1-3 Composition des olivines, de leurs inclusions

Les olivines contenues dans les trachybasaltes mis en place à 2700 m

(Fo69,8-72). Leurs inclusions vitreuses représentent un liquide très différentié (K2O = 2,6-3,7 %) et extrêmement dégazé (en moyenne, S = 0,078 % et Cl = 0,148 %). Le globule de sulfure, associé

iste dans certaines d’entre elle iquan

stocké rofo nt d s

et al., 19 étri l., 19 a

ifférent eur c sition ur

idence :

l nts volati cipa t ext n

e ont eu

(25-31 juillet). Ce magma a été piégé sous form

primitives (Fo80,5-82,4, Population I), de formes squelettiques (caractéristiqu un processus de cristallisation rapide) à euhedrales. Les in ions vitreuses ont une composition comparable, voire plus primitive, que celle de la ro le (CaO/Al2O3 = 0,65-0,71 ; EPSL- Fig. 3). Leurs teneurs en K2O élevées (~2,0 %) sont typiques des basaltes riches en alcalins éruptés à l’Etna depuis 1974. Leur contenu en constituants volatils est %, av en moyenne 3,4 % H2O, 0,32 % S, 0,16 % Cl, 0,094 % F (EPSL-Fi et ent 1 et 0 . Les golfes piégés dans ces mêmes olivines sont sensiblement plus évolués, appauvris en eau et en soufre, mais enrichis en chlore et fluor.

• l’interaction entre ce nouveau magma primitif et un magma légèrement plus évolué, en cours de cristallisation, et qui représente le plus gros volume de laves émises en 2001. Ceci est exprimé dans la mésostase. La présence t été observée dans les premiers produits

vitreuses et des verres matriciels

(UV1) sont évoluées

aux titanomagnetites, ex s, ind t que le liquide est saturé vis à

vis du sulfure. Ce magma est caractéristique des ma conduits centraux [Tanguy and Clocchiatti, 1984 ; Arm Delfa et al., 2001].

L’étude des basaltes-trachybasaltes éruptés à 2100 (LV1) et 2500 (LV2) m révèle la présence de trois populations distinctes d’olivines dont les inclu

teneur en constituants volatils. Elle a permis de mettre • l’arrivée d’un nouveau magma primitif riche en é faibles quantités à LV2, lors des fontaines de lav

gmas s peu p ndéme ans le

ienti 94 ; M ch et a 93 ; L

sions d par l ompo et le

en év

éme ls, prin lemen rudé e

s qui lieu vers la fin de l’éruption e d’inclusions vitreuses dans des olivines

e d’ clus che tota ≥4 ec g. 4) re 0,4 ,11 % 73

Chapitre III – Activité éruptive à l’Etna durant la période 2000-2003 démontré par la présence d’une abondante population de phénocristaux d’olivine zonés inversement (cœurs Fo76-78, bordures Fo78-80 ; Population II). La plupart des inclusions piégées dans ces cristaux est décrépitée et/ou partiellement cristallisée. Les quelques inclusions préservées (c.a.d. non cristallisées et pouvant être analysées) contiennent ~ 2,5 % d’eau, et font apparaître un appauvrissement relatif en eau de ce magma, par rapport aux termes les la présence de cristaux (xénocristaux) extraits mécaniquement de la pile volcanique lors de la

% de K2O ; EPSL-Fig. 4) et démontrent un appauvrissement notable du ma ents volatils au moment de la mise en place, avec des pertes importantes en H2O (~9

zage plus limitée du Cl de

III-

dur flan des con

s’ét e) résultent d’un drainage latéral du Cratère

plus primitifs. •

remontée du magma. Les inclusions vitreuses piégées dans ces olivines (Population III) possèdent une signature typique des basaltes etnéens pauvres en alcalins émis avant 1974, avec de faibles teneurs en K2O (~1,4 %; EPSL-Fig. 3) associées à de hautes concentrations en chlore (~0,22 % ; EPSL-Fig. 4).

Enfin, les verres matriciels associés aux produits émis à LV1 et LV2 sont généralement très évolués (jusqu’à 3,7

gma en élém

4%) et S (~96%) mais plus limitées en Cl (≤50%) et F (≤10%) (EPSL-Fig. 4). Néanmoins, quelques verres provenant de LV2 sont caractérisés par une teneur en Cl relativement élevée (~0,21 %) pour 3,3 % de K2O, suggérant la possibilité d’un déga

l’ordre de ~25%. Ce point spécifique sera explicité ultérieurement au cours de notre étude.

1-4. Mécanisme de l’éruption de juillet-août 2001

De nombreux auteurs ont montré que l’extrusion simultanée des deux types de lave distincts ant l’éruption de juillet-août 2001 était liée à l’intrusion d’un dyke N-S quasi-vertical sous le

c sud de l’Etna suivant le mécanisme présenté en Figure III-4.

Nos investigations ont permis de montrer que les produits émis à UV1 sont caractéristiques magmas stockés peu profondément dans les conduits centraux. Nous pouvons donc en

clure que les produits émis à UV1 (et plus généralement le long du système de fractures endant de la base du SEC jusqu’à 2700 m d’altitud

Sud-Est (Figure III-13).

74

Chapitre III – Activité éruptive à l’Etna durant la période 2000-2003 En revanche, les basaltes-trachybasaltes émis à LV1 et LV2 sont remontés séparément des duits centraux et de l’intrusion du dyke sous le flanc sud de l’Etna (Figure III-4). L’étude des lusions vitreuses, des golfes et des verres matriciels nous a permis de calculer des pressions

O2 con inc (PC de

CO nclusions vitreuses et des golfes piégés par les olivines représentée dans le

1-

xtrudé en très faibles quantités à la fin de l’éruption ;

2- présence d’une zone de stockage à ~ 200 MPa (soit ~ 5 km sous le niveau de la mer ;

ilaires (EPSL- Fig. 7) ;

agma stocké, ayant alimenté le gros de l’éruption, se fait en présence d’une phase gazeuse (2,4 % ; courbe 3 - EPSL- Fig. 7)

géophysiques, démontre que l’ér

+PH2O) en utilisant VOLATILECALC (voir détails Chapitre II), et de reconstruire les conditions remontée, de dégazage et d’éruption de ce magma. En particulier, l’évolution des teneurs en

2 et H2O des i

diagramme CO2-H2O (EPSL- Fig. 7) permet de mettre en évidence les 3 points suivants :

la remontée et le dégazage en système fermé d’un liquide basaltique potassique riche en éléments volatils (3,4 % d’eau en moyenne) d’une profondeur ~12 km sous le niveau de la mer. Ce magma est uniquement e

la

(EPSL- Fig. 7) qui coïncide avec la transition entre les nappes de flysch superficielles et la série carbonatée sous-jacente constituant le soubassement du volcan. Le magma stocké à ~200MPa, est un peu plus évolué que le liquide primitif et appauvri de la teneur en eau (~1% pds de moins, pour des teneurs en CO2 comparables). Cette déshydratation partielle du magma est expliquée par une accumulation de bulles de CO2 lors du stockage à ~200 MPa. Il est intéressant de noter que la zone de stockage à ~200 MPa semble être persistante vu que les liquides piégés par les xénocristaux (magmas pré-1974) l’ont été à des pressions sim 3- la remontée et le dégazage en système fermé de ce m

suffisante pour provoquer sa remontée et son extrusion de manière violente. L’ensemble de ces données, en accord avec les observations

uption de 2001 résulte d’une mise en pression graduelle du système superficiel due à la remontée d’un magma primitif profond (≥12 km) et à son accumulation à des profondeurs plus modérées (6-5 km).

75

Chapitre III – Activité éruptive à l’Etna durant la période 2000-2003

Figure III-4. Représentations schématiques N-S de la propagation du dyke avant et pendant l’éruption de juillet-août 1 (tiré de [Lanzafame et al., 2003]).

1-5. Evolution gé

200