Qu’est ce qu’un magma et les processus magmatiques ?

Fonctionnement d’un volcan d’arc et risques associés 

Les conditions de stockage pré-éruptives 

Le magma des volcans d’arc est stocké à une relativement faible profondeur, de l’ordre de 10 kilomètres, correspondant à des pressions de l’ordre de quelques centaines de mégapascals. Du fait de leur composition intermédiaire à acide, leur température est assez faible (en comparaison à des magmas basiques) et n’excède guère les 900°C. Le magma est généralement saturé (ou légèrement sous saturé) en volatils dissous. Les conditions oxydoréduction ainsi que le temps de stockage dans la chambre magmatique, par leur influence sur une possible cristallisation de phénocristaux sont aussi des paramètres déterminant les conditions de stockage.
La surpression de la chambre magmatique est le phénomène majeur permettant de déclencher la remontée du magma dans le conduit. Cette surpression peut avoir différentes origines. La cristallisation partielle du magma dans la chambre magmatique entraînant l’exsolution des volatils dissous, et donc une surpression, en est une. Une autre est l’injection de magma juvénile chaud entraînant une augmentation du volume du magma, et donc une surpression de la chambre magmatique.
Des études d’équilibres de phase sur des produits de différents styles d’éruptions (effusives et explosives) à la Montagne Pelée (Martinique) ont permis de remonter aux conditions pré-éruptives de cet édifice volcanique.Dans la chambre magmatique, le magma a une pression d’environ 200±50 MPa, la température est comprise entre 875°C et 900°C, l’état redox varie de NNO-0.8 à NN0+0.4, et la teneur en H2O est contrainte entre 5.3 à 6.3 %wt (Martelet al., 1998). De plus les compositions globales ainsi que celles du liquide interstitiel ou des phénocristaux ne présentent pas de variations systématiques en fonction du style éruptif (effusif ou explosif). Les conditions pré-éruptives sont donc sensiblement similaires quel que soit le style éruptif(Martelet al., 1998).

Les conditions d’ascension magmatique, un contrôle sur les différents styles éruptifs

Les volcans d’arcs sont caractérisés par des styles éruptifs différents. Ce sont des systèmes complexes impliquant une diversité de processus physiques et chimiques depuis la genèse des magmas jusqu’à leur émission en surface.Cependant, un même édifice, pour des conditions pré-éruptives données, peut soit émettreun simple épanchement lavique (formation d’un dôme) soit s’exprimer par différentes activités plus ou moins explosives comme, par exemple, les éruptions pliniennes (Figure 1.4). Ces changements de styles d’éruptions sont attribués à la vitesse d’ascension du magma dans leconduit (Jaupart & Allègre, 1991 ; Woods & Koyaguchi, 1994 ; Rutherford, 2008). La vitesse d’ascension est contrôlée d’une part par la surpression créée à la sortie du réservoir magmatique, et d’autre part par les divers processus intervenant dans le conduit (dégazage, cristallisation, etc…) qui entraînent des variations des caractéristiques physico-chimiques du magma (viscosité, teneur en cristaux, etc…).

Conséquences : Comportement en surface des volcans d’arcs et leurs différents risques associés

Il existe une infinité de cas intermédiaires entre le style effusif ou explosif des éruptions, que représentent, par exemple, les éruptions de type Mérapi (écroulements gravitaires du dôme), les éruptions péléennes (nuées d’explosions du dôme ou nuées Péléennes) et les éruptions vulcaniennes (déstabilisation cyclique du dôme sous formes de nuées vulcaniennes).
Ces deux types d’éruptions (effusives ou explosives) sont caractérisés par des émissions de magmas bien particulières, et donc présentent différents risques pour les populations avoisinantes et leur environnement, qu’il est nécessaire de prendre en compte pour la prévention des risques.

Comment quantifier les vitesses d’ascension magmatique ?

Les vitesses d’ascension sont méconnues sur le plan quantitatif (Rutherford & Gardner, 2000). Pourtant, mieux connaitre les vitesses d’ascension du magma et les relier à un degré d’explosivité permettrait de mieux appréhender le fonctionnement interne des volcans d’arcs et de mieux prévoir leurs éruptions.
Ne pouvant pas en obtenir de mesure directe, un moyen d’examiner ces vitesses est d’étudier les cinétiques des processus intervenant dans le conduit volcanique lors de la remontée magmatique. Principalement, deux processusmajeurs interviennent sous l’effet de la décompression liée à l’ascension du magma : le dégazage et la cristallisation de microlites.

Le dégazage 

Le dégazage, comme précédemment expliqué est l’exsolution des gaz (e.g. H 2 O et CO2 ) dissous dans le magma à haute pression dans la chambre magmatique. Comme il a été démontré que la perte ou non des volatils du magma vers l’encaissant est l’un des principaux phénomènes responsables de la transition de styles éruptifs au sein d’un même volcan, de nombreuses études ont été réalisé et d’autres sont toujours en cours pour déterminer les modalités d’un tel processus au cours de la décompression associée à la remontée éruptive magmatique (Sparks, 1978 ; Eichelbergeret al., 1986 ; Toramaru, 1989 ; Navonet al., 1998 ; Gardneret al., 1999 ; Melnik & Sparks, 1999 ; Martel & Bureau, 2001 ; Mourtada-Bonnefoi & Laporte, 2002, 2004 ; Gondéet al., 2011).
Les cinétiques du dégazage (échelle de temps) dépendent de la vitesse d’ascension du magma. Il s’agit d’un processus très rapide, de l’ordre de quelques minutes à quelques heures. L’étude de la vésiculation va donc seulement permettre l’étude d’éruption à ascension magmatique rapide de type Plinien. Il est donc nécessaire d’étudier des processus plus lents afin de remonter à des vitesses d’ascension plus lentes.

La cristallisation

Le dégazage de l’eau lors de l’ascension magmatique va avoir une autre conséquence. Il va pouvoir induire la cristallisation en augmentant la température du liquidus de certaines phases minérales, comme le plagioclase (Tuttle & Bowen, 1958). Une fois l’eau exsolvée, la phase liquide va donc devenir instable au détriment de la phase solide et la cristallisation va débuter. Plus le magma remontera en surface, plus il subira une décompression importante, plus il s’appauvrira en eau dissoute et plus sa cristallinité potentielle sera importante en terme de quantité. La décompression du magma va donc indirectement entraîner la formation de microlites.
Les microlites sont des cristaux de petites tailles, généralement déterminés comme étant inférieurs à 100 µm. En fonction des conditions de cristallisation (i.e. pression, température, composition du liquide silicaté), les microlites vont acquérir des caractéristiques texturales et compositionnelles particulières. La cristallisation de microlites est un processus suffisamment lent, de l’ordre de quelques heures à quelques jours, qui permet donc l’étude des éruptions assez lentes comme la mise en place d’un dôme (Geschwind & Rutherford, 1995 ; Hammer & Rutherford, 2002 ; Martel & Schmidt, 2003 ; Brugger & Hammer, 2010).
Bien que les processus de cristallisation en refroidissement soient de mieux en mieux compris et aient fait l’objet de nombreuses études grâce aux travaux expérimentaux tentant de reproduire en laboratoire les conditions physico-chimiques régnant lors de tels processus ainsi que leurs cinétiques de formation (Fenn, 1977 ; Donaldson, 1979 ; Tsuchiyama, 1983 ; Muncill & Lasaga, 1987, 1988 ; Roskosz et al., 2005b ; Pupier et al., 2008), très peu de travaux concernant la cristallisation induite par décompression ont été réalisés (Hammer & Rutherford, 2002 ; Couch et al., 2003b ; Brugger & Hammer, 2010). Pourtant, les caractéristiques de cristallisation telles que le délai à la nucléation, la densité numérique de cristaux, la proportion de cristaux ou bien encore leurs tailles, sont des paramètres déterminants dans les modalités d’ascension des magmas riches en silice. L’évolution des caractéristiques morphologiques, compositionnelles ainsi que les cinétiques de formation des microlites dans le conduit au cours de l’ascension nécessitent donc d’être spécifiquementconsidérées, afin de déterminer de façon quantitative les vitesses d’ascension magmatique des éruptions à dôme.
Nous nous concentrerons dorénavant, uniquement sur la cristallisation lors de l’ascension magmatique.

Les mécanismes d’éruptions vulcaniennes

Les éruptions vulcaniennes sont en général cycliques, de très courtes durées (de l’ordre de quelques secondes à quelques minutes), et émettent relativement peu de matériel.
Elles ont la particularité d’être caractérisées parde très rapides remontées de magma (et donc peu ou pas de cristallisation) séparées par des périodes de stagnation du magma (cristallisation à palier) à une pression donnée (Cashman & McConnell, 2005).
Les gaz contenus dans le magma, sous l’effet de la décompression, s’exsolvent. Le système étant ouvert, les bulles de gaz vont coalescer, puis s’échapper. Ce dégazage synéruptif d’un magma juvénile peu profond va entraîner la formation d’un bouchon de magma dense (Eichelbergeret al., 1986).
Une importante conséquence de ce dégazage est d’induire la cristallisation de phase anhydre comme le plagioclase. L’augmentation de la viscosité du magma due à la cristallisation, cumulée à l’augmentation de la viscosité due à la perte en eau du liquide silicaté (Hess & Dingwell, 1996), entraîne la solidification du bouchon induisant des processus complexes d’ascension du magma (Melnik & Sparks, 2002). Le conduit étant scellé (c.-à-d. en condition de système fermé), la colonne magmatique va pouvoir être la cible d’importantes pressurisations par accumulation de grandes quantités de gaz juste en dessous du bouchon, phénomène accentué par la cristallisation de microlites (Tait et al., 1989 ; Sparks, 1997 ; Stixet al., 1997 ; Hammeret al., 1999). Aussi, du fait de l’interaction entre la poussée du magma ascendant et le bouchon stagnant, un gradient non-linéaire et vertical de pression peut se créer (Sparks, 1997 ; Voightet al., 1999 ; Wylieet al., 1999 ; Dilleret al., 2006 ; Clarkeet al., 2007).
Ce sont les gaz exsolvés qui, conditionnés par les mécanismes de pressurisation, vont permettre le déclenchement de l’éruption vulcanienne (Woods, 1995 ; Clarke et al., 2002). Elle va alors être provoquée par une brutale décompression du magma dans le conduit volcanique (Selfet al., 1979 ; Stixet al., 1997 ; Morrissey & Mastin, 2000). Ces évènements violents sont généralement périodiques et le passage d’éruption de type effusif, par simple formation d’un dôme, à un type explosif reste difficilement prévisible.
Un exemple type d’une telle dynamique éruptive est la série des 88 explosions vulcaniennes de la Soufrière Hills sur l’ile de Montserrat qui se sont déroulés entre Aout et Septembre 1997 (Younget al., 1998 ; Druittet al., 2002). Chaque explosion, séparée de la suivante par une phase de repos d’une moyenne de 9.5 heures (Druitt et al., 2002), se traduisait par un important flux de matière de quelques dizaines de secondes émettant une moyenne de 3E05 m 3 de magma à des vitesses allant jusqu’à 170 m.s -1.

RESULTS

Plagioclase liquidus location and effective undercooling 

The samples from the phase equilibrium runs designed to locate the plagioclase liquidus have been checked for the presence of crystals using optical microscopy, SEM, and TEM. The results indicate that liquidus conditions are reached at 200 MPa between 850 and 875°C and at 50 MPa between 1000 and 1040°C (Table 3.1). Following similar crystalhunting methods, we also constrained the liquidus at 875°C between 160 and 180 MPa from the decompression runs held 7 days at Pf (Table 3.2).

Pourquoi l’arsenic ?

Problématique

Afin de mieux comprendre les éruptions des volcans d’arc, il est primordial d’étudier les vitesses d’ascension du magma dans le conduit volcanique, ces dernières contrôlant en grande partie le type d’éruption : effusive ou explosive (Jaupart & Allègre, 1991 ; Woods & Koyaguchi, 1994 ; Rutherford, 2008). Un moyen d’appréhender les modalités d’ascension dumagma, est de déterminer les cinétiques de la cristallisation de microlites lorsde la remontée magmatique (Hammer, 2008).
C’est ce que nous avons fait, dans un premier temps, en utilisant une composition simplifiée (HTND) du verre rhyolitique interstitiel du magma de la Montagne Pelée.
L’HTND ne se composant que de quatre oxydes (SiO2 , Al 2O3 , CaO, Na 2 O), a permis de faciliter l’élaboration d’un modèle empirique decristallisation induite par décompression (voirpartie 3. Une approche expérimentale), puis d’un modèle théorique (voir partie 4. Une approche théorique). Cependant, du fait de cette simplification compositionnelle, l’applicabilité de ces précédents résultats à des systèmes naturels reste à vérifier.
Ainsi, afin de reproduire plus précisément les processus de cristallisation intervenant dans les volcans d’arc, nous nous sommes proposé de dupliquer les expériences de cristallisation induite par décompression réalisées à partir de la composition simplifiée, HTND, en utilisant un verre synthétique de composition similaire pour neuf oxydes majeurs au verre rhyolitique interstitiel de la Montagne Pelée.
Cependant, nous allons voir que cet objectif de comparaison entre la composition simplifiée (HTND) et complexe (proche des magmas naturels) a été dévié en raison d’une particularité du verre de composition complexe. En effet, ce dernier contient des traces d’arsenic, dont les effets sur la cristallisation du liquide se sont avérés tels qu’ils n’ont pas permis de comparer les compositions simplifiée et complexe. Nous avons donc réorienté l’objectif initial de ce travail vers l’effet de l’arsenic sur la cristallisation des liquides silicatés.

L’arsenic dans les magmas

L’ubiquité de l’arsenic dans les milieux magmatiques hydrothermaux n’est plus à démontrer (Wyllie, 1988). Cependant, très peu de travaux géochimiques sur cet élément en contexte volcanique ont été réalisés, en raison desdiverses formes que peut avoir l’arsenic et des difficultés d’analyses. Ainsi, les quantités d’arsenic contenu dans les magmas et les verres des volcans d’arc restent peu connues.
Toutefois, des observations de produits naturels montrent un enrichissement systématique en arsenic dans les magmas de volcans d’arc, provenant probablement des fluides élaborés lors de la déshydratation et de l’éclogitisation de la plaque plongeante en contexte de subduction (Peacock, 1993 ; Ryanet al., 1995 ; Leeman, 1996 ; Nollet al., 1996 ; Borisova et al., 2006), et qui mobilisent facilement l’arsenic (Pokrovski et al., 1996, 2002, 2006 ; Perfettiet al., 2008).
La concentration moyenne d’arsenic dans la lithosphère a été déterminée à 2 – 5 ppm (Onishi & Sandell, 1995). Dans les verres volcaniques rhyolitiques de Macusani (Pérou), Pichavant et al. (1987) et Borisova et al. (2010) ont analysé des concentrations en arsenic allant jusqu’à 300 et plus de 400 ppm, respectivement. Les concentrations d’arsenic dans les verres volcaniques naturels permettent de justifier la présence de moins de 0.1 pds % d’arsenic dans nos verres de départ et de valider notre étude de l’effet de cet élément sur les conditions de cristallisation des magmas.

Méthodes expérimentales et analytiques

Matériel de départ et protocole expérimental

Préparation du produit de départ par l’entreprise allemande Schott

Afin de préparer des quantités suffisantes de produit de départ et de façon homogène, nous avons sollicité les services d’une entreprise allemande (Schott). Celle-ci propose la synthèse de grandes quantités (environ 1litre) de verre en utilisant des matières premières (divers oxydes et carbonates) pures à 99.5 %. Nous nommerons notre verre de départ synthétique « Pelée As ». Sa composition est donnée dans le Tableau 5.1. A titre comparatif, les compositions de l’HTND (également préparées par Schott) ainsi que celle d’un verre que nous nommerons « Pelée Martel » utilisé dans les travaux de Martel (2012) sont reportées dans ce même Tableau 5.1

Table des matières
1.INTRODUCTION GENERALE 
1.1. Contexte et Problématique
1.1.1. Qu’est ce qu’un magma et les processus magmatiques ?
i) Une origine lointaine
ii) Définitions
iii) Localisations
1.1.2. Fonctionnement d’un volcan d’arc et risques associés
i) Les conditions de stockage pré-éruptives
ii) Les conditions d’ascension magmatique, un contrôle sur les différents styles éruptifs
iii) Conséquences : Comportement en surface des volcans d’arcs et leurs différents risques associés
1.1.3. Comment quantifier les vitesses d’ascension magmatique ?
i) Le dégazage
ii) La cristallisation
1.1.4. Comment cristallise un magma lors de l’ascension magmatique ?
i) Le « refroidissement effectif », Teff, ou surfusion
ii) Cristallisation des microlites
iii) Evolution du magma résiduel
1.2. Stratégie d’étude
1.2.1. Une approche naturaliste
1.2.2. Une approche expérimentale
i) Les expériences de cristallisation
ii) Le modèle empirique de cristallisation
1.2.3. Une approche théorique
i) La nucléation des cristaux
ii) La croissance des cristaux
2. UNE APPROCHE NATURALISTE 
2.1. Les mécanismes d’éruptions vulcaniennes
2.2. Méthodes
2.2.1. Echantillonnage à Montserrat (Caraïbes)
i) Site de St George’s Hill, Eruption sub-pliniennede 1996
ii) Site de Trant’s, Eruptions vulcaniennes de 1997
iii) Choix des échantillons étudiés
2.2.2. Analyses texturales
i) Images MEB
ii) Traitement d’images
iii) Obtention des caractéristiques texturales
2.3. Résultats : Caractéristiques texturales des microlites
2.4. Discussion
3. UNE APPROCHE EXPERIMENTALE 
DECOMPRESSION-INDUCED CRYSTALLIZATION IN HYDRATED SILICARICH MELTS: I EMPIRICAL MODELS OF EXPERIMENTAL PLAGIOCLASE NUCLEATION AND GROWTH KINETICS
3.1. Introduction
3.2. Experimental and analytical methods
3.2.1. Starting material
3.2.2. Experimental device and method
i) Melt hydration
ii) Decompression experiments
iii) Liquidus experiments
3.2.3. Analytical techniques
i) Crystal detection
ii) Phase composition
iii) Glass water content
3.2.4. Textural analysis
i) Principle
ii) Parameter definition
iii) Uncertainties
iv) 3D conversion
3.3. RESULTS
3.3.1. Plagioclase liquidus location and effective undercooling (T eff )
3.3.2. Decompression-induced plagioclase crystallization
i) Crystallization at P
f= 100 MPa (T eff ~55°C)
ii) Crystallization at P f= 50 MPa (T eff ~110°C)
iii) Crystallization at P f= 25 MPa (T eff ~175°C)
3.3.3. Empirical crystallization laws
i) Fit functions of the time evolution of N a , , and L/2
3.4. DISCUSSION
3.4.1. Equilibrium degassing
3.4.2. Parameters controlling plagioclase crystallization
ii) Plagioclase Ostwald ripening
iii) Pre-crystallization decompression
3.4.3. Crystallization kinetics
i) Effect of T eff on nucleation rate (I)
ii) Effect of Teff
on growth rate (U)
3.4.4. Crystallization regime
3.5. APPLICABILITY TO VOLCANIC SYSTEMS
3.6. Acknowledgments
4. UNE APPROCHE THEORIQUE  DECOMPRESSION-INDUCED EXPERIMENTAL CRYSTALLIZATION IN HYDRATED SILICA-RICH MELTS: II. THEORETICAL MODELS OF PLAGIOCLASE NUCLEATION AND GROWTH KINETICS 
4.1. INTRODUCTION
4.2. DECOMPRESSION-INDUCED CRYSTALLIZATION EXPERIMENTS
4.3. CRYSTAL NUCLEATION
4.3.1. Classical Nucleation Theory (CNT)
4.3.2. The interfacial energy
i) determination
ii) Influence of the nucleus roughness (ds) and shape
iii) Compositional dependence of
4.4. CRYSTAL GROWTH
4.4.1. Tests of the processes limiting crystal growth rate in the decompression-induced crystallization experiments
i) Experimental test: chemical profiles in glasses
ii) Semi-theoretical test
4.4.2. Theoretical model for interface-controlled growth
4.4.3. Theoretical model for diffusion-controlled growth
i) Fick’s law in a finite reservoir
ii) Stoichiometry
iii) Determination of the diffusion coefficient forAl2O3 , CaO, and Na2O
iv) Computation of growth rates
4.4.4. Results of the growth rate modelling and comparison with experimental growth rates
i) Interface-controlled growth
ii) Diffusion-controlled growth
4.5. DISCUSSION
4.5.1. New constraints on the plagioclase-melt and critical nucleus shape characteristics
4.5.2. Plagioclase growth kinetics
i) Comparison between the theoretical and empiricalmodels
ii) Plagioclase number density as a determining parameter for diffusion-controlled growth
4.5.3. Implications for the simulation of magma ascent rate
4.6. Acknowledgments
5. L’EFFET DE L’ARSENIC SUR LA CRISTALLISATION DES LIQUIDES SILICATES 
5.1. Pourquoi l’arsenic ?
5.1.1. Problématique
5.1.2. L’arsenic dans les magmas
5.2. Méthodes expérimentales et analytiques
5.2.1. Matériel de départ et protocole expérimental
i) Préparation du produit de départ par l’entreprise allemande Schott
ii) Hydratation du produit de départ
iii) Expériences de décompression
5.2.2. Méthodes analytiques
5.3. Résultats
5.3.1. Caractéristiques des produits expérimentaux
5.3.2. Evolution de N A , et L/2 en fonction de la durée à P f
5.3.3. Composition des produits expérimentaux
i) Plagioclases et verres
ii) Teneur en Arsenic
5.4. Discussion
5.4.1. Comparaison avec la composition simplifiée (HTND) et Pelée Martel
i) Retard à la nucléation
ii) Diminution ou absence de la cristallisation
iii) Cinétiques de cristallisation
5.4.2. Hypothèses sur l’inhibition de la nucléation
i) Hypothèses non-reliées à l’arsenic
ii) Hypothèses reliées à l’arsenic
5.5. Conclusions et perspectives
6. DISCUSSION ET PERSPECTIVES 
6.1. Discussion
6.2. Perspectives
6.3. Conclusions
7. ANNEXES 
7.1. ANNEXES A
7.2. ANNEXES B
7.3. ANNEXES C
7.3.1. C1 Théorie Classique de la Nucléation
i) Qu’est-ce que la nucléation
ii) Calcul de la vitesse de nucléation
iii) Limite de la TCN
7.3.2. C2 La théorie de la croissance cristalline
i) Qu’est que la croissance cristalline :
ii) La croissance contrôlée par les mécanismes à l’interface
iii) La croissance contrôlée par la diffusion des éléments dans le liquide
7.3.3. Conclusion sur la théorie de la cristallisation
8. BIBLIOGRAPHIE

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