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Le dégazage volcanique
Le dégazage
Le dégazage volcanique débute avec l’exsolution des volatils et la formation des bulles de gaz. Ceci est la première étape de la vésiculation. Les étapes suivantes de l’évolution des bulles sont décrites aux paragraphes 3.1.3-3.1.5. Un magma qui contient des bulles possède des propriétés physiques différentes d’un magma dépourvu de bulles et l’exsolution peut déclencher une intrusion magmatique et une éruption. Le terme dégazage fait allusion à la vésiculation suivie de la séparation de la phase gazeuse du liquide magmatique. Ce chapitre résume brièvement comment les volatils se séparent du magma pour ensuite être libérés dans l’atmosphère. C’est un domaine important, puisqu’il relie la dynamique magmatique et l’éruption volcanique. L’essentiel des résumés qui suit provient de ‘‘Oppenheimer 2003, Volcanic Degassing, Treatise on Geochemistry volume 3’’.
La saturation
La pression, la température et la composition chimique d’un magma changent dans le temps. Les volatils en solution peuvent par conséquent atteindre leurs points de saturation et passer dans la phase vapeur. Au sens large des termes, l’exsolution de H2O et du CO2 est contrôlée par le diagramme de phase, et celle des éléments traces par des coefficients de partition. Le CO2 et l’H2O sont les principaux volatils du dégazage magmatique. Compte tenu de leurs faibles solubilités magmatiques, ils passent très tôt dans la phase vapeur. Un enrichissement en CO2 et H2O se manifeste alors très tôt dans la phase vapeur, attirant ensuite par partitionnement les autres espèces volatiles, y compris les sulfures et les halogènes.
La solubilité des volatils dans un liquide magmatique est contrôlée par la pression selon l’équation type: XH2O = nPs, où XH2O est la solubilité de l’eau à une pression P, n et s sont des constantes correspondant à 0.34 et 0.54 (Burnham, 1979). Le passage des volatils du liquide magmatique vers la phase vapeur se traduit par une forte croissance du volume molaire. Une simple décompression qui accompagne la migration de magma vers la surface ou la déstabilisation de la pression de confinement va entraîner une saturation des volatils puis une exsolution.
La décompression induit parallèlement un refroidissement qui déclenche une cristallisation et une libération de volatils. L’assimilation de l’encaissant dans le réservoir magmatique apporte aussi une contribution en éléments volatils. L’exsolution des volatils peut également être provoquée par des mélanges magmatiques. En effet, des intrusions de magma mafique dans des réservoirs de magma évolué (intermédiaires ou siliciques), peuvent induire un refroidissement du magma mafique entraînant cristallisation et exsolution.
La cristallisation due à la décompression ou à un refroidissement augmente la fraction des volatils dissous dans le magma et provoque une sursaturation et une exsolution. Ce mécanisme est connu sous le nom de ‘‘second boiling’’. Cristallisation et dégazage sont étroitement liés et l’un peut induire l’autre. Ils ont tous les deux une forte influence sur la viscosité du magma. En effet, lorsque la fraction cristallisée atteint ~ 40% de volume, la viscosité augmente très fortement. Dans le cas des éruptions de magma intermédiaire ou silicique, la forte cristallisation des microlites dans le conduit éruptif joue un rôle dans la dynamique magmatique, en augmentant de façon considérable la viscosité, qui influence profondément la rhéologie et le transport vers la surface.
La nucléation et la supersaturation
Pour générer une interface bulle-liquide magmatique il faut un apport d’énergie. Cette dernière est fournie par la sursaturation des volatils. Le passage d’un volatile vers la nouvelle bulle de gaz est proportionnel au volume du nucléus. Cela veut dire qu’il existe une taille critique de nucléus au-delà de laquelle l’équilibre dans le magma est rompu, permettant la nucléation des bulles de manière spontanée. Lorsque le magma devient saturé ou sursaturé pour une espèce volatile, l’étape suivante de cette dernière dépendra de la cinétique de nucléation et de la croissance des bulles. En effet, la présence des phases cristallines dans un magma est importante en terme de dégazage, puisqu’elle constitue des sites de nucléations de bulles. De plus, la taille et la composition de ces dernières jouent un rôle dans l’exsolution (Navon and Lyakhovsky, 1998). Par ailleurs, l’énergie associée à l’interface gaz-cristal peut être réduite par rapport à l’interface gaz-liquide magmatique, réduisant ainsi le degré de sursaturation nécessaire à la formation des bulles.
La croissance des bulles et l’ascension du magma
La croissance des bulles est contrôlée par le taux de diffusion des volatils du magma vers les bulles et les contraintes de viscosité. La formation des bulles augmente la viscosité du magma et empêche par conséquent, petit à petit, la diffusion des volatils, entraînant de ce fait la surpression. Les facteurs qui s’opposent à la diffusion sont définis par le nombre de Peclet (Pe): Pe = Rd/г ; гd = R2/D ; г = /∆P ; ∆P = pression de sursaturation. R étant le rayon des bulles, D le coefficient de diffusion et la viscosité dynamique du liquide magmatique. Lorsque Pe >1 (ex: liquide basaltique), la croissance des bulles est contrôlée par la diffusion. A l’opposé, lorsque Pe ≤1 (ex: liquide visqueux – magma intermédiaire et silicique) la résistance due à la viscosité domine et génère la surpression. Le modèle de l’ascension d’un magma doit prendre en compte la variation du Pe (Lensky et al., 2001; 2002; 2004 ; Blower et al., 2001).
La coalescence des bulles
Une fois que les bulles sont formées, leur évolution et leur rôle dans le magma va dépendre de leur aptitude à évoluer dans le magma, ainsi que de la rhéologie et du transport du magma. En effet, lorsque les nucléations se produisent, la taille des bulles peut être insuffisante pour migrer par rapport au magma. Ainsi, lorsque le magma migre vers la surface, les bulles se développent, interagissent et entrent en coalescence, formant un magma de plus en plus vésiculé. Lorsque la fraction volumique de la phase gazeuse devient importante, il se forme alors de l’écume. Celle-ci est instable et a tendance à créer de grosses bulles qui réduisent la force de gravitation et l’énergie de surface. D’après Mader (1998), lorsque la vésicularité du magma dépasse 74 % du volume magmatique, les forces de capillarité dominent sur la gravité. Une fois que les grosses bulles sont formées, la séparation des gaz est contrôlée par la viscosité du magma. En effet, un magma mafique favorisera plus la séparation des gaz du liquide magmatique que les magmas intermédiaires et siliciques qui sont plus froids. D’autres facteurs interviennent également sur le devenir des bulles, y compris la mobilité du magma (ascension/descente dans un conduit ou convection dans la chambre magmatique) ou le degré de la coalescence des bulles. Un magma vésiculé possède des propriétés physiques très différentes de ceux qui sont non ou peu vésiculés. Si le dégazage affecte la rhéologie et la surpression d’un magma, ces dernières induisent en retour une forte influence sur le dégazage avec des impacts sur les types d’éruption (Spark, 2003).
La séparation des gaz
Deux cas extrêmes de dégazage peuvent être envisagés pour expliquer la séparation du gaz au niveau du magma: un système fermé où les gaz exsolvés ne quittent pas le liquide magmatique et un système ouvert où l’exsolution des gaz à différentes étapes du processus magmatique se traduit par des expulsions hors du liquide magmatique. Deux équations décrivent approximativement l’évolution de la phase gazeuse, lors d’une ascension magmatique pour un système fermé:
XH2O = nPs (1)
Vg/V1 = KR(X 0H 2O -X rH 2O )/P (2)
La solubilité de l’eau (XH2O) dans un magma silicaté est grossièrement équivalente à la racine carrée de la pression (P). n et s sont des constantes correspondant à 0.34 et 0.54 respectivement. L’équation (2) décrit le processus de vésiculation par la loi des gaz parfaits, où les termes à gauche indiquent le rapport volumétrique de gaz par rapport au volume du liquide magmatique à une pression P. X 0H 2O est la portion de l’eau contenue dans le liquide magmatique durant la pression de saturation et X rH 2O est la portion d’eau contenue dans le liquide magmatique résiduel à une pression P. KR est une constante. Dans le cas d’un dégazage à système ouvert, l’évolution de la portion d’eau dans le liquide magmatique est toujours contrôlée par la solubilité de l’eau (équation 1), mais les bulles ne sont plus maintenues par la pression interne et donc elles ‘‘s’effondrent’’. Dans ce cas de figure, la séparation de bulles se rapproche plus du processus de distillation. Chaque petite quantité de fluides produite est extraite du magma. Ainsi, les modèles de dégazage en système ouvert incorporent la distillation de Rayleigh, mais cela n’est pas si simple, puisque le dégazage induit la cristallisation. Cette dernière entre alors en compétition avec l’extraction de la phase vapeur (Villemant and Boudon, 1998, 1999; Villemant et al., 2003). En effet, la formation des microlites augmente la fraction des volatils dans le liquide magmatique résiduel par exsolution (Spark 1997). Au fur et à mesure que la cristallisation progresse, elle empêche l’expansion des bulles et provoque l’augmentation de la pression. D’après Melnik et Spark (1999), la surpression est atteinte généralement dans la partie supérieure des conduits.
Le magma devient perméable aux phases gazeuses lorsque la fraction volumique de gaz dans le magma atteint 30%-60% (Eichelberger et al., 1986 ; Klug and Cashman, 1996), sachant par ailleurs que la déformation des bulles peut générer la perméabilité à faible vésicularité magmatique. En effet, l’élongation des bulles parallèlement au conduit magmatique génère une perméabilité verticale. D’autre processus interviennent également dans la séparation des gaz pour promouvoir la perméabilité horizontale, responsable du dégazage à travers les parois des conduits (cf. Jaupart 1998 ; Massol et Jaupart 1999). La cristallisation peut promouvoir fortement la perméabilité dans un conduit magmatique puisque les bulles se forment et se retrouvent coincées entre les cristaux. Ceci favorise l’interconnexion entre elles, pouvant mener à la séparation du magma.
La fragmentation
Une fragmentation magmatique est générée soit par une expansion rapide des gaz, soit suite à une décompression soudaine d’un magma déjà vésiculé.
L’expansion rapide des gaz se produit au sein d’un magma peu visqueux. Lorsque les bulles se développent, elles fusionnent et forment des écumes qui évoluent à une vitesse supérieure au déplacement magmatique. Très vite, les bulles prennent du volume. Leurs pellicules deviennent alors très fines et explosent. Ce phénomène va provoquer un mouvement brusque dans le conduit magmatique qui s’amplifie avec d’autres pulvérisations de bulles. Les manifestations extérieures (en surface) se traduisent par des fontaines de lave ou des explosions stromboliennes.
Le modèle avec une décompression rapide décrit une explosion où la dépressurisation débutée au sommet de la colonne magmatique va rapidement se propager vers le bas de la colonne, à une vitesse allant de quelques mètres par seconde à plusieurs dizaines de mètre par seconde. De telles situations s’appliquent à des cas, par exemple, où le conduit magmatique est bouché par un dôme de lave. En effet, avec l’effondrement du dôme, la décompression rapide va entraîner la fragmentation des bulles qui sont responsables de fortes explosions.
Les émissions
L’émission des gaz et aérosols dans l’atmosphère prend plusieurs formes, depuis les manifestations géothermales/hydrothermales continues jusqu’aux dégazages syn-éruptifs violents, comme au Pinatubo en 1991.
Les styles d’émissions
Les manifestations de libération des gaz par les volcans varient considérablement, depuis l’émission diffuse de CO2 par des volcans en activité ou en sommeil jusqu’à des injections rapides et à haut flux de gaz dans la haute atmosphère, lors de certaines éruptions majeures.
Les émissions non éruptives
Les émissions volcaniques non éruptives se font sous formes gazeuses, liquides ou gaz/liquide. De telles émissions peuvent concerner une vaste étendue et le flux total peut être important. Ce type de manifestation peut être qualifié de système magmato-hydrothermal, avec des constituants dérivant en proportion variable du magma, de la croûte et de l’eau souterraine.
Dans le cas des sources chaudes, la vapeur et le flux de gaz sont associés au flux de l’eau liquide. Les geysers sont des exemples spectaculaires de cette manifestation. Par contre, lorsque l’émission de gaz prédomine, le terme de fumerole est utilisé. La température des émissions dépasse généralement la température locale de l’ébullition. Dans les zones où les fumeroles persistent pendant une longue période, on parle alors de solfatares ou soufrières, en relation avec les dépôts qui se forment. La longévité d’un tel système altère substantiellement la roche encaissante.
Les émissions des fumeroles sont souvent composées de gaz magmatiques et de gaz hydrothermaux qui résultent des interactions entre les fluides magmatiques, l’eau météorique, l’eau de mer et la roche encaissante.
Les émissions riches en CO2 à des températures inférieures au point de l’ébullition de l’eau sur des zones bien localisées sont connues sous le terme de mofettes. Une émission plus diffuse de CO2 sur une surface plus étendue reflète l’exsolution à partir de corps magmatiques situés en profondeur. Ce type d’émission présente un risque, à proximité du sol, et dans des zones en dépression, surtout pendant des conditions atmosphériques calmes, lorsque la concentration du CO2 dépasse quelques pourcents.
Certains volcans libèrent des gaz acides directement dans des lacs. L’eau du lac est alimentée alors par la pluie et le système hydrothermal. De tels lacs représentent un risque puisque la moindre éruption peut éjecter l’eau hors du cratère et engendrer des lahars.
Les fumeurs noirs représentent un autre type de manifestation subaquatique où les volatils sont émis dans l’eau.
Les émissions éruptives
Lorsque le magma arrive en surface, il libère directement les gaz dans l’atmosphère. Les évents actifs, les lacs de lave, les dômes de lave peuvent tous libérer d’importantes quantités de gaz. Si le dégazage s’effectue sans explosion, cela veut dire que les gaz sont libérés, soit à partir d’un magma à faible viscosité (dans lequel la coalescence des bulles engendre la migration rapide des gaz par rapport au magma), soit à partir d’un magma plus visqueux (intermédiaire ou silicique) où se développe une perméabilité significative par vésiculation. Le flux de dégazage dans les évents actifs peut être très important.
Plusieurs circonstances peuvent aboutir à la fragmentation explosive d’un magma, donnant lieu à des émissions à travers des explosions stromboliennes, des fontaines de lave ou des colonnes éruptives soutenues.
Composition chimique des gaz volcaniques
Les éléments majeurs et les éléments en traces dans les gaz volcaniques varient beaucoup en fonction du contexte géodynamique (tableau 3.1). En général, ils reflètent la complexité des sources, l’évolution et les processus magmatiques, ainsi que les mélanges et l’ascension magmatique (contribution variable de manteau ou de la plaque plongeante ; la séparation entre vapeur et liquide magmatique en fonction de l’évolution de la composition magmatique et des conditions physiques). L’interaction de la phase gazeuse avec les roches et fluides de l’encaissant influence également la composition des gaz volcaniques (Giggenbach, 1996). La distribution des volatils entre vapeur et liquide magmatique varie fortement en fonction de la profondeur et du temps. Les magmas en profondeur ont d’une manière générale le temps d’évoluer à mesure qu’ils se rapprochent de la surface. Un dégazage en profondeur, ou proche de la surface, contribue au mélange des fluides observé en surface. Un mélange peut être complexe avec un re-équilibrage des fluides dû au refroidissement et à la dilution par un apport d’eau souterraine.
Table des matières
1 Introduction
2 Les volcans du Vanuatu
2.1 Arc insulaire des Nouvelles Hébrides et contexte géodynamique
2.2 Les volcans aériens actifs sur l’arc du Vanuatu
2.2.1 Vanua Lava
2.2.2 Gaua
2.2.3 Aoba /Ambae
2.2.4 Ambrym
2.2.5 Lopevi
2.2.6 Yasur
3 Le dégazage volcanique
3.1 Le dégazage
3.1.1 La saturation
3.1.2 La nucléation et la supersaturation
3.1.3 La croissance des bulles et l’ascension du magma
3.1.4 La coalescence des bulles
3.1.5 La séparation des gaz
3.1.6 La fragmentation
3.2 Les émissions
3.2.1 Les styles d’émissions
3.2.1.1 Les émissions non éruptives
3.2.1.2 Les émissions éruptives
3.2.2 Composition chimique des gaz volcaniques
4 DOAS
4.1 Principe du DOAS
4.1.1 Méthode d’analyse du DOAS
4.1.2 Gaz mesurables par le DOAS
4.2 Le mini-DOAS
5 Matériels et méthodes
5.1 Instrumentation
5.2 La spectroscopie
5.3 La vitesse du panache
5.4 Estimations d’erreur
5.5 Campagnes de mesures
6 Le volcan d’Ambrym
6.1 Description du volcan
6.1.1 La morphologie du volcan
6.1.1.1 La caldera
6.1.1.2 Les cônes actifs
6.1.2 Activité du volcan
6.1.2.1 Historique de l’activité d’Ambrym
6.1.2.2 Les lacs de lave
6.1.3 Ambrym: particularités et ressemblances avec d’autres volcans
6.2 Le dégazage d’Ambrym
6.2.1 Mesures du flux de SO2
6.2.1.1 Mesures sur le terrain
6.2.1.2 Mesures du flux de SO2 par moyens aériens
6.2.2 Résultats des mesures
6.2.2.1 Flux de SO2 et variabilité
6.2.2.2 Flux du BrO et variation avec la distance à la source
6.2.2.3 Taux d’émission extrême de SO2 et de BrO sur Ambrym
6.3 Chimie du panache d’Ambrym
6.3.1 Dioxyde de soufre (SO2)
6.3.2 Monoxyde de brome (BrO)
6.3.3 Dioxyde d’azote (NO2)
6.4 Suivi de l’activité d’Ambrym par satellites
6.4.1 Les anomalies thermiques (MODIS)
6.4.2 Le dioxyde de soufre au-dessus d’Ambrym mesuré par les satellites
6.5 Discussion
6.5.1 Impact du dégazage d’Ambrym
6.5.2 Origine et source de dégazage
6.5.3 Benbow et Marum, une source commune
6.6 Conclusion
7 Volcan Yasur
7.1 Morphologie du volcan
7.2 Activité du volcan
7.2.1 Bref historique de l’activité du Yasur
7.2.2 Activité du Yasur: période 2002-2005.
7.3 Yasur: particularités et ressemblances avec d’autres volcans
7.4 L’émission du dioxyde de soufre par Yasur
7.4.1 Mesures du flux de SO2
7.4.2 Résultats des mesures
7.5 Chimie du panache du Yasur
7.5.1 Détection des gaz libérés par le Yasur par un OP-FTIR
7.5.2 Flux du Chlorure d’hydrogène (HCl)
7.5.3 Monoxyde de brome (BrO)
7.5.4 Dioxyde d’azote (NO2)
7.6 Discussion
7.6.1 Yasur : une source importante de SO2 et d’halogènes
7.6.2 Cyclicité de l’activité du Yasur enregistrée par la variation de flux du SO2
7.7 Conclusion
8 Le volcan d’Aoba (Ambae)
8.1 Morphologie du volcan
8.2 Aoba : particularités et ressemblances avec d’autres volcans
8.3 L’activité volcanique d’Aoba
8.4 L’activité éruptive du volcan d’Aoba entre novembre 2005 et janvier 2006
8.5 L’éruption d’Aoba et les lahars
8.6 Emission de SO2 entre novembre 2005 et juin 2006 par le volcan d’Aoba
8.6.1 La mesure du flux de SO2
8.6.2 Résultats et discussion
8.6.2.1 Evolution du flux de SO2 durant la phase éruptive
8.6.2.2 Flux du SO2 en période post éruptive
8.6.2.3 Flux du SO2 en période de la coloration rouge du lac
8.7 Le changement brutal de la couleur du lac Voui
8.7.1 Période du changement de la coloration
8.7.2 Mesures et observations sur le terrain
8.7.2.1 Acidité et température du lac
8.7.2.2 Flux du dioxyde de soufre
8.7.3 Présence de fer oxydé dans les précipités brun-orange du lac
8.7.4 Les eaux du Voui
8.7.5 Discussion
8.8 Conclusion
9 Le volcan Lopevi
9.1 Morphologie du volcan
9.2 Activité du volcan
9.3 Lopevi: particularités et ressemblances avec d’autres volcans
9.4 Emission du dioxyde de soufre de Lopevi
9.4.1 Mesures du flux de SO2
9.4.2 Résultats et discussion
9.5 Conclusion
10 Conclusion générale et perspectives
10.1 Bilan du dégazage des principaux volcans de l’archipel du Vanuatu
10.1.1 Le dégazage d’Aoba
10.1.2 Le dégazage d’Ambrym
10.1.3 Le dégazage de Lopevi
10.1.4 Le dégazage de Tanna
10.2 Synthèse du dégazage volcanique à l’échelle de l’arc du Vanuatu
10.3 Perspectives
Références
Liste des figures
Liste des Tableaux
Annexes
