Introduction
Imaginez le Macellum de Putéoles au IIIe siècle apr. J.-C. : un marchand de comestibles dispose des caisses de mulets et d’oursins dans la cour pavée d’un marché romain, sous des colonnes de granite gris, des devantures de boutiques en marbre et, au centre, une tholos circulaire. Près des caniveaux, le sol est de nouveau mouillé. Il l’a déjà été. La mer n’est plus là où elle était. Il ne peut pas savoir que le marbre dans son dos est en train de devenir le marégraphe d’un volcan.
Dix-sept siècles et demi plus tard, le soir du 20 mai 2024, un sismologue de l’INGV, à l’Osservatorio Vesuviano de Naples, regarde une forme d’onde grimper sur un écran. À 18 h 10 UTC, soit 20 h 10 en Italie, un séisme de magnitude Md 4,4 vient de frapper la zone des Champs Phlégréens, près de Pouzzoles : c’est l’événement le plus fort de la crise bradysismique en cours jusque-là. Sur un autre écran, les données GNSS montrent la zone du port qui se soulève de quelques centimètres par mois. Les deux signaux remontent à la même croûte agitée qui a noyé le marché romain. Les chercheurs y lisent ce que Charles Lyell tentait de lire en 1828, avec de meilleurs instruments et le même problème de fond : comment savoir si un volcan qui respire est sur le point de se calmer, de se fissurer ou d’entrer en éruption ?
Voici le fait contre-intuitif au cœur de cette histoire. Les trois colonnes qui se dressent encore au Macellum ont été noyées sous au moins 5,8 m d’eau (19 pieds), perforées par des bivalves marins, puis ont de nouveau émergé à l’air libre ; et elles ont fait cela au moins deux fois, au fil des siècles, sans jamais se renverser. Ce refus de tomber est précisément la raison pour laquelle Lyell a pu les lire. Si le sol s’était rompu brutalement, les colonnes ne seraient plus que gravats. Elles enregistrent au contraire une subsidence progressive et un soulèvement progressif : ce lent mouvement vertical que les géologues appellent bradysisme. Aux Champs Phlégréens, le volcan respire à travers la ville.
Les Champs Phlégréens sont-ils sur le point d’entrer en éruption ? Aucune source scientifique ne donne actuellement de date d’éruption fiable. Les indices les plus solides montrent un système d’agitation qui s’accélère, associant soulèvement, séismes superficiels, pression hydrothermale et apport croissant de gaz magmatiques. Une prépublication de 2026 suggère une possible transition critique vers 2030–2034, mais il ne s’agit pas d’une prévision d’éruption évaluée par les pairs.
Un marché qui fut sous l’eau
Malgré son ancien nom, l’édifice n’est pas un temple de Sérapis. C’était une halle de marché : le Macellum de Pouzzoles, le marché alimentaire de la colonie romaine de Putéoles. On date généralement la construction de la fin du Ier siècle ou du début du IIe siècle apr. J.-C., avec une restauration sévérienne au IIIe siècle. Son nom de temple vient d’une erreur du XVIIIe siècle : les fouilleurs ont trouvé une statue de Sérapis et ont lu tout l’édifice à travers ce seul objet. Lorsque les géologues sont arrivés, les colonnes étaient devenues plus importantes comme preuves que comme architecture.
Les trois colonnes intactes mesurent environ 12,7 m de haut (environ 42 pieds) ; elles sont taillées dans du marbre cipolin, cette pierre veinée de vert et de blanc extraite dans l’île grecque d’Eubée. À mi-hauteur de chaque colonne, une bande sombre de petits trous fait le tour du fût sur plusieurs mètres. Chaque trou est l’empreinte d’un seul Lithophaga lithophaga, la datte de mer méditerranéenne, un bivalve qui perfore le calcaire et le marbre en combinant dissolution chimique et raclage mécanique. Les traces fossiles de ce type s’appellent des gastrochaenolites. Des dattes de mer encore vivantes, avec leur coquille, étaient restées coincées dans certains trous quand Lyell est venu.
Voilà l’énigme. Les dattes de mer vivent sous l’eau et ne peuvent forer une colonne de marbre que si celui-ci est resté immergé dans l’eau de mer assez longtemps (des décennies au minimum) pour qu’elles le colonisent. Les perforations se concentrent dans une bande bien distincte : assez haute pour attester une longue submersion marine, mais assez restreinte pour montrer que certaines parties des colonnes étaient protégées, enfouies ou n’ont jamais été colonisées. Le niveau marin relatif avait changé ; les colonnes étaient restées debout.
En 1828, le mathématicien britannique Charles Babbage, le même Babbage qui a conçu la machine à différences, a mené un relevé minutieux des ruines. Il a mesuré une incrustation brunâtre montant jusqu’à environ 2,7 m (9 pieds) au-dessus du sol, et l’anneau dense de perforations de Lithophaga qui s’étendait jusqu’à environ 5,8 m (19 pieds). Il y a lu l’histoire d’une submersion progressive : d’abord, un étang saumâtre peu profond s’était formé à l’intérieur du bâtiment, puis la mer l’avait entièrement envahi, puis il avait de nouveau émergé. Ses Observations on the Temple of Serapis at Pozzuoli, near Naples, rédigées en 1828, ont finalement été publiées en 1847.
Lyell s’est rendu sur place la même année que Babbage et est parvenu à la même conclusion physique. Les colonnes étaient descendues puis remontées, à la verticale, lentement, dans la mémoire vivante d’une civilisation humaine ininterrompue. Pour frontispice de ses Principles of Geology (« Principes de géologie »), parus en 1830, il a choisi une gravure des trois piliers, réalisée d’après les croquis pris sur place par John Izard Middleton et l’illustration d’Andrea di Jorio de 1820. C’est l’argument visuel fondateur de l’actualisme. Les forces qui façonnent le présent ont façonné le passé. La Terre n’est pas un décor de théâtre. Elle bouge.
Lyell avait anticipé l’objection évidente : un bâtiment submergé à ce point n’aurait-il pas dû être fracassé ? Il y a répondu par un autre exemple de terrain. « Que des édifices aient pu être submergés, puis soulevés, sans être entièrement réduits à un tas de ruines, ne paraîtra pas une anomalie », écrivait-il, « quand on se rappelle qu’en 1819, lorsque le delta de l’Indus s’est affaissé, les maisons du fort de Sindree se sont enfoncées sous les vagues sans être renversées. » En 1832, lors de la toute première escale du HMS Beagle, un Charles Darwin de 22 ans a gravi les falaises de São Tiago, dans les îles du Cap-Vert, avec dans ses bagages le premier volume des Principles. Il y a vu une bande de coquilles marines prises dans la roche volcanique, très haut au-dessus de la mer, a appliqué le raisonnement de Lyell et a noté dans son journal qu’il se sentait « sûr qu’à St Jago, par endroits, une ville avait pu être soulevée sans qu’une seule maison soit endommagée ». Les colonnes de Pouzzoles étaient devenues une méthode.
Sur quoi les Romains ont bâti
Le macellum se trouve à l’intérieur d’un ensemble que les Romains ne pouvaient pas cartographier comme un seul volcan : la caldeira des Champs Phlégréens (Campi Flegrei en italien), un système volcanique à l’ouest de Naples qui s’étend sur terre et sur mer autour de la baie de Naples et du golfe de Pouzzoles. À la différence du Vésuve voisin, qui se dresse en cône avec un sommet bien visible, les Champs Phlégréens forment une dépression volcanique : cratères, tufs, fumerolles, routes, immeubles d’habitation et murs de port cousus sur un même sol qui bouge.
Deux éruptions à l’origine de caldeiras dominent l’histoire des Champs Phlégréens. L’éruption de l’ignimbrite campanienne a eu lieu il y a environ 39 000–40 000 ans ; ce fut la plus grande éruption explosive connue en Europe au cours des 200 000 dernières années. Les estimations récentes situent son volume en équivalent roche dense autour de 181–265 km3, tandis que la littérature plus ancienne arrondit souvent les produits émis à l’ordre de 300 km3. Ses cendres ont été transportées loin à travers l’Europe orientale jusqu’à l’ouest de la Russie. Il y a environ 15 000 ans, l’éruption du tuf jaune napolitain a formé une caldeira emboîtée plus petite et produit la pierre volcanique jaune qui colore encore Naples. Depuis, plus de 70 éruptions, pour la plupart explosives, se sont produites à l’intérieur de la caldeira, regroupées en trois grandes époques éruptives. La dernière est survenue après une longue pause : le Monte Nuovo, en 1538.
L’éruption de 1538, qui a bâti une montagne en une semaine
Pendant la plus grande partie du Moyen Âge, Pouzzoles s’enfonçait. Des documents du XIIe au XVe siècle décrivent un littoral qui recule, un port de moins en moins profond et les colonnes du macellum qui disparaissent lentement sous la mer. Puis, à la fin du XVe siècle, le sol a recommencé à remonter. Le soulèvement s’est accéléré au début du XVIe siècle. Au printemps 1538, il avait atteint plusieurs mètres. Puis, dans la nuit du 29 au 30 septembre 1538, après de violents essaims sismiques, une bouche s’est ouverte du côté des terres du petit village de Tripergole. En une semaine d’activité environ, une éruption explosive et effusive a édifié un cône de ponces et de scories de 130 m (430 pieds) que les habitants ont baptisé, avec le littéralisme des désespérés, Monte Nuovo, la « Nouvelle Montagne ». L’éruption précédente aux Champs Phlégréens remontait à environ 3 000 ans plus tôt. Le cône est toujours là, clôturé, transformé en petite réserve naturelle.
Ce qui compte, aujourd’hui, dans l’histoire du Monte Nuovo, c’est son prélude. Les reconstitutions détaillées de Di Vito et de ses collègues montrent un soulèvement du sol qui commence au moins 70 ans avant l’éruption de 1538 et s’accélère au cours des dernières décennies. Les séismes et les émissions de gaz se sont intensifiés dans l’année précédente. Pour quelqu’un qui vivait avant l’éruption, le schéma aurait semblé d’une familiarité troublante : soulèvement, séismes, gaz, incertitude. Mais l’ampleur et l’accélération finale avant 1538 n’étaient pas une simple copie de l’agitation actuelle.
Le bradysisme expliqué sans jargon
Imaginez une génoise sous une cloche de verre. Le gâteau est un empilement stratifié de roches volcaniques peu résistantes, gorgé d’eau chaude et de gaz. La cloche, c’est la roche de couverture : une couche de tuf altéré et d’argile, plus résistante et moins perméable, située à environ 1–2 km sous la surface. Sous le gâteau, quelque part entre 4 et 8 km de profondeur, se trouve un corps de magma en cours de dégazage. Lorsque le magma libère vers le haut du CO2, de la vapeur d’eau et des composés soufrés, ces gaz mettent sous pression la roche spongieuse située sous la roche de couverture. La cloche se bombe. La surface se gonfle. Quand la cloche se fissure et que le gaz s’échappe, ou quand le gaz se recondense, la surface redescend.
Ce cycle, répété, c’est le bradysisme. Techniquement, ce n’est qu’une lente déformation verticale du sol dans une zone volcanique. En pratique, c’est ce qui permet au port de Pouzzoles de bouger de quelques centimètres par mois, voire de plusieurs mètres au cours d’un épisode d’agitation, sans se comporter comme un volcan à cône tel que le mont Saint Helens. Le magma est bien réel, mais le moteur immédiat de l’agitation est la plomberie de gaz et d’eau perchée au-dessus de lui.
L’expression la plus chaude et la plus malodorante de cette plomberie se trouve à deux kilomètres à l’est du macellum : le cratère de la Solfatara, une cuvette de fumerolles bordée de jaune que les Romains associaient aux Enfers. La fumerolle principale, la Bocca Grande, exhale un mélange de vapeur d’eau, de dioxyde de carbone, de sulfure d’hydrogène et de méthane à des températures d’environ 160–175 °C (320 °F). Quelques centaines de mètres plus à l’est, à Pisciarelli, un champ de dégazage plus agressif s’est étendu depuis les années 2000, avec des mares de boue et une activité fumerolienne qui rendent la zone importante pour la surveillance et dangereuse en dehors des accès contrôlés.
Pourquoi les colonnes de Lyell restent un outil d’étalonnage
Pendant deux mille ans, les colonnes ont enregistré le mouvement cumulé du plancher de la caldeira. Les perforations de Lithophaga les plus basses commencent à quelques mètres au-dessus du pavement romain d’origine, ce qui signifie que le macellum avait déjà servi pendant quelques siècles au-dessus du niveau de la mer. Puis il s’est abaissé, lentement, jusqu’à ce que l’eau envahisse le sol et que les dattes de mer colonisent le marbre jusqu’à environ 5,8 m. Puis il est remonté. Puis, presque certainement, il s’est de nouveau abaissé avant d’être fouillé en 1750. Les bandes creusées sur les colonnes ne sont pas une noyade unique. Ce sont les vestiges de plusieurs cycles, brouillés les uns sur les autres, sur un même fût de pierre.
Les instruments modernes (marégraphes, lignes de nivellement, récepteurs GNSS, InSAR satellitaire) résolvent ces mouvements au millimètre près. Le macellum est aujourd’hui une cible d’étalonnage. Quand les images InSAR de Pouzzoles montrent le port se soulever de 12 cm en un an, la ligne sombre sur le marbre concorde. Lyell n’avait pas de satellite interférométrique. Il avait trois colonnes.
L’agitation de 2005, qui ne s’est jamais arrêtée
Les crises bradysismiques modernes aux Champs Phlégréens sont arrivées par vagues. Après l’éruption du Monte Nuovo en 1538, le sol s’est de nouveau affaissé pendant des siècles. Puis, en 1969–1972, Pouzzoles s’est soulevée d’environ 1,7 m sans éruption. Une deuxième crise a suivi en 1982–1984 : environ 1,8 m de soulèvement, plus de 16 000 séismes et une magnitude locale maximale d’environ 4,0 en octobre 1983. Le vieux centre de Pouzzoles a été évacué parce que les secousses et la déformation endommageaient les bâtiments. Là encore, aucune éruption n’a suivi.
La ville était censée se détendre. Au lieu de cela, à partir de 2005, discrètement, elle a recommencé à se soulever. En avril 2025, l’INGV faisait état d’environ 144 cm de soulèvement durant la phase bradysismique en cours, avec une déformation centrée près de Pouzzoles et accompagnée d’essaims sismiques de plus en plus fréquents. L’INGV, l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, dont la section napolitaine est l’Osservatorio Vesuviano, surveille désormais la caldeira avec des réseaux de surveillance sismiques, géodésiques, thermiques et géochimiques. Lyell, lui, n’avait pas de crise comparable à sa porte.
Les essaims sismiques de 2024–2025
Pendant l’essentiel de l’agitation postérieure à 2005, les séismes sont restés petits. Leur fréquence a augmenté après 2018 puis s’est de nouveau accélérée après 2021, à mesure que le soulèvement, les émissions de gaz et l’activité des essaims s’intensifiaient de concert. Le 27 septembre 2023, un séisme de magnitude Md 4,2 a secoué Pouzzoles. Le 20 mai 2024, un événement de Md 4,4 a frappé à 18 h 10 UTC et déclenché des inspections, des évacuations et des évaluations des dégâts dans l’ensemble des communes touchées. Le 13 mars 2025, l’INGV a enregistré un séisme de Md 4,6 à 1 h 25, heure locale, l’un des événements de plus forte magnitude de la crise bradysismique en cours. Un autre événement de Md 4,6 a suivi le 30 juin 2025 à 12 h 47, heure italienne, confirmant que l’aléa sismique n’avait pas disparu après la secousse de mars. Sur les huit premiers mois de 2025, le résumé de Stanford consacré à l’article de Science sur le catalogue sismique rapportait cinq séismes de magnitude supérieure à 4 dans la zone.
L’aléa que représentent ces séismes est désormais assez immédiat pour se placer à côté de l’aléa éruptif, et non derrière lui. Une étude de 2024 parue dans Nature Communications et dirigée par Iunio Iervolino a combiné cartographie des failles, relocalisation des séismes, analyse des chutes de contrainte, données de déformation et modélisation du mouvement du sol pour estimer des magnitudes de moment de référence dans la fourchette Mw 4,4–5,1. Le message est brutal : les Champs Phlégréens peuvent blesser des personnes et endommager des bâtiments même sans entrer en éruption.
Ce que disent vraiment les nouveaux articles
Les études récentes divergent par leurs accents, mais ce ne sont pas des éléments de preuve pris au hasard. Elles examinent différentes parties de la même machine : les séismes, les fluides, la roche de couverture, le système magmatique plus profond et l’accélération à long terme. Certaines renforcent l’hypothèse d’une pression hydrothermale superficielle. D’autres renforcent celle d’un apport de gaz magmatique frais. Un article de scénarios se demande ce qui se passerait si des décennies de soulèvement reflétaient une injection de magma à environ 4 km de profondeur. Une autre prépublication ajuste les courbes de soulèvement et de déformation sismique et plaide pour un possible changement de régime au début des années 2030. Ce ne sont pas les mêmes affirmations.
Le catalogue de 54 000 séismes : Tan, Tramelli et al. 2025
La plus grande amélioration du catalogue sismique est venue de l’apprentissage automatique. Dans un article de Science publié en septembre 2025, Xing Tan, Anna Tramelli et leurs collègues de Stanford, de l’INGV-Osservatorio Vesuviano et de l’université de Naples Federico II ont appliqué un détecteur fondé sur l’IA aux données sismiques continues du 21 janvier 2022 au 20 mars 2025. Le catalogue est passé d’environ 12 000 séismes détectés à plus de 54 000. Autrement dit, le traitement conventionnel avait laissé passer environ les trois quarts des petits événements.
Ce catalogue plus dense ne se contentait pas de mieux compter. Il a affiné la géométrie de la caldeira. La répartition des hypocentres relocalisés a fait apparaître un système de failles annulaires jusque-là diffus, une fracture à peu près circulaire le long de l’ancienne limite d’effondrement du tuf jaune napolitain, qui canalise une grande partie de la sismicité dans des intervalles de profondeur très étroits, le plus souvent entre 1 et 3 km. Deux failles qui s’entrecroisent convergent directement sous le centre-ville densément bâti de Pouzzoles. Bill Ellsworth, le coauteur de Stanford, a déclaré aux journalistes qu’un séisme de magnitude de l’ordre de 5 « n’est pas à exclure ». L’équipe met le catalogue à la disposition du public, ce qui signifie que d’autres groupes peuvent relancer leurs modèles d’aléa sur des données bien meilleures.
Essaims en salves et trou géodésique (Giudicepietro et al. 2025)
Un deuxième article, dirigé par Flora Giudicepietro à l’Osservatorio Vesuviano et publié dans Nature Communications en février 2025, a identifié un nouveau type de sismicité apparu à partir de 2021. Au lieu de séismes isolés, le réseau s’est mis à enregistrer des essaims « en salves » : des cascades serrées de petits séismes dont les intervalles entre événements sont si courts qu’ils se fondent souvent en un seul signal sur un sismogramme. Vingt-six coauteurs de l’INGV et de l’institut de télédétection du CNR ont localisé ces essaims dans une seule zone à l’est de Pouzzoles, qui comprend la Solfatara, Pisciarelli et une région que le même groupe avait identifiée plus tôt comme une « anomalie géodésique », une zone autour du mont Olibano qui se soulève plus lentement que ses environs, avec un déficit d’environ 9 cm en octobre 2023.
L’interprétation est importante. Des essaims en salves ont été documentés sur d’autres volcans (Yellowstone, Mammoth, Aso), en lien avec des explosions phréatiques superficielles, lorsque le fluide sous pression du système hydrothermal trouve soudain un chemin vers le haut. L’article de Giudicepietro ne prédit pas d’éruption. Il soutient que, depuis 2021, le processus dominant aux Champs Phlégréens n’est plus un simple gonflement de la roche de couverture, mais une libération épisodique et localisée de fluides en surpression par des fractures autour du cratère le plus actif en matière de dégazage de la caldeira. Le port n’est pas seul à respirer. Le système hydrothermal est pris de convulsions.
Soufre léger et volatils magmatiques (Caliro et al. 2025)
Si les articles sur la sismicité diagnostiquent la façon dont les roches bougent, l’équipe de Stefano Caliro dans Nature Geoscience a diagnostiqué ce qui les met en mouvement. Leur article de février 2025 a analysé quatre décennies de mesures de gaz de fumerolles à Pisciarelli et à la Solfatara. Depuis 2018, le soufre émis par ces bouches est devenu nettement plus léger sur le plan isotopique, et plus abondant. Le changement est bien plus marqué que le déplacement équivalent observé pendant la crise de 1982–1984.
L’argument, étayé par des simulations du dégazage magmatique combinées à des preuves pétrologiques tirées d’inclusions magmatiques, est que le nouveau signal soufré ne peut pas s’expliquer par le seul système hydrothermal. Il désigne un gaz magmatique frais, exsolvé d’un corps de magma plus profond et plus mafique, à au moins 6 km de profondeur, sous l’effet de la décompression, et qui se fraie un chemin jusqu’à la surface par le même réseau de failles que le catalogue sismique a désormais imagé. Un commentaire de Bruno Scaillet, Raffaello Cioni et Clive Oppenheimer dans le même numéro y a vu « la preuve irréfutable » d’une origine magmatique de l’agitation actuelle, tout en prévenant que dégazage magmatique ne signifie pas éruption imminente.
Imagerie 3D de la roche de couverture et du réservoir (De Landro et al. 2025)
La quatrième pièce est structurelle. L’article Nature Communications de De Landro et de ses coauteurs (volume 16, article 4814, 2025) a utilisé la sismicité relocalisée, associée à une expérience de physique des roches conçue sur mesure à partir d’échantillons volcaniques, pour construire l’image 3D de plus haute résolution à ce jour des premiers kilomètres de la caldeira. Le modèle identifie trois domaines superposés : un réservoir riche en gaz sous 2 km de profondeur ; une roche de couverture déformée, partiellement étanche, entre environ 1 et 2 km ; et un socle fragile sous 3,5 km. Le soulèvement maximal en surface se situe directement à l’aplomb du réservoir de gaz. Les séismes migrent vers le bas depuis la roche de couverture à mesure que la pression des fluides se rééquilibre, et les changements de contrainte déclenchent des événements plus profonds le long des failles annulaires de l’intérieur de la caldeira, les mêmes failles que le catalogue de Tan, Tramelli et al. a mises en lumière. Un autre article de Communications Earth & Environment, signé Roberto Isaia, Antonio Troiano, Maria Giulia Di Giuseppe et leurs collègues, a utilisé l’imagerie magnétotellurique 3D pour cartographier la croûte sous les Champs Phlégréens jusqu’à environ 20 km de profondeur. Leur modèle identifie une anomalie de faible résistivité à environ 8–20 km de profondeur, interprétée comme une zone de bouillie cristalline de la croûte moyenne à inférieure contenant environ 10 % de liquide magmatique, avec des voies plus superficielles par lesquelles le liquide magmatique et les fluides pourraient remonter.
Pris ensemble, ces articles évoquent un transfert de pression plutôt qu’un simple récit de « magma qui monte vers la surface ». Les données de Caliro sur le soufre renforcent l’idée que des gaz magmatiques plus profonds pénètrent dans le système. Les essaims en salves de Giudicepietro et l’imagerie de De Landro montrent où cette pression est stockée, libérée et redirigée dans la croûte superficielle. Le danger ne tient pas à un seul signal spectaculaire. Il tient à la façon dont plusieurs signaux indépendants décrivent désormais un système hydrothermal sous pression, avec sa roche de couverture, qui évolue plus vite qu’il ne l’a fait pendant la majeure partie de l’agitation postérieure à 2005.
Une transition critique vers 2030–2034 ?
La contribution récente la plus audacieuse vient du groupe de Luca Caricchi à l’université de Genève, en collaboration avec Stefano Carlino de l’INGV-Osservatorio Vesuviano. Caricchi, Lormand, Carlino, Pivetta et Simpson ont publié une prévision fondée sur des scénarios dans Communications Earth & Environment en janvier 2026. Ils ont combiné des données existantes, une modélisation thermique et des calculs des propriétés physiques du magma pour poser une question simple et difficile : si l’agitation des 75 dernières années est alimentée par l’injection de magma à 4–5 km de profondeur, que se passe-t-il dans ce réservoir, et que pourrait-il produire ?
Leur scénario est délibérément conditionnel. Si les principaux épisodes d’agitation depuis 1950 ont été alimentés par des injections de magma, alors du magma potentiellement éruptible pourrait exister dès à présent à environ 4 km de profondeur. Leur modèle estime que le réservoir superficiel actuel est plus petit que celui qu’exigerait une éruption de l’ampleur du Monte Nuovo ; au rythme d’alimentation déduit, il faudrait encore environ deux décennies d’accumulation pour atteindre les conditions d’une éruption à déclenchement interne. Cela ne veut pas dire « sans danger ». Cela veut dire que la conclusion la plus solide de l’article n’est pas une date d’éruption, mais un avertissement sur un système qui pourrait déjà contenir du magma éruptible tout en n’ayant pas encore le volume de réservoir déduit pour 1538.
Une autre prépublication arXiv mise en ligne en avril 2026 emprunte une voie différente. Elle ne modélise pas de réservoir magmatique. Elle ajuste la série de soulèvement de la station GNSS RITE et la déformation sismique cumulée avec une singularité en temps fini régularisée, une forme statistique utilisée pour des systèmes en accélération qui approchent de la rupture ou d’un changement de régime. Les auteurs soutiennent que cet ajustement fait mieux que la simple croissance exponentielle et que des ajustements sismique et géodésique indépendants convergent vers un temps critique, tc, autour de 2030–2034, avec un soulèvement projeté d’environ 4 m d’ici le début des années 2030. C’est le résultat d’une prépublication, et non une prévision évaluée par les pairs.
C’est ce chiffre qui a fini dans les titres de la presse. Il mérite d’être décortiqué avec soin. Dans ce contexte, une singularité en temps fini est une prévision de changement de régime, pas une date d’éruption. Elle dit que la dynamique actuelle, quelle qu’elle soit, ne peut pas se poursuivre sans heurt au-delà d’un certain moment. Quelque chose doit céder. Ce quelque chose pourrait être une éruption. Ce pourrait tout aussi bien être une explosion phréatique, la formation d’un nouveau système de failles perçant la roche de couverture, un passage à un soulèvement plus rapide, une chute brutale, ou une transition graduelle vers un autre type d’agitation. Les mathématiques ne disent pas lequel. Le groupe de Christopher Kilburn au UCL Hazard Centre était parvenu à une conclusion semblable dans un article Nature Communications de 2017 en s’appuyant sur des modèles de rupture élastique-fragile : chaque épisode d’agitation aux Champs Phlégréens depuis 1950 a laissé la croûte plus proche de son seuil de rupture que le précédent, même si aucune éruption n’a suivi. Carlino et Kilburn ont continué de soutenir, dans des travaux ultérieurs, que la caldeira se trouve dans un état de plus en plus pré-éruptif, tout en refusant de s’engager sur une date.
Les indices sont les plus solides là où des mesures indépendantes se recoupent. La chimie des gaz indique depuis 2018 une contribution plus forte des volatils magmatiques. La sismicité et la déformation montrent un système superficiel qui stocke et libère la pression par salves. L’imagerie place un réservoir riche en gaz sous la roche de couverture altérée, et non un corps de magma superficiel déjà en route vers la surface. Le scénario de Caricchi maintient du magma à 4 km dans le jeu, mais comme modèle conditionnel. La prépublication sur la singularité en temps fini est plus spéculative : utile comme avertissement que la tendance actuelle pourrait ne pas se poursuivre sans heurt, pas comme calendrier d’éruption. Aucun de ces articles n’est une prévision d’éruption. Ensemble, ils disent que les Champs Phlégréens sont de plus en plus difficiles à traiter comme une répétition anodine des années 1980.
Comment l’Italie se prépare, et où le plan a des lacunes
La planification d’urgence nationale de l’Italie face au risque volcanique aux Champs Phlégréens divise désormais le territoire en une zone rouge et une zone jaune. La zone rouge est celle qui est exposée aux écoulements pyroclastiques ; en phase d’alarme, l’évacuation préventive est la seule mesure de protection de la population. Elle compte environ 500 000 habitants. La zone jaune est exposée principalement à d’importantes retombées de cendres et compte plus de 800 000 habitants. Le chiffre de deux millions parfois cité dans les discussions médiatiques correspond à l’ensemble de l’agglomération napolitaine, et non à la population officielle de la zone rouge.
Le plan prévoit des phases opérationnelles qui montent en puissance de l’attention à la préalarme puis à l’alarme. En phase d’alarme, les habitants de la zone rouge doivent partir avant l’éruption, soit par leurs propres moyens, soit grâce à un transport assisté passant par des aires d’attente, des aires de rassemblement et des régions jumelées ailleurs en Italie. Du 9 au 12 octobre 2024, le Département de la protection civile et la Région Campanie ont mené Exe Flegrei 2024, un exercice national du plan de risque volcanique. Le 11 octobre à 17 h, le système IT-alert a envoyé un message d’essai dans toute la Campanie pour ce scénario volcanique. Le bilan final a fait état de plus de 700 opérateurs de la protection civile, de 1 000 bénévoles, de plus de soixante organismes et administrations et de plus de 1 500 citoyens impliqués.
La leçon la plus difficile est que la planification de l’évacuation est mise à l’épreuve alors que le problème des séismes est déjà bien réel. Après l’essaim du 20 mai 2024, la Protection civile a fait état de plus de 1 100 inspections de bâtiments à Pouzzoles, de 138 bâtiments évacués, de demandes d’aide à l’hébergement et de plusieurs bâtiments scolaires jugés inutilisables. C’est là le décalage pratique dans le débat public : on demande aux habitants de se préparer à une éventuelle éruption future tout en vivant, dans le présent, les dégâts sismiques, les inspections, les fermetures et les déplacements de population.
Ce que la science n’a pas encore résolu pour ce plan, c’est le délai d’alerte. L’éruption du Monte Nuovo de 1538 a suivi des décennies de déformation, mais l’escalade finale a été brève. Une éruption future pourrait donner un avertissement clair ; elle pourrait aussi passer de l’agitation à la crise plus vite que ne le souhaiterait un plan de protection civile. Le système d’alerte officiel ne peut donc pas dépendre d’un seul chiffre spectaculaire. La Protection civile indique que les changements de niveau d’alerte sont décidés à partir de l’évolution des paramètres surveillés et des évaluations de l’aléa fournies par les centres de compétence, après consultation de la Commission des grands risques. C’est la bonne logique. C’est aussi la raison pour laquelle un séisme isolé, une impulsion de soulèvement, une anomalie gazeuse ou une courbe de prépublication ne devraient pas être vendus au public comme « la prévision ».
Ce que Lyell ne pouvait pas savoir
Quand Lyell se tenait parmi les colonnes en 1828, il avait un mètre ruban, un marteau, ses yeux et une hypothèse. Il ne savait pas que la roche sous ses pieds s’était effondrée à deux reprises à une époque géologique antérieure et avait produit une nappe de cendres qui avait peut-être assombri le ciel jusqu’à la plaine d’Europe orientale. Il ne savait pas qu’à vingt-cinq kilomètres à l’est, le Vésuve entrerait en éruption une dizaine de fois au cours du siècle suivant. Il ne savait pas que le marbre de son frontispice était perforé, non par quelque bête aujourd’hui éteinte, mais par un bivalve encore vivant dans la baie en contrebas de son hôtel. Il ne savait pas que des modèles ultérieurs situeraient une possible accumulation de magma et des sources de fluides magmatiques à plusieurs kilomètres sous la caldeira.
Il ne savait pas qu’une région urbaine dense, avec plus d’un million de personnes dans les zones officielles de planification du risque volcanique et des millions d’autres à proximité, grandirait autour des preuves qu’il avait rendues célèbres.
Voilà la différence entre sa question et la nôtre. Lyell cherchait à convaincre un public sceptique que la Terre a une histoire profonde. Il a gagné. Les colonnes sont aujourd’hui une pièce de musée pour cet argument : au revers de la médaille Lyell, sur la couverture de manuels de géologie et dans la littérature sur l’agitation des Champs Phlégréens. La nouvelle question va dans l’autre sens. Compte tenu d’un enregistrement bradysismique étalonné, de la géodésie satellitaire, de stations GNSS, de la chimie des gaz, d’un catalogue de plus de 54 000 séismes établi par apprentissage automatique, d’un soufre isotopiquement léger, d’un possible magma éruptible à 4 km de profondeur et d’environ 1,65 m de soulèvement à la station GNSS RITE depuis novembre 2005, d’après le bilan de surveillance de l’INGV d’avril 2026. Que faire d’une ville qui vit sur un volcan qui respire ?
La réponse de l’Italie, jusqu’ici, consiste à surveiller, à planifier et à accepter que la population ne puisse pas être simplement déplacée. La réponse de la communauté scientifique consiste à continuer d’affiner la résolution : savoir faire la différence entre la roche de couverture qui fuit et celle qui se rompt, entre un épisode de bradysisme et le prélude d’une éruption, entre le lent souffle vertical de Lyell et celui qui s’achève par une nouvelle montagne en une semaine. Un modèle non évalué par les pairs avance que l’accélération actuelle pourrait approcher une transition critique vers 2030–2034. Il faut y voir un signal d’alerte, et non une prévision d’éruption. Que ce changement de régime soit « un autre long cycle bradysismique, puis un retour à la subsidence », « une petite éruption à l’intérieur de la caldeira » ou « un séisme destructeur sur la faille annulaire sous Pouzzoles », aucun de ces articles ne prétend le savoir.
Les colonnes l’enregistreront de toute façon. Elles enregistrent depuis deux mille ans. Elles enregistreront le prochain centimètre aussi fidèlement que le premier.
La prochaine fois que le port de Pouzzoles se soulèvera de quelques millimètres, les satellites le mesureront, les stations GNSS l’enregistreront, et les trois colonnes de marbre continueront de faire ce qu’elles font depuis deux mille ans : rester là, à enregistrer discrètement le volcan.
Note de la rédaction sur les sources
Deux points concernant les sources méritent d’être précisés explicitement. L’article de scénarios de Caricchi, Lormand, Carlino, Pivetta et Simpson est Scenario-based forecast of the evolution of 75 years of unrest at Campi Flegrei caldera (Italy), Communications Earth & Environment 7, 37 (2026), DOI 10.1038/s43247-025-03140-0. Il ne donne pas de prévision d’éruption pour 2030–2034 ; il modélise un scénario conditionnel d’injection de magma et conclut que du magma potentiellement éruptible pourrait exister à environ 4 km de profondeur, tandis que le réservoir actuel reste plus petit que celui déduit pour le Monte Nuovo en 1538. Le résultat de singularité en temps fini pour 2030–2034 provient d’une prépublication arXiv distincte, Accelerating unrest at Campi Flegrei signals a critical transition within the next decade, et doit être considéré comme non évalué par les pairs. L’article sur le catalogue de séismes est celui de Tan, Tramelli et al., Science 390, eadw9038 (2025), DOI 10.1126/science.adw9038.
