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Morphologie d’un écoulement et de ses dépôts
Modèle général d’un écoulement pyroclastique
Même si écoulements pyroclastiques sont décrits comme des écoulements de gravité, ils sont en réalité plus complexes. Un modèle a émergé par l’étude de leurs dépôts, dans lequel les écoulements pyroclastiques sont composés de deux parties distinctes comme schématisé sur la Figure 1.1 (Cas et Wright, 1986 ; Druitt, 1998 ; Branney et Kokelaar, 2002 ; Sulpizio et al., 2014 ; Dufek et al., 2015 ; Dufek, 2016) : (i) une partie fortement concentrée en particules à la base, appelée écoulement dense, où les particules sont en contact les unes avec les autres et se déplacent par glissements, rotations ou collisions et viennent constituer des dépôts massifs ; (ii) et une partie très diluée au-dessus, appelée déferlante, où les particules sont transportées par un gaz turbulent et laissent des dépôts plus fins et stratifiés. Cette dernière se disperse par élutriation pour former un nuage co-ignimbritique ou phoenix cloud (Fig 1.1) constitué de particules fines qui s’élève à cause de sa faible densité causée par la forte température des gaz et des particules. Figure 1.1 : Schéma de la morphologie générale d’un écoulement pyroclastique, et zoom sur son organisation interne. La photographie est une photo aérienne des dépôts de l’écoulement pyroclastique du 25 juin 1997 à Montserrat juste après l’éruption, avec des dépôts massifs d’écoulement de blocs et de cendres dans la vallée, séparés des dépôts très fins de déferlante qui saupoudrent les abords (photos, Cole et al. 2002)
La première partie à avoir été décrite fut l’écoulement dense, nommée pyroclastic flow (Fisher 1966). Mais rapidement Sparks et al. (1973) identifient un deuxième type de dépôts très différent, non pas massif mais stratifié, donnant lieu à la classification de deux entités : le pyroclastic flow pour la partie dense et le pyroclastic surge pour la déferlante. Fisher (1979) et Carey (1991) expliquent que les différences entre les dépôts résident dans une différence de transport et de sédimentation. Ces mécanismes feront alors l’objet d’une description détaillée dans la suite de ce chapitre. Certaines études tendent à montrer que les deux parties pourraient désigner deux extrémités d’un même continuum de densité (Valentine, 1987 ; Druitt, 1992 ; Branney and Kokelaar, 1992). Ainsi, l’écoulement dense et la déferlante sont finalement décrits comme appartenant à un seul écoulement, dit pyroclastic density current (courant de densité pyroclastique) dans lequel elles constituent deux parties distinctes, obéissant chacune à une physique différente (Druitt 1998 ; Branney et Kokelaar 2002).
Depuis une vingtaine d’année, les avancées sur les connaissances de ces écoulements notamment en mécanique des fluides tendent à montrer que les liens entre les deux parties sont importants et que la concentration en particules est le principale paramètre contrôlant leur dynamique (Burgisser et Bergantz, 2002 ; Sulpizio et al., 2014 ; Dufek et al., 2015 ; Dufek, 2016). C’est elle qui définit le caractère dense ou dilué de l’écoulement, et donc sa physique (Burgisser et Bergantz, 2002). Initialement, Dade et Huppert (1996) fixent une concentration critique à 30% de particules, mais Weit et al. (2018) montrent que cette concentration pourrait être bien inférieure (quelques %, fonction du nombre de Reynolds). Bréard et al. (2016) et Bréard et Lube (2017) observent pour la première fois expérimentalement la formation des deux parties d’un écoulement pyroclastique et montrent en plus qu’il existe une zone dite de transition entre les deux où les propriétés physiques sont à mi-chemin entre un régime turbulent et un régime granulaire collisionnel. Les écoulements pyroclastiques sont donc aujourd’hui vus comme un continuum de concentration entre un pôle concentré, l’écoulement dense, et un pôle très dilué, la déferlante. La variation de cette concentration sur l’épaisseur se traduit par des changements de comportement physique du milieu, du régime frictionnel au régime turbulent. Malgré tout, ce modèle de continuum montre parfois ses limites. En effet, sur le terrain la distinction relativement nette entre les dépôts des deux parties n’est pas facilement expliquée par ce modèle de continuum où la transition entre écoulement dense et déferlante est diffuse. La dynamique complexe des écoulements pyroclastiques est donc toujours discutée aujourd’hui.
Afin d’avoir une description complète de la dynamique des écoulements pyroclastiques, nous allons maintenant nous intéresser aux mécanismes conduisant à la formation de ces écoulements, puis nous enchainerons sur une description spécifique des caractéristiques de chacune des deux parties ainsi que de leurs dépôts associés.
Formation des écoulements pyroclastiques
Les écoulements pyroclastiques sont le produit d’éruptions violentes, capables de fragmenter le magma et de le projeter dans l’atmosphère rapidement. Différents processus de formation ont été identifiés au cours du temps, générant des écoulements pyroclastiques spécifiques à chaque processus. Les quatre principaux mécanismes sont décrits succinctement dans la suite, illustrés par des schémas sur la figure 1.2.
Figure 1.2 : Schémas des quatre principaux mécanismes de formation des écoulements pyroclastiques, dont les détails sont donnés pour chaque mécanisme dans le texte.
(i) L’effondrement d’une colonne éruptive suite à une éruption de grande ampleur (Fig 1.2 A). C’est le principal mécanisme de formation des ignimbrites, dont une description sera donnée dans la partie 2.3.2. (Sparks et Wilson, 1976 ; Sparks et al. 1978 ; Fisher et Schmincke, 1984 ; Wilson et al., 1986 ; Cas et Wright, 1987 ; Carey et al., 1988 ; Freundt et al., 1999). La stabilité de la colonne est liée à différents paramètres : le flux de masse, la vitesse du jet, la largeur du conduit, la température, ou encore l’entrainement d’air (Sparks et al., 1978 ; Neri et Macedonio 1996). Lorsque la vitesse du jet et le flux de masse diminuent, ou bien que la largeur du conduit augmente (par arrachement des parois), la colonne n’incorpore plus assez d’air au centre et sa flottabilité diminue. Elle n’est plus stable et s’effondre totalement ou partiellement (notamment ses bordures) en formant des écoulements pyroclastiques (Bursik et Woods, 1996 ; Sparks, 1997a ; Branney et Kokelaar, 2002). C’est l’effondrement totale d’une colonne plinienne qui produit les écoulement pyroclastiques aux plus grandes volumes (Carey et al., 1988).
(ii) L’alimentation en fontaine d’un panache volcanique non soutenue, appelé boiling over (Fig 1.2 B). C’est un mécanisme comparable au précédent, à la différence que l’entrainement d’air dans le jet n’est pas suffisant pour former une colonne de faible densité capable de rester stable (Branney and Kokelaar, 2002). Le nuage chargé de particules ne peut donc pas s’élever très haut et retombe rapidement en formant des écoulements pyroclastiques (Fig 1.2 B). Ce mécanismes se produit notamment lors d’événements brefs comme des explosions vulcaniennes cycliques, comme ce fut observé à Montserrat (Druitt et al., 2002b). Ces éruptions de moindre ampleur que les effondrements de colonne donnent lieu à des écoulements pyroclastiques localisés nommés écoulement de ponces et cendres (pumice-and-ash flow), car très riches en ponces, qui seront décrits dans la suite.
(iii) L’effondrement gravitaire d’un dôme de lave (Fig 1.2 C). Les dômes de lave, exposés à l’air libre et soumis à des instabilités gravitaires, peuvent s’effondrer partiellement ou totalement. En s’effondrant, la lave se fragmente rapidement et forme des blocs puis des cendres et constituent un écoulement pyroclastique (Sato et al., 1992 ; Boudon et al., 1993 ; Druitt 1998 : Ui et al., 1999 ; Cole et al., 1999, 2002). Les instabilités gravitaires peuvent être provoquées par la croissance du dôme ou bien par une surpression des gaz magmatiques. Sato et al. (1992) montrent que l’équilibre entre la pression du gaz magmatique et la résistance mécanique du dôme va influer sur le type d’éruption et les classent en 3 types : (i) le type Merapi faiblement explosif similaire à une avalanche gravitaire, (ii) le type Péléen modérément explosif, (ii) et le type Soufrière très explosif, où le dôme explose totalement. Ui et al. 1999 complète le modèle de Sato et al. (1992) en précisant que les effondrements gravitaires du type Merapi peuvent provenir soit de la croissance d’un dôme exogène, soit par la poussée causée par la croissance d’un dôme endogène. Plus récemment, Boudon et al. (2015) montrent que la perméabilité du dôme joue un rôle important, notamment sur son explosivité et le type d’écoulement pyroclastique : un dôme développant une carapace étanche aura tendance à exploser et produire des écoulements pyroclastiques relativement dilués (type Péléen), et à l’inverse un dôme très perméable et fracturé, sans carapace, génèrera des écoulements plus localisés par simple effondrement gravitaire (type Merapi). Ce type de mécanisme génère des écoulements de blocs et cendres, relativement localisés et d’un volume modéré à faible (Boudon et al., 1993 ; Cole et al., 2002 ; Komorowski et al., 2013 ; Ogburn et al., 2014).
(iv) Le glissement d’un flanc de volcan et l’explosion d’un dôme de lave est un quatrième type de formation (Fig 1.2 D). Il est peu commun car il n’a été observé que pour 2 éruptions, le Mont Saint Helens le 18 mai 1980 et Soufrière Hills Volcano le 26 décembre 1997 (Kieffer, 1981a ; Lipman et Muilleneaux 1981 ; Sparks et al., 2002 ; Voight et al., 2002 ; Wood et al., 2002) puis évoqué pour l’éruption du Benzymiany en 1956 (Gorshkov, 1959 ; Belousov 2007). La croissance d’un dôme de lave, qu’il soit à l’air libre ou interne (cryptodôme), peut engendrer des instabilités gravitaires dans l’édifice volcanique entier. Ces instabilités aboutissent à un brutal glissement de flanc du volcan qui entraine alors une partie du dôme avec (Belousov, 2007). Le cœur du dôme étant sous pression car non entièrement dégazé, le glissement fracture le dôme et libère les contraintes mécaniques provoquant une violente décompression (Woods et al., 2002 ; Belousov, 2007). Cette explosion donne naissance à une déferlante de haute énergie appelée blast (décrit dans la suite), et peut être suivie par une éruption soutenue de type plinienne si du magma frais est présent dans le conduit (Lipman et Mullineaux, 1981 ; Belousov, 2007). Le flanc du volcan se transforme en un écoulement gravitaire appelé avalanche de débris dont les dépôts sont différents de ceux du blast (Lipman et Mullineaux 1981 ; Sparks et al., 2002 ; Voight et al., 2002).
L’écoulement dense et ses dépôts
L’écoulement dense se distingue du reste de l’écoulement pyroclastique par sa forte concentration en particules, laissant des dépôts relativement épais, mal triés et massifs (Sparks 1976 ; Cas et Wright, 1986). Cet écoulement a une épaisseur généralement pluri-métrique qu’il est difficile d’observer car il est en permanence recouvert par la déferlante. Les particules volcaniques se déplacent par transfert de la quantité de mouvement des unes aux autres et dissipent de l’énergie par collision et par frottement (Dufek et al. 2015). Les dépôts possèdent une grande variabilité de faciès due à l’importante diversité de natures, densités, tailles et formes de ses particules. Deux groupes sont souvent identifiés de par ces grandes disparités : premièrement les écoulements de faibles volumes très sensibles à la topographie et relativement localisés, et deuxièmement les écoulements de grands volumes moins sensibles à la topographie et dont la surface qu’ils impactent est importante. Dans le cas des écoulements de faible volume, différentes sous-catégories existent en fonction de la nature du magma où du mécanisme de formation, et sont listées dans la première partie. Dans le cas des écoulements de grands volumes, les dépôts de ces derniers écoulements sont nommés ignimbrites et seront décrites dans la deuxième partie.
Les écoulements de faibles volumes
Les écoulements de blocs et cendres (blocks-and-ash flow)
Figure 1.3 : Dépôts d’un écoulement de blocs et cendres de l’éruption du 5 novembre 2010 eu Merapi, avec sa séquence stratigraphique associée mesurée au même point. Le camion donne l’échelle. (Log stratigraphique modifié d’après Komorowski et al. 2013 ; Photo 2016 VG).
Comme nous l’avons vu sur la figure 1.2 C, ils sont générés suite à l’effondrement d’un dôme de lave. Ce sont des écoulements de volumes faibles à modérés, entre 106 et 108 m3, qui parcourent des distances de l’ordre du kilomètre mais dépassent parfois les 10 km. Ils sont aussi caractérisés par leur côté pulsatile car généralement composés d’une succession de pulsations de quelques secondes résultat de l’effondrement par à-coups du dôme de lave. Ils sont fortement contrôlés par la topographie et restent confinés dans les vallées, même si leur débordement est fréquent (Charbonnier et Gertisser 2008, 2010 ; Lube et al., 2011). Leurs vitesses de mise en place dépendent en grande partie de la pente de la topographie mais se situent généralement entre 5 et 25 m s-1, voire jusqu’à 100 m s-1 pour Montserrat (Cole et al., 2002). Les dépôts mesurent généralement une dizaine de mètres d’épaisseur comme on peut le voir par exemple sur la figure 1.3, mais peuvent parfois dépasser les 100 m (Brown et Andrews, 2015). La proportion de matériaux juvéniles est importante puisqu’ils sont quasi intégralement composés des fragments du dôme, et ont une concentration en lithiques autour de 10 % (Sparks, 1976 ; Brown et Andrews, 2015). Ils sont très mal triés, la granulométrie varie des cendres de l’ordre du micron aux blocs pluri-métriques (Cole et al, 2002 ; Charbonnier et Gertisser, 2008 ; Reyes-Davila et al., 2016). Ils ont une composition typiquement andésitique à rhyodacitique (Brown et al., 2015) et se mettent en place à des températures d’environ 400 à 600 °C. Les dépôts présentent une faible structuration et sont massifs dans la plupart des cas, comme sur la figure 1.3 où l’on distingue bien les blocs au sein du dépôt massif. Ils peuvent cependant présenter un granoclassement sur leur épaisseur, parfois inverse, et des structures en lobe au front (Lube et al., 2011).
Les écoulements de ponces et cendres
Les écoulement de ponces et cendres sont généralement issues de l’effondrement total ou partiel d’une colonne volcanique suite à une éruption explosive (Sparks et al., 1978 ; Fisher et Schmincke, 1984 ; Wilson et al., 1986 ; Cas et Wright, 1987 ; Freundt et al., 1998). La proportion de matériaux juvéniles est très supérieure à la proportion de matériaux non juvéniles, arrachés dans le conduit lors de la remonté du magma ou issus de l’érosion de l’écoulement (Sparks, 1976 ; Wilson et Walker 1982 ; Branney & Kokelaar, 2002 ; Roche et al. 2016). Classiquement, deux types de dépôts sont distingués : les dépôts dont le volume est supérieur à 1 km3 sont appelés ignimbrites et seront décrits dans la suite ; les dépôts dont le volume est inférieur à 1 km3 sont appelés écoulements de ponces et cendres au sens strict. Ces derniers ont une granulométrie variée et souvent bien classées par le développement de structures morphologiques au sein de cet écoulement comme des chenaux et des levées observés au Mont Saint Helens en 1980 (Rowley et al., 1981, Hobblit et al., 1981 ; Brand et al., 2014) sur la figure 1.4, ou bien au Lascar en 1993 (Matthews et al., 1997 ; Sparks et al., 1997b ; Jessop et al., 2012).
Figure 1.4 : Dépôts massifs de l’éruption du Mont Saint Helens le 18 mai 1980, avec la mise en évidence de chenaux dans une coupe A (niveau plus grossier). Différentes unités sont visibles sur la coupe de la rivière en B (niveau riche en lithiques en haut), Les personnes donnent l’échelle. (photos 2017 VG).
Les coulées de scories (scoria flow)
Très proche des écoulements de ponces et cendres, les coulées de scories sont à la différence constitués de fragments de lave basique vésiculées, basaltiques ou andésitiques, et de cendres (Nairn et Self, 1978 ; Wright et al., 1980 ; Lube et al., 2007 ; Bernard et al., 2014). Leur volume est là aussi faible, typiquement 106 m3. Des structures morphologiques comparables à celles observées dans les écoulements de ponces ont été identifiées dans des coulées de scories notamment des chenaux et des levées comme au Ngauruhoe en 1975, ou au Tungurahua en 2006 (Nairn et Self, 1978 ; Lube et al., 2007 ; Kelfoun et al. 2009 ; Bernard et al., 2014).
Les écoulements dérivés de déferlante
Il a été mis en évidence que pour certaines éruptions, notamment à Montserrat en 1997 ou 2008, les dépôts de la déferlante pouvaient se remobiliser pour former un écoulement dense secondaire appelé surge-derived pyroclastic flow (Calder et al., 1999 ; Druitt et al. 2002a ; Loughlin et al., 2002a,b ; Komorowski et al. 2010, 2013). Dans ce cas, ces dépôts ont une granulométrie équivalente à celle des dépôts de déferlante (décrite dans la suite), mais peuvent être composés de blocs pluri-centimétriques (Druitt et al., 2002a). L’épaisseur de ce type d’écoulement est généralement de quelques mètres (un mètre pour les dépôts), pour des vitesses de 10 m s-1 environ (Druitt et al., 2002a). Calder et al. (1999) et Druitt et al. (2002a) interprètent la formation de ce type d’écoulement par la sédimentation rapide de la déferlante qui empêche les gaz de s’échapper des dépôts et ainsi induit une pression de fluide interstitiel. Cette pression réduisant les frictions intergranulaires et entravant la sédimentation, les dépôts entrent alors en mouvement. Le mécanisme de formation de ces écoulements sera discuté dans le chapitre 5 de cette thèse.
Les écoulements de grands volumes : les ignimbrites
Les ignimbrites ont des caractéristiques assez atypiques et furent le sujets d’importantes recherches au cours des dernières décennies (Sparks et Wilson, 1973 ; Wilson et Walker, 1982 ; Fisher et Schmincke, 1984 ; Wilson et al., 1986 ; Cas et Wright, 1987 ; Branney and Kokelaar, 1992, 2002 ; Dade and Huppert, 1996 ; Freundt, 1998, 1999 ; Roche et al., 2016). Dans ce paragraphe, seules les caractéristiques majeures des ignimbrites sont résumées, malgré les très nombreuses propriétés découvertes, car ils ne sont pas le sujet principal de cette thèse.
Le mot ignimbrite est strictement réservé au dépôt des écoulements pyroclastiques de grands volumes issus de l’effondrement d’une colonne éruptive. Elles sont souvent associées à la formation d’une caldeira (Druitt et Sparks, 1983). La composition chimique des ignimbrites est relativement variable, d’andésitique à dacitique mais le plus souvent rhyolitique, avec des variations au sein même d’une seule ignimbrite (Cas et Wright, 1987). Les particules composant ses dépôts sont d’une grande variété : majoritairement des ponces juvéniles d’une masse volumique moyenne de 2000 à 1000 kg m-3 pour des tailles variant du micron jusqu’au bloc métrique, des lithiques arrachés dans le conduit ou par érosion, et des cristaux d’une masse volumique moyenne supérieure à 2000 kg m-3 (Brown et Andrews, 2015). Classiquement, les ignimbrites ont une séquence stratigraphique en 3 couches (Sparks et al., 1973 ; Sparks, 1976 ; Wilson et Walker, 1982) : (i) la couche 1, stratifiée, composée de particules fines à la base de la série, et interprétée comme le dépôt d’une déferlante typique dite ground surge mesurant une dizaine de centimètres, (ii) la couche 2 qui est l’ignimbrite au sens strict mesure une dizaine de mètres d’épaisseur au moins (exemple avec l’ignimbrite de Kos, ou Kos Plateau Tuff, Fig 1.5) et présente un granoclassement inverse des ponces et un granoclassement normal des lithiques (3 types d’ignimbrite existent suivant le degré de classement des clasts ; Wilson, 1980), (iii) enfin la couche 3 constituée de cendres fines, majoritairement des cristaux, est présente à la surface de l’ignimbrite et ne mesure généralement pas plus d’une dizaine de centimètres.
Les volumes, bien que toujours supérieurs à 1 km3, peuvent varier de plusieurs ordres de grandeur (jusqu’à 5000 km3). De ce fait, ces écoulements ont la capacité de recouvrir des surfaces importantes et le contrôle topographique est variable. Différents faciès de dépôts ont alors été identifiés (Wilson et Walker, 1982 ; Fisher et Schmincke 1984, Cas et Wright 1987) en fonction de l’intensité de l’éruption (Fig 1.6 A) : les ignimbrites ne recouvrant que des vallées (Valley Pond Deposits ou Valley-Fill), les ignimbrites capables de déborder des vallées et de former des dépôts stratifiés sur les bordures (Ignimbrite Veneer Deposits), et enfin les ignimbrites formant de grandes couches peu sensibles à la topographie (Landscape burying) (Fig 1.6 A). L’ignimbrite adopte alors différentes morphologies sur une carte, appelée rhéomorphisme, où sa surface possède une forme plus ou moins circulaire (Fig 1.6 B). Walker et al. (1980) introduisent donc le rapport d’aspect, calculé par le rapport entre l’épaisseur moyenne de l’ignimbrite et le diamètre d’un cercle dont la surface est équivalente à celle de l’ignimbrite. Ils définissent alors le concept de LARI ou Low Aspect Ratio Ignimbrite pour les ignimbrites ayant un fort étalement et une épaisseur faible, comme par exemple Taupo (1.8 ka), Kos Plateau Tuff (130 ka) ou l’éruption Campanienne (36 ka) (Walker et al., 1980 ; Druitt, 1998). A l’inverse, les HARI pour Hight Aspect Ratio Ignimbrite sont des ignimbrites qui ont un faible étalement et restent plutôt confinées dans les vallées avec des épaisseurs assez importantes, comme par exemple, Peach Spring Tuff (18 ka), la Vallée des dix mille fumées (VTTS) en 1912 ou le Pinatubo en 1991 (Walker et al., 1980 ; Carey 1991 ;Druitt 1998) (Fig 1.6 B). Ces différences d’aspects ne sont pas fonction du volume de l’ignimbrite et Bursik et Woods (1996) les associent à des différences dans les mécanismes de transport.
La déferlante et ses dépôts
Les déferlantes sont définies comme des écoulements turbulents chauds de faible concentration, peu sensible à la topographie, qui évoluent en sédimentant progressivement jusqu’à former le nuage co-ignimbritique. Valentine (1987) montre que ces écoulements sont stratifiés en densité sur l’épaisseur, à cause d’une stratification de la concentration volumique et de la taille des grains, si bien plus l’on se rapproche de la base, plus les particules sont larges et donc plus la densité moyenne de l’écoulement est grande. Les mécanismes de transport et de sédimentation seront décrits dans la suite. Les dépôts sont relativement fins et bien classés, avec une taille de grains relativement fine elle aussi (typiquement 2 < Φ < 1, Brown et Andrews, 2015). Ils présentent une stratification et des structures sédimentaires du type stratification entrecroisée, dunes, voire antidunes (Fisher, 1979 ; Fisher et Schimncke, 1984 ; Douillet et al. 2014). Ces structures peuvent être en partie observées sur la figure 1.7, qui est une photographie des dépôts de déferlante du 18 mai 1980 au Mont Saint Helens. Malgré une morphologie commune, plusieurs types de déferlantes ont été identifiés, tout comme pour les écoulements denses. Historiquement, la première description fût menée par Sparks et al. (1973) et Sparks et Walker (1983) qui ont identifié la séquence d’un dépôt de déferlante et l’ont distingué d’un écoulement dense, en la nommant ground-surge. Fisher (1979) reprend ces descriptions et définit trois types de déferlantes : la déferlante simple ou ash-cloud surge, la déferlante de base ou base surge et la déferlante de type ground surge. Fisher et Schminke (1984) y ajoute un quatrième type avec le blast surge après l’éruption du Mont Saint Helens en 1980. Nous allons maintenant nous intéresser aux caractéristiques de chacun des types de déferlante, hormis le type ground surge déjà rapidement décrit dans la section précédente des ignimbrites.
Déferlante de type ash-cloud surge :
Les déferlantes composants la partie supérieure de l’écoulement pyroclastique sont qualifiées d’ash-cloud surge par leur similitude avec un nuage turbulent (Fisher, 1979). Elles recouvrent totalement l’écoulement dense, empêchant toute observation interne, et contrairement à ce dernier, elles ne sont donc pas confinées dans les vallées (Druitt, 1998 ; Branney et Kokelaar, 2002). Néanmoins leur sensibilité à la topographie semble toute de même importante. Fisher (1995) explique que, suite à l’éruption du Mont Unzen en 1991 au Japon, le découplage entre l’écoulement dense et la déferlante peut être accentué par la topographie, et que la déferlante peut se comporter comme un écoulement de gravité isolé. Ce phénomène de détachement est alors observé pour l’éruption du Mont Unzen en 1991 (Yamamoto et al., 1993 ; Nakada et Fujii, 1993), à Montserrat en 1997 notamment (Loughlin et al., 2002b ; Druitt et al., 2002 ; Ogburn et al., 2014) ou encore réinterprété à la Montagne Pelée pour l’éruption de 1902 (Fisher and Heiken, 1982; Bourdier et al., 1989). Nous reviendrons plus amplement sur cette sensibilité à la topographie dans la section 5.1. Les dépôts présentent des caractéristiques classiques comme décrites précédemment avec des grains fins et bien classés, (Φ < 1, Brown et Andrews, 2015), et une structuration bien développée avec des stratifications parfois entrecroisées et la présence de dunes (Douillet et al., 2014). Leur épaisseur est souvent de l’ordre du mètre.
Déferlante de type blast
Certaines déferlantes de haute énergie portent le nom de blast. Ce type d’écoulement très violent est généré lors de la décompression rapide d’un dôme de lave (c.f. section 2.2). L’écoulement est préférentiellement dirigé dans une seule direction mais s’étale à grande vitesse sur une large surface (500 km² pour l’éruption du Mont Saint Helens), avec une forte capacité de destruction tout en laissant peu de dépôts. L’écoulement peu concentré sédimente rapidement et se transforme en un nuage co-ignimbritique à cause de sa température (Gardner et al., 2017). Les dépôts sont relativement similaires aux dépôts de déferlantes classiques avec une faible épaisseur, une granulométrie fine ainsi qu’une structure stratifiée. Le premier blast reconnu comme tel fut décrit après l’éruption au Bezymianny en 1956 (Gorshkov, 1959). Mais c’est lors de l’éruption du Mont Saint Helens le 18 juin 1980 (USA) que le premier blast est observé et donnera lieu à de nombreuses études détaillées sur sa formation et sa dynamique notamment (Hobblit et al., 1981 ; Kieffer 1981a,b ; Lipman et Mullineaux, 1981 ; Voight et al., 1981 ; Hobblit et al., 1986 ; Druitt, 1992). Des événements similaires furent décrit par la suite comme à Soufrière Hills Volcano à Montserrat le 26 Décembre 1997 (Voight et al., 2002). D’autres éruptions font débat quant à la présence ou non d’un blast comme à la Montagne Pelée (Fisher et Heiken, 1983 ; Lajoie et al., 1989 ; Boudier et al., 1989) ou encore récemment au Merapi en 2010 (Komorowski, 2013). Belousov et al. (2007) isolent les caractéristiques communes des blasts qui les différencient d’un simple écoulement pyroclastique comme une granulométrie spécifique, une direction d’explosion, un angle d’ouverture important pour la zone de dévastation et un même mécanisme de formation. Il établit alors une chronologie de la formation d’un blast en trois étapes : (i) burst phase, phase où les particules sont projetées par la décompression du corps magmatique (ii) collapse phase, où les particules retombent car elles n’ont pas été entrainées dans une colonne éruptive (iii) PDC phase, où les particules finissent par constituer un mélange avec les gaz pour former une déferlante. La vitesse de ces écoulements est très débattue. Pour l’éruption du Mont Saint Helens, elle est estimée à l’intérieur de l’écoulement à 235 m s-1 par Kieffer et Sturtevant (1988), mais les études numériques récentes semblent témoigner d’une vitesse inférieure. Esposti et al. (2012) simulent le blast du Mont St Helens dans un modèle numérique multiphase 3D et montrent que la vitesse ne peut pas physiquement excéder les 150-170 m s-1. Ils montrent aussi que le blast se transforme rapidement en un écoulement de gravité, où les particules ne sont plus éjectées par décompression mais bien transportées dans un fluide turbulent. Dans ce cas, la durée de la burst phase, est estimée à quelques dizaines de secondes seulement.
Table des matières
INTRODUCTION GENERALE
Chapitre 1 – Connaissances et problématiques des courants de densité pyroclastiques
I. Introduction
II. Morphologie d’un écoulement pyroclastique
2.1. Modèle général des écoulements pyroclastiques
2.2. Formation des écoulements pyroclastiques
2.3. L’écoulement dense et ses dépôts
2.3.1. Ecoulements de faibles volumes
2.3.2. Ecoulement de grands volumes : les ignimbrites
2.4. La déferlante et ses dépôts
III. Mécanismes de différentiation
3.1. Ségrégation d’un écoulement hyper-concentré
3.2. Formation de la déferlante à partir de l’écoulement dense
3.2.1. Genèse de l’écoulement dense : fragmentation d’un dôme
3.2.2. Mécanismes de formation de la déferlante
IV. Mécanismes de transport et de sédimentation
4.1. Introduction au concept de zone limite d’écoulement
4.2. Propagation d’un écoulement dense et sédimentation
4.3. Propagation d’une déferlante et sédimentation
V. Problématiques des écoulements pyroclastiques de faible volume
5.1. Sensibilité à la topographie
5.2. Paradoxe de la rhéologie de l’écoulement dense
5.3. Récurrences des écoulements de faibles volumes
5.4. Risques naturels : difficultés de prédiction
VI. Résumé et méthode d’étude
Chapitre 2 – Théorie des écoulements de gravité et leurs implications pour les écoulements pyroclastiques
I. Introduction
II. Propriétés des écoulements de gravité
2.1. Morphologie
2.2. Dynamique
III. Propriétés des écoulements de gravité particulaires dilués
3.1. Entrainement
3.2. Mise en suspension et transport
3.3. Sédimentation
IV. Propriétés des écoulements de gravité particulaires concentrés : les écoulements granulaires
4.1. Définition
4.2. Ecoulements granulaires secs
4.3. Ecoulements granulaires fluidisés
4.3.1. Principe physique de la fluidisation
4.3.2. Défluidisation et diffusion de la pression de fluide interstitiel
4.3.3. Impact de la pression de fluide interstitiel sur un écoulement
Chapitre 3 – Méthodologie
Introduction
Partie A : Méthodes expérimentales
I. Résumé des travaux précédents
1.1. Expériences de rupture de barrage ou « lock-exchange »
1.2. Alimentation contrôlée de particules
1.3. Entrainement et sédimentation dans une soufflerie
II. Dispositif expérimental d’étude des déferlantes
2.1. Présentation du dispositif
2.1.1. Dispositif version 1 : soufflerie et vibrations
2.1.2. Dispositif version 2 : vibrations seules
2.2. Les réservoirs
2.3. Capteurs et méthodes de mesure
2.3.1. Caméras
2.3.2. Mesure de la concentration par atténuation lumineuse
2.3.3. Analyseur morphologie G3
2.4. Les particules utilisées
2.4.1. Ignimbrite de Neschers
2.4.2. Billes de verre
III. Dispositif expérimental d’écoulements fluidisés
3.1. Présentation du dispositif
3.2. Conditions expérimentales
3.2.1. Particules
3.2.2. Protocole de mesure
IV. Analyse dimensionnelle
4.1. Dimensionnement des expériences de formation de déferlantes
4.1.1. Théorème de Buckingham et nombres sans dimensions
4.1.2. Analyse dimensionnelle des écoulements expérimentaux
4.2. Dimensionnement des expériences de rupture de barrage
Partie B : Méthode numérique, le modèle VolcFlow
I. Résumé des travaux précédents
1.1. Les modèles cinétiques et empiriques
1.2. Les modèles moyennés verticalement
1.3. Entrainement et sédimentation dans une soufflerie
II. VolcFlow version 1 : principe de fonctionnement
2.1. Présentation
2.2. Approche utilisée
2.3. Equations constitutives de l’écoulement
2.4. Schéma numérique
2.5. Modification apporté dans cette thèse : la fluidisation
2.5.1. Advection et diffusion de la pression de fluide interstitiel
2.5.2. Apports sur le schéma numérique
III. VolcFlow version 2 : modèle à 2 couches
3.1. Modèle physique
3.2. Equations constitutives
3.2.1. Pour l’écoulement dense
3.2.2. Pour la déferlante
3.3. Lois d’échanges entre les deux parties
3.3.1. Flux de masse de l’écoulement dense vers la déferlante
3.3.2. Flux de masse de la déferlante vers le sol (sédimentation)
3.4. Modifications apportées : rhéologie de la partie dense
3.4.1. Ajout de la fluidisation
3.4.2. Rhéologie frictionnelle à coefficient de frottement variable
Chapitre 4 – Etude numérique de l’impact de la pression de fluide interstitiel dans l’écoulement dense
Présentation générale
Effects of pore fluid pressure on pyroclastic flows: Numerical simulation and experimental validation
1. Introduction
2. Granular flows and fluidization mechanism
2.1 Gas pore pressure and fluidization
2.2 Pore pressure variation
3. Numerical modelling
4. Laboratory experiments
5. Comparison between simulations and experiments
5.1 Input parameters of the model
5.2 Dry flows
5.3 Flows with initial pore pressure
6. Application to natural flows
7. Discussion
1.7.1. Experimental validation
1.7.2. Implications for pyroclastic flows
8. Conclusion
Chapitre 5 – Etude numérique du mécanisme de formation des déferlantes et implication pour les écoulements pyroclastiques
Présentation générale
Investigate surge-derived pyroclastic flows formation by numerical modelling of the of 25 June 1997 at Soufriere Hills Volcano, Montserrat
1. Introduction
2. 25th June 1997 pyroclastic activity
2.1. Dome ollapse of the 25 June 1997
2.2. Surge-derived pyroclastic flow
3. Numerical modeling
3.1. Exchange laws
3.2. Physical behaviour of the basal part
3.3. Physical behaviour of the ash-cloud surge
3.4. Topography
3.5. Sources conditions
3.6. Parameters of the model
4. Results
5. Discussion
5.1. Genesis of the SDPFs
5.2. Implications for hazards
6. Conclusion
Chapitre 6 – Etude expérimentale du mécanisme de formation des déferlantes
Introduction
I. Problématique et résumé des travaux précédents
II. Démarche scientifique
Partie A : Entrainement turbulent par cisaillement
I. Introduction
II. Mesure du flux de masse
1.1. Protocole expérimental
1.2. Résultats
III. Influence de la température
IV. Effet de la granulométrie
V. Discussion
Partie B : Incorporation d’air par vibration et élutriation
I. Introduction
II. Description et analyse qualitative
2.1. Introduction
2.2. Description qualitative
2.3. Fluidisation du lit granulaire
2.4. Formation d’un écoulement de gravité
III. Mesure du flux de masse
3.1. Théorie et conditions expérimentales
3.1.1 Comportement d’un lit granulaire vibré verticalement
3.1.2 Protocole expérimental
3.1.3 Condition physiques des expériences
3.2. Résultats des expériences
3.2.1. Mise en suspension des particules : le nuage initial
3.2.2. Effondrement du nuage : formation d’un écoulement dilué
3.2.3. Sédimentation
3.3. Détermination du flux de masse émis
IV. Influence de la géométrie de la boite
4.1. Forme du réservoir : contrainte sur la direction d’entrée de l’air
4.2. Epaisseur du lit granulaire et masse
V. Effet de la granulométrie
5.1. Introduction et protocole
5.2. Résultats
5.3. Discussion
VI. Influence de la température
6.1. Introduction
6.2. Résultats
6.2.1. Avec les billes de verre monodisperses
6.2.2. Avec l’ignimbrite polydisperse
VII. Interprétation et modélisation des expériences
7.1. Mise en suspension
7.1.1. Seuil de fréquence
7.1.2. Seuil de formation des écoulements
7.2. Interprétation de l’influence de la température
7.3. Dynamique des écoulements
7.3.1. Vitesse du front
7.3.2. Dynamique de sédimentation
7.4. Bilan
Partie C : Implication pour la formation des déferlantes
I. Contraintes sur la dynamique des déferlantes par le mécanisme d’entrainement turbulent
1.1. Conditions expérimentales et dimensionnement
1.2. Extrapolation limitée : mécanisme secondaire
II. Contraintes sur la dynamique des déferlantes par le mécanisme d’incorporation d’air par vibration
2.1. Loi d’échelle et modèle physique
2.2. Seuil de formation
2.3. Morphologie des déferlante et nuage co-ignimbritique
2.4. Fluidisation de l’écoulement dense
III. Extrapolation pour la formation des déferlantes pyroclastiques
3.1. Modèle de formation des déferlantes par incorporation d’air sur topographie rugueuse
3.2. Flux de masse pour une déferlante
Conclusion
Chapitre 7 – Apports des études expérimentales et numériques à la compréhension de la genèse et de la mise en place des déferlantes pyroclastiques
I. Introduction
II. Mesure du flux de masse
3.1. Caractéristiques de la loi expérimentale à seuil
3.2. Comparaison des deux lois
III. Simulation numérique de l’éruption du 25 juin 1997 à Montserrat par la loi à seuil
3.1. Paramètres de la simulation
3.2. Résultats et comparaison
IV. Impact de la fluidisation
4.1. Protocole et conditions sources
4.2. Résultats des simulations
V. Discussion générale
5.1. Protocole et conditions sources
5.2. Implications du mécanisme d’incorporation d’air : l’apport de pression de fluide régulier
CONCLUSION GENERALE ET PERSPECTIVES
I. Synthèse des résultats
1.1. Formation des déferlantes
1.2. Rhéologie des écoulements denses
II. Perspectives
2.1. Dynamique des écoulements pyroclastiques
2.2. Rhéologie des écoulements denses
2.3. Prévention des risques associés
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
ANNEXES
