement du volcan. Dans ce cas, les failles qui marquent les ruptures de pentes sont bien différentes. Dans le cas ou toute une partie du volcan glisse vers le bas sous son propre poids, les terrains sont soumis à une extension, un étirement, et les failles qui apparaissent sont qualifiées de normales. Si, au contraire, une partie des flancs est poussée vers le haut, il y a compression des terrains et apparition de failles de chevauchement, ou failles inverses.

La caldeira d'Olympus n'a rien à envier aux dimensions de l'édifice qui la porte. Son diamètre est de 65 x 80 km et sa profondeur de 2 à 3 km (à comparer aux 5 kilomètres de la caldeira du Kilauea). Au fond, le plancher de la caldeira est marque par une surface plutôt plate, marqué ci et la par des rides de compression qui se sont formés lors du refroidissement de la surface incandescente. La caldeira d'Olympus a pu accueillir, comme ses homologues terrestres, des lacs de lave qui se sont depuis refroidi, laissant poindre en surface un toit de basalte noir solidifié. La caldeira est complexe et atteste d'une histoire mouvementée. Le premier effondrement a abaissé la surface d'un kilomètre. Il a laissé des failles d'extension circulaires tout autour de la caldeira, alors que le centre a été le siége d'une intense compression, sous l'effet du tassement de la masse effondrée. Un deuxième effondrement est ensuite intervenu, suivi par quatre autres ! Encore une fois, on retrouve ces caldeiras complexes, constituées de formes circulaires emboîtées les unes dans les autres, sur les volcans terrestres tels que les volcans Hawaïens.

La base du volcan est soulignée par un formidable escarpement. Au niveau de la face nord, des falaises abruptes dominent des plaines qui s'étendent 6 kilomètres en contrebas. Les reliefs sont aussi bien marqués au sud-est, avec des à pic de 2 à 3 kilomètres. Ailleurs, la falaise semble disparaître et le volcan rejoint calmement les plaines environnantes. Cet escarpement provient peut être d'un effondrement de la périphérie du volcan sur son propre poids. On imagine le cataclysme qui a du alors se produire ! Olympus Mons est également entouré par une formidable auréole d'un terrain découpé en losanges et qui s'étend jusqu'à des centaines de kilomètres de la base du volcan. Cette auréole est peut être justement le résultat du glissement de terrain qui est à l'origine de la formation du piédestal qui ceinture Olympus Mons.

Les fractures visibles à la surface d'Olympus Mons peuvent être utilisés pour tenter de situer la chambre magmatique du volcan et définir sa taille. La chambre magmatique serait aussi grosse que la caldeira (80 km) et serait située 10 ou 15 km en dessous du sommet, soit bien au-dessus des plaines environnantes. Une chambre magmatique perchée et énorme, voila quel pourrait être le moteur d'Olympus Mons. Aujourd'hui, son contenu est sans doute complètement solidifié en basalte. Mais lorsqu'elle était en activité, remplie d'un liquide magmatique chaud qui ne demandait qu'à sortir pour aller grossir le volcan, elle a laissé des marques que l'on peut encore observer aujourd'hui. Une chambre magmatique en activité n'est pas sans effet sur les parois d'un volcan. Lorsqu'elle se remplit, elle exerce une pression considérable sur les roches qui l'entourent (l'encaissant), et celles ci finissent par présenter des failles de compression. Au contraire, lorsqu'elle se décharge, la pression disparaît et les parois reprennent leur place avec l'ouverture de failles de distension (extension).

Les laves qu'a vomi Olympus Mons sont sans doute basaltiques. Seuls des laves très fluides, pauvres en silice et riches en minéraux ferromagnésiens (olivine, pyroxène) peuvent s'écouler sur des pentes très faibles et constituer des coulées longues parfois de plusieurs centaines de kilomètres (à condition toutefois de ne pas refroidir trop vite, en cheminant sous des tunnels par exemple).

Les volcans du dôme de Tharsis sont plutôt jeunes. Déterminer leur âge n'est pas chose facile, mais on peut avancer un âge de 700 millions d'années pour Arsia Mons, 300 millions d'années pour Pavonis, entre 100 et 20 millions d'années pour Ascraeus. Certaines coulées du géant Olympus seraient très jeunes, 30 millions d'années, une durée très courte pour les temps géologiques. Olympus Mons pourrait donc bien être le plus jeune des volcans martiens.

Le secret des volcans martiens

On vient de le voir, les volcans martiens ont la folie des grandeurs. Leur principale différence avec les volcans terrestres concerne la taille. Comment expliquer les proportions démesurées des boucliers martiens ? La réponse est en fait assez simple. Si les volcans martiens comme Olympus Mons sont aussi gros, c'est parce que Mars ne semble pas posséder de tectonique de plaques (ce point sera étudié en détails dans la deuxième partie de ce chapitre).

Imaginons un volcan terrestre sur sa plaque lithosphérique. Il est alimenté par une remontée magmatique qui arrive à percer la croûte superficielle pour répandre ses liquides brûlants en surface. Mais par le jeu de la tectonique de plaques, la plaque lithosphérique bouge, alors que le panache de magma reste en place. Ainsi, au bout d'un certain temps, l'édifice qui s'était petit à petit construit par coulées successives de laves s'éloigne de sa source. Le déplacement est infime à l'échelle d'une année (quelques centimètres), mais au bout d'un million d'années, la plaque qui transporte le volcan sur son dos s'est éloignée de plusieurs dizaines de kilomètres de la source magmatique. Les tuyaux sont coupés et l'édifice volcanique meurt, alors qu'un nouvel édifice se forme à l'aplomb du panache.

Le meilleur exemple de ce mécanisme est constitué par les volcans de la chaîne d'Hawaï. La plaque pacifique passe dans cette région au-dessus d'un point chaud (20°N, 155°W), dont la pointe de feu, tel un chalumeau, perce la plaque pour y déposer des édifices volcaniques. Cette plaque se déplace à la vitesse déjà importante de 10 cm/an. Aujourd'hui, c'est le bouclier du Mauna Loa / Kilauea qui utilise le chalumeau. Son grand frère, qui occupait la place avant lui, est déjà vieux de 5000 ans, et il est situé au nord ouest du premier. Et si l'on poursuit dans cette direction, on trouve des volcans tous les 40 ou 50 km, tous de plus en plus vieux (Haleakala, le volcan de l'île de Maui, 1 million d'années, Oahu, 3 millions d'années, Kauai, 5 millions d'années). On trouve enfin les frigates françaises et les îles de Midway (20 millions d'années). A 3000 km du point chaud, la chaîne de volcans, devenue sous-marine, forme un coude assez brusque et continue plein nord. Ce coude s'explique simplement par le fait que la plaque pacifique se dirigeait vers le nord et qu'elle a subit un changement de direction il y a 48 millions d'années, pour continuer sa petite balade dans une autre direction, vers le nord ouest. Le point chaud n'a eu de cesse de poinçonner la plaque lithosphérique qui passait au-dessus de lui en y laissant un sillage de volcans, ce qui permet au final de remonter dans le temps et de comprendre les déplacements de la plaque pacifique.

Ainsi, les volcans terrestres qui se forment au-dessus d'un même point chaud sont petits, car ils sont arrêtés dans leur croissance par le déplacement des plaques lithosphériques. Par contre, ils deviennent rapidement très nombreux en formant une chaîne volcanique. Sur Mars, tout est différent. Le volcan est tout seul, mais il est énorme ! Mars ne possède effectivement pas de plaques lithosphériques en mouvement. Un volcan qui s'établit au-dessus d'un point chaud y reste toute sa vie. Coulée après coulée, rien ne vient perturber l'alimentation en magma de l'édifice et celui finit par atteindre des proportions titanesques, comme l'illustre bien le géant martien Olympus Mons.

Pour construire des édifices aussi gigantesques, le débit a du être colossal. On l'estime à 1 million de m3/s pour les coulées de 300 km de long d'Arsia Mons. Par comparaison, le volcan islandais Hekla, lors de son éruption en 1947 a libéré des flots de lave avec un débit de 100 000 m³/s, pendant quelques jours seulement. Des débits identiques mais étalés sur des semaines ont du être nécessaire pour constituer les plus grands plateaux basaltiques terrestres : celui de la Columbia River et les célèbres trappes du Deccan en Inde. Les volcans martiens ont du émettre des laves pendant des millions d'années. Il a du y avoir pas mal de phase de repos, certes, mais les volumes mis en œuvre laissent quand même rêveur.

La plaine d'Elysium et Elysium Mons

La région d'Elysium constitue la deuxième province volcanique importante de la planète Mars, après celle du dôme de Tharsis. Elle est aussi centrée sur un renflement de la croûte martienne, mais ses dimensions sont plus petites que celles de Tharsis (1700 km sur 2400 km d'envergure pour 4 à 5 km de haut). Le volcan le plus imposant de cette région est Elysium Mons. Il culmine à 10 km au-dessus des plaines d'Elysium, et son diamètre atteint 170 km. Sa caldeira mesure 14 km. C'est également un volcan bouclier, avec des pentes assez faibles (4 à 5 °). Mais Elysium Mons ne s'est sans doute pas construit uniquement à partir de coulées basaltiques.

L'origine du dôme de Tharsis et de la province d'Elysium demeure inconnue. Certains chercheurs pensent cependant que ces deux énormes bombements de la croûte se sont formés en réaction à des impacts météoritiques. L'impact d'un astéroïde avec la surface d'une planète donne naissance à des ondes de chocs d'une puissance titanesque. A partir de l'épicentre, ces dernières se propagent dans toutes les directions, avant de converger vers un point situé aux antipodes de l'impact. La région où les ondes vont ressortir va subir des bouleversements géologiques considérables. Or il suffit de faire tourner entre ses mains un globe de Mars pour se rendre compte que Tharsis est situé à l'opposé du bassin d'impact d'Hellas, et que la province d'Elysium se trouve aux antipodes du bassin d'Argyre. Il convient bien sûr de ne pas tirer de conclusions hâtives de ces simples observations, mais on ne peut s'empêcher de penser que ces deux formations remarquables de la surface martienne - bassin d'impact et bombement volcanique - sont liées. Les vagues de pression émises par les impacts d'Hellas ou d'Argyre ont parfaitement pu déclencher à l'autre bout de la planète une activité volcanique débridée, qui a finalement conduit à l'apparition des renflements de Tharsis ou d'Elysium.

Les autres édifices volcaniques

Le volcanisme de la planète Mars ne se résume pas aux volcans boucliers de Tharsis et d'Elysium Planitia. D'autres volcans de dimensions plus modestes (de 60 à 180 km de diamètre) ont été localisés en différents points de la planète non seulement sur Tharsis et Elysium, mais aussi à d'autres endroits de la planète comme dans la plaine Isidis Planitia, au niveau du bassin d'Hellas, dans Mare Acidalium et Utopia Planitia. Les volcans les plus minuscules mesurent 5 km de diamètre. Il s'agit la plupart du temps de petits cônes volcaniques alignés sur des failles ou des fractures de la croûte martienne.

Les dômes (Tholus) sont plus petits que les volcans boucliers, avec des pentes assez fortes (quelquefois plus de 8 degrés). La lave éjectée pendant les éruptions a du être plus visqueuse que celle émise par les boucliers, et elle s'est donc bien moins étalée. Enfin les flancs de certains dômes semblent parcouru par des chenaux et des rides. Nous aurons l'occasion de reparler de ces structures. Les dômes sont présents aussi bien dans la région de Tharsis (on peut citer Ceraunius Tholus, Uranius Tholus, Tharsis Tholus) que sur la plaine d'Elysium (Albor Tholus, Hecates Tholus).

On trouve aussi des volcans en forme de galette ou de soucoupe renversée (Patera) comme le fameux Alba Patera. Alba Patera est un volcan unique en son genre. Sa forme rappelle celle d'une soucoupe renversée. C'est un volcan très large situé vers les hautes latitudes (50° de latitude nord). Il possède deux caldeiras enchevêtrées en guise de structure centrale, ce qui le fait ressembler à un œil entouré par deux paupières. Il mesure 1600 km de diamètre, mais il ne s'élève pas plus de 3 km au-dessus des plaines environnantes ! Ses pentes sont donc très douces. Elles n'en sont pas moins affectées par des fractures gigantesques qui courent sur plusieurs centaines de kilomètres et dont la largeur atteint par endroit 1000 à 2000 mètres.

On compte sur Mars d'autres structures ressemblant à Alba Patera, mais d'une taille bien inférieure. On peut citer Ulysses Patera et Biblis Patera pour les volcans de Tharsis, Apollinaris Patera et Orcus Patera pour la plaine d'Elysium, Hadriaca Patera, Amphitrites Patera et Tyrrhena Patera au niveau du bassin d'Hellas. A chaque fois, on retrouve la forme en soucoupe renversée, des pentes très faibles et une surface constellée de fractures disposées radialement par rapport à la caldeira circulaire centrale. En règle générale, ce sont des volcans très vieux, dont la surface affaiblie par les outrages du temps porte les marques de l'érosion et des impacts météoritiques. Certains ont presque entièrement disparu sous l'effet de l'érosion. Ces volcans datent vraisemblablement de deux, trois ou même quatre milliards d'années. Ils comptent donc parmi les plus vieux édifices de la planète Mars. On le voit, les premiers volcans martiens n'avaient donc rien à avoir avec Olympus Mons !

Il est courant d'observer sur les pentes de certains volcans des chenaux qui parcourent et ravinent leur flanc. A première vue, on pourrait penser qu'il s'agit de coulées de lave, mais d'autres explications sont possibles : traces laissées par le passage d'une nuée ardente, lahars, coulées de boues volcaniques qui déferlent sur le flanc de certains volcans terrestres. Il pourrait enfin s'agir de chenaux creusés par l'érosion fluviale. Les flancs de certains volcans ont été intensément disséqués et découpés par ces chenaux, ce qui indique la présence d'un matériau fragile et friable, comme de la cendre consolidée ou des tufs volcaniques. Nous sommes donc ici en présence d'un volcanisme bien différent de celui qui caractérise les volcans boucliers.

Dans le cas des boucliers, la lave émise était très fluide. Elle s'écoulait calmement en surface, construisant l'édifice, coulée après coulée. Certains volcans on pu héberger des lacs de lave en fusion au niveau de leur caldeira et émettre des magnifiques fontaines de lave comme celles que l'on peut parfois observer sur Terre. Le volcanisme des volcans boucliers est avant tout un volcanisme effusif. La situation est bien différente pour certains dômes ou certains volcans en forme de galette. Lorsque le magma est riche en silice et enrichi en gaz, l'éruption sera explosive. Le volcan va cracher toute sorte de débris pyroclastiques (que l'on appelle aussi tephra) : des cendres, de la poussière, des lapilli, des bombes volcaniques. Le cône volcanique se construira dans ces matériaux qui ne résisteront pas longtemps à l'érosion. La porosité du sol et des roches sera telle que la surface va agir comme une éponge. Elle va se gorger d'eau de ruissellement (celle-ci pouvant se transformer en glace). Lors d'une nouvelle éruption, le magma chaud rentrera en contact avec le sous-sol saturé de glace, qui va brutalement se liquéfier et entraîner une inondation cataclysmique qui pourra emporter tout un flanc du volcan. Il se peut même que l'eau des parois du volcan arrive en rentrer en contact avec la chambre magmatique. La réaction sera particulièrement violente. L'eau sera vaporisée instantanément et la surpression finira par faire voler en éclat l'édifice volcanique (éruption phréatomagmatique).

Volcanisme de plaine

Mars est également caractérisé par un volcanisme de plaine. Des régions entières sont constituées d'étendues de laves qui s'étendent à perte de vue, paysages monotones et désolés. Ici, point d'édifices volcaniques en forme de cônes. La lave s'est épanchée directement à partir de fissures, celle-ci finissant par disparaître sous leurs propres coulées ! On trouve le volcanisme de plaine au même endroit que les volcans boucliers. Il caractérise les bassins d'Hellas et de Chryse Planitia, les plaines du nord (comme Utopia Planitia). Plus de 60 % de la surface martienne serait recouverte par des champs de laves fluides. La surface de ces plaines de lave est en général assez plate, marqué ça et la de rides de compression (formées par le tassement des couches de laves) qui courent sur des dizaines de kilomètres. L'érosion aurait réussi à attaquer en profondeur les coulées en donnant naissance à des paysages typiques ou alternent blocs érodés et sol poussiéreux.

L'âge des volcans martiens

La datation des volcans martiens n'est pas un exercice très simple. Il est assez difficile de les affubler d'un âge précis d'après le nombre de cratères d'impact qui ponctuent leur surface. Il existe effectivement différentes échelles chronologiques pour la planète Mars.

Pour résumer en quelques lignes la situation, on estime l'âge d'un terrain en dénombrant les cratères d'impact qui poinçonnent sa surface. Plus les cratères d'impact sont nombreux, plus le terrain est ancien (les cratères les plus importants sont aussi les plus vieux). Pour dater précisément le terrain, il faut utiliser un graphique qui indique pour un taux de cratérisation donné l'âge correspondant en millions ou milliards d'années. Le problème c'est que le seul graphique de ce type que nous avons pu réaliser jusqu'à présent concerne la Lune. L'extrapolation à la planète Mars est possible mais complexe, ce qui explique l'existence de plusieurs chronologies martiennes. Chaque relief martien aura donc plusieurs âges en fonction des différentes échelles. Le problème, c'est que les différences sont loin d'êtres négligeables (pour ceux qui veulent plus de détails, ce sujet épineux est expliqué dans le chapitre concernant les cratères d'impact).

Ainsi, avec l'échelle chronologique de William Hartmann, le volcan Olympus Mons se voit attribuer un âge de 100 millions d'années. Si l'on décide maintenant d'utiliser l'échelle de Neukum dans sa dernière version, on tombe sur un Olympus Mons est bien plus ancien. Son âge s'étale alors entre 2 milliards et 300 millions d'années !

Heureusement pour nos géologues, la sonde Mars Global Surveyor est venue mettre un peu d'ordre dans ce fatras grâce à sa caméra surpuissante. Les chercheurs attendaient avec impatience les images haute résolution des coulées de lave qui s'étalent sur les flancs des volcans martiens, avec pour objectif avoué de dénombrer les petits cratères d'impact. Or ceux ci sont d'une étonnante rareté. Certaines coulées sont donc vraiment très jeunes.

La caldeira d'Arsia Mons, le plus vieux des volcans géants de la région de Tharsis, ne possède aucun cratère de plus de 1 kilomètre de diamètre. Lorsque l'on compte les cratères plus petits, on arrive à la conclusion que la bouche d'Arsia Mons crachait encore des flots de lave entre 200 et 40 millions d'années ! Quant aux flots magmatiques d'Olympus Mons, on y dénombre 100 fois moins de petits cratères que sur les laves des plaines lunaires âgées de 3,5 milliards d'années. Après calculs, les coulées avouent enfin leur âge : 2 à 10 millions d'années. Une bagatelle à l'échelle des temps géologiques ! Même en tenant compte des incertitudes qui entachent toujours ce genre d'estimation, il faut se rendre à l'évidence. Certains volcans du dôme de Tharsis étaient encore actifs il n'y a pas si longtemps. Des laves tout aussi fraîches attendent les géologues dans la province d'Elysium, comme la coulée très fluide qui a rempli le chenal de Marte Vallis.

L'hypothèse selon laquelle l'activité volcanique pourrait avoir persisté très longtemps dans l'histoire de la planète se trouve donc confirmée en partie par les observations de Mars Global Surveyor. Le volcanisme martien a certes décliné plus rapidement que celui de la Terre au cours des temps géologiques, mais le phénomène n'a pas été aussi brutal que prévu. L'âge des météorites martiennes semble confirmer ce déclin progressif du volcanisme martien : si la fameuse météorite ALH84001 est âgée de 4,5 milliards d'années comme la plupart des météorites conventionnelles (qui datent du début de la formation du système solaire), l'âge des autres pierres s'échelonne dans le temps : de 1,3 milliards d'années pour la première Chassignite et les Nakhlites, 474 millions d'années pour Dar al Gani 476 et jusqu'à 150 millions d'années pour les Shergottites.

Mais quelques géologues vont plus loin et n'hésitent plus une seconde à classer certains volcans, comme Olympus Mons, parmi les édifices encore actifs ou qui pourraient se réveiller à l'avenir ! Une confirmation écrasante serait de prendre un volcan la main dans le sac, en train de vomir un flot magmatique ! En comparant deux prises de vue très rapprochées dans le temps, on pourrait observer l'avancée d'une coulée fraîche de lave. Il serait également possible de détecter une éruption volcanique en surveillant la composition de l'atmosphère. La couche d'air qui entoure Mars est très ténue, et sa composition serait donc sensiblement modifiée par les exhalations d'un volcan (on pourrait noter par exemple une augmentation de la teneur en dioxyde de soufre ou en vapeur d'eau). Pour un spectromètre infrarouge, une éruption volcanique apparaîtrait comme une très forte concentration de chaleur, une sorte de point chaud à la surface de Mars. En surveillant la surface dans l'infrarouge, on pourrait ainsi observer le réveil de volcans ou suivre le cheminement des coulées de lave. Qui sait, peut être que le spectromètre d'émission thermique (TES) embarqué sur Mars Global Surveyor détectera la chaleur d'une coulée sur les pentes d'Olympus Mons ! Enfin, un réseau de petites stations équipées de sismométres (comme celles du projet NetLander) pourraient, à condition d'être placées à proximité de la cheminée du volcan, capter les secousses sismiques précédant l'éruption.

Mars n'est donc peut être pas aussi morte qu'on a bien voulu le croire. Le fait que la planète soit encore active du point de vue géologique serait une bénédiction pour tous les géologues et volcanologues, mais offriraient également d'autres avantages. Une circulation hydrothermale dans la croûte permettrait aux futurs explorateurs martiens d'utiliser l'énergie géothermique pour se chauffer ou faire fonctionner leurs appareils. Ces derniers seraient également assurés de trouver des filons minéraux (cuivre, or, argent, plomb, uranium) utiles pour la métallurgie. Mais, et c'est sans doute le point le plus important, l'activité volcanique et géothermique a peut être permis la survie d'éventuels microorganismes au sein de petites enclaves souterraines. Dans les profondeurs de la croûte martienne, protégés des conditions agressives de la surface et pataugeant allégrement dans une eau chaude et riche en sels minéraux, les martiens en viennent presque à ne plus regretter le manque de lumière ...

Dans quelques mois

Dans une seconde partie, nous dresserons les caractéristiques du volcanisme martien pour le comparer avec le volcanisme terrestre. Ce sera également l'occasion de présenter quelques notions de bases : type de laves, formation du magma, mécanisme des éruptions, tectonique de plaques, etc ...

Pour en savoir plus :

Chroniques martiennes : Le feu et la glace d'Olympus Mons.
Nomenclature martienne : Mons, Tholus et Patera.
Sojourner, un géologue sur Mars !
Une tectonique des plaques sur Mars ?
Les images de Mars Global Surveyor : Olympus Mons, Elysium Mons, Ascraeus Mons et Tempe Terra.

Le plus haut volcan du système solaire, Olympus Mons. Sa masse est tellement importante qu'il exercerait sur la croûte une pression de 1715 bars (Crédit photo : NASA).

Une image en trois dimensions du volcan Olympus Mons vu du Nord Est. L'escarpement entre les bords du volcan et la plaine environnante est bien visible (Crédit photo : NASA).

Comparaison explicite entre le volcan Olympus Mons (600 km de diamètre, 26 km de haut) et la France. Quand le cratère sommital (la caldeira) est placé juste à l'aplomb de la ville de Clermont-Ferrand, la base d'Olympus Mons recouvre sans mal Paris, Lyon ou Bordeaux ! (Crédit photo : Gilles Dawidowicz, avec son aimable autorisation).

La caldeira d'Olympus mesure 60 x 85 km. C'est une structure énorme et complexe, constituée de formes circulaires emboîtées les unes dans les autres, les plus récents effondrements découpant à l'emporte pièce les anciens cratères circulaires. La caldeira la plus récente (en bas à gauche) a pu héberger un lac de lave en fusion (Crédit photo : ESA).

La caldeira parfaitement circulaire de Pavonis Mons (20 km de hauteur) contraste fortement avec les caldeiras complexes d'autres volcans, comme celle d'Ascraeus Mons. Elle résulte peut être d'un unique effondrement de la partie sommitale du volcan. Mais il est plus probable que de petites caldeiras coiffaient déjà le sommet de Pavonis, avant d'être détruites lors de la formation de la caldeira actuelle. Celle-ci mesure 40 km de diamètre et la hauteur de ses falaises atteint 4 kilomètres. La crête au nord-est marque le bord d'une zone de subsidence qui a affecté une grande partie du volcan (Crédit photo : NASA).

Arsia Mons, l'un des trois volcans géants qui surmontent le dôme de Tharsis. Il culmine à 17 km d'altitude (sans compter les 10 km supplémentaires apportés par le dôme de Tharsis). Sa caldeira est bien plus importante que celle de Pavonis ou d'Olympus Mons, puisqu'elle mesure 120 km de diamètre ! La caldeira d'Arsia est unique, une seule structure circulaire bordée d'un important réseau de failles concentriques d'effondrement. On distingue par endroit des brèches dans la paroi de la caldeira. Des fissures éruptives, par où s'est écoulé la lave, sont concentrées au nord est et au sud ouest (en haut et en bas). Les pentes au sommet sont plus fortes (2 à 3°) que celle à la base du volcan. Les coulées ont été étroites, serrées et courtes dans la partie haute du volcan, alors qu'elles étaient larges, évasées et longues pour la partie basse. Ces variations dans les coulées s'expliquent surtout par des différences de débit. Les fissures basses du volcan ont du émettre plus de laves en fusion. Celle-ci est donc restée chaude plus longtemps et a donc pu parcourir une distance plus importante avant de se figer définitivement (Crédit photo : Calvin J. Hamilton).

Uranius Tholus est l'un des plus petits volcans du dôme de Tharsis (60 km de diamètre pour 3 kilomètres de haut), mais il est aussi bien plus vieux qu'Olympus Mons, comme l'atteste le nombre important de cratères d'impact à sa surface (Crédit photo : Calvin J. Hamilton).

Apollinaris Patera (vu ici sous l'objectif de Mars Global Surveyor) a sans doute une double origine : explosive avec l'émission d'une grande quantité de cendres (voir les vallées qui entaillent les flancs du volcan) et effusive, comme semble l'indiquer la coulée qui chemine sur son flanc sud. Apollinaris Patera est situé près de l'équateur. Il culmine à 5 kilomètres d'altitude et sa caldeira sommitale (partiellement recouverte par un fin voile de nuage blanc sur cette photographie) mesure 80 kilomètres de diamètre (Crédit photo : Malin Space Science Systems/NASA).

On trouve des petits cônes volcaniques dans de nombreuses régions de Mars, comme ici, à l'est du bassin d'Hellas (Crédit photo : Calvin J. Hamilton).

Tyrrhena Patera, l'un des volcans en forme de soucoupe. On devine la forme très aplatie du volcan et la caldeira centrale entourée radialement par toute une série de dépressions, dont deux sont parfaitement visibles. Tyrrhena ressemble tellement à la corolle d'une fleur de pissenlit qu'il a été affecté de ce surnom ! Le faible relief et la nature facilement érodable de l'édifice indique que celui ci est sans doute formé par des dépôts pyroclastiques. Le type d'éruption est donc ici explosif, bien différent des éruptions effusives répétées qui ont construit les volcans boucliers de Tharsis (Crédit photo : Calvin J. Hamilton).

La caldeira du volcan Hecates Tholus vue par la sonde Mars Express (Crédit photo : ESA).