Le schéma présenté dans la Figure 3.3 montre les principales conclusions et interpréta-tions obtenues lors de l’étude des signatures en gaz rares présents dans les gaz volcaniques de surface et les inclusions fluides. Cette étude nous a permis d’avoir une vue globale du volcan : de la source jusqu’à la surface, mais aussi de l’évolution de l’Oldoinyo Lengai au cours des dernières décennies. De plus, la signature en hélium similaire des xénolites mantelliques de la région d’Arusha, des xénolites cogénétiques de l’éruption de 2007-2008 et des fumerolles attestent de l’absence de contamination crustale ou hydrothermale de la lave au cours de son ascension de la source jusqu’à la surface.
Figure 3.3 – Schéma conceptuel (sur la page suivante) de la compréhension de l’archi-tecture du volcan Oldoinyo Lengai grâce aux signatures (des isotopes de l’hélium) des fumerolles et des tephra de l’Oldoinyo Lengai. Les échelles verticales et horizontales ne sont pas représentatives sur ce schéma. Les résultats obtenus dans le chapitre 3 sont présentés en rose.
Localisation et caractérisation de la
chambre magmatique active lors de
l’éruption de 2007-2008
Table des matières du chapitre
4.1 Surveillance géophysique en 2007-2008 . . . . 82 4.2 Magma composition and architecture of the active deep
plum-bing system at Oldoinyo Lengai carbonatite volcano, Tanzania 84
4.2.1 Article . . . 84 4.2.2 Supplementary material . . . 113
4.3 Mise en perspectives des résultats obtenus . . . 129 La signature isotopique en hélium des fumerolles et de la chambre magmatique ac-tive de l’Oldoinyo Lengai a permis de caractériser la source du volcan et de démontrer l’absence de contamination crustale ou atmosphérique des magmas (Chapitre 3). Tout cela nous a permis d’avoir une vue d’ensemble du système magmatique de la source aux fumerolles. Cependant, il est aussi important d’étudier en détails les processus tels que la cristallisation, le mélange magmatique, l’assimilation qui ont souvent lieu dans la chambre magmatique car ils sont à l’origine de l’évolution de la composition des liquides. Pour avoir accès à ces informations les xénolites cogénétiques associées à l’éruption du 4 septembre 2007 jusqu’en août 2008, présentées dans le chapitre 2, sont idéales comme objets d’étude. Les résultats obtenus lors de cette étude ainsi que l’utilisation des modèles thermobarométriques et de solubilité des volatils ont débouché sur la localisation de la chambre magmatique et nous ont permis de connaitre les propriétés physiques (tempéra-ture) et chimiques (composition en éléments majeurs et teneur en volatils) des magmas. Ces travaux sont présentés dans la deuxième partie de ce chapitre et sont sous format d’un article soumis à EPSL au printemps 2017. Ces résultats sont corrélés avec les études de surveillance géophysique qui ont été faites en 2007 dans la région du lac Natron. Ces
don-nées sismiques et InSaR ainsi que leurs relations avec l’éruption de 2007-2008 du Lengai sont présentées plus en détails dans la première partie du chapitre.
4.1 Surveillance géophysique en 2007-2008
Grâce à un réseau de surveillance sismique mis en place au nord de la Tanzanie dans la région du lac Natron, les évènements sismiques et volcaniques de la crise de 2007-2008
ont été analysés (Albaric et al., 2010). La chronologie des événements est résumée sur la
Figure 4.1.
Figure 4.1 – Comparaison de la chronologie des événements sismiques de 2007 sous le
volcan Gelai avec l’éruption subplinienne du volcan Oldoinyo Lengai, d’après Baer et al.
(2008).
Avant le 12 juillet 2007, aucune activité sismique n’était détectée à l’exception des séismes localisés sous le volcan Oldoinyo Lengai provoqués par des éruptions effusives début et fin juin 2007. Entre le 12 et le 17 juillet, un glissement le long d’une faille normale
de direction nord-est/sud-ouest initie l’activité sismique sous le Gelai (Calais et al.,2008).
La déformation a été quantifiée parBiggs et al.(2009) comme une subsidence d’environ 40
cm. En surface la déformation est visible grâce à des mesures GPS mais est aussi mise en
évidence par la formation de petits grabens photographiés par Baer et al. (2008) (Figure
4.2).
Figure 4.2 – Photographies des déformations visibles à la surface. a) déformations ob-servées suite au séisme du 17 juillet (vue du sud). b) Formation d’un grabben de 4-6 m de large, parallèle à la déformation principale. c) Déformation à la limite nord du grabben (vue du sud).
Le 17 juillet 2007 a été enregistré l’un des séismes les plus importants de la crise avec une magnitude de 5.9 sur l’échelle de Richter. Cet événement est lié à l’intrusion d’un dyke sous le volcan Gelai. Grâce à des études InSAR (Interferometric Synthetic Aperture
Radar) Biggs et al. (2009) ont évalué la dimension du dyke à 7 km de long. Deux jours
plus tard, le 19 juillet, une importante éruption de natrocarbonatites a été observée au sommet de l’Oldoinyo Lengai. Il a donc été clairement identifié deux périodes pendant la crise sismique de 2007 : la première liée au glissement sur une faille normale de direction nord-est/sud-ouest (du 12 au 17 juillet) et la deuxième due à la mise en place du dyke (du 17 juillet jusqu’à début septembre).
Figure 4.3 – Répartition spatiale (géographique et pronfondeur) et temporelle des séismes
enregistrés en 2007 au Nord de la Tanzanie d’après Albaric et al.(2010).
Dans leur étude Albaric et al. (2010) présentent les foyers sismiques localisés
spa-tialement et géographiquement en fonction du temps (Figure 4.3). Sous le volcan Gelai les séismes s’étendent de la surface jusqu’à 13 km de profondeur, alors que sous le volcan Oldoinyo Lengai les séismes définissent deux zones sismiques à 5 km et à 13 km de
profon-deur. Baer et al. (2008) associent la zone sismique profonde à une chambre magmatique.
Les foyers sismiques sous les deux volcans (l’Oldoinyo Lengai et le Gelai) sont éloignés de 5 km de distance. Cependant, ces foyers ne sont pas complètement déconnectés. Les foyers les plus profonds sous l’Oldoinyo Lengai (à 13 km) s’alignent sur un plan plongeant
vers l’Est alors que sous le Gelai les séismes s’alignent sur une ligne en direction sud-ouest nord-est. Ces deux directions dessinées par les foyers sismiques profonds sous les volcans semblent pointer vers une même origine (Figure 4.3 b) cela confirmerait une ori-gine commune entre le dyke mis en place sous le Gelai et le magma injecté sous l’Oldoinyo Lengai. Ces observations démontrent l’association spatiale et temporelle des événements magmatiques et tectoniques au cours de la crise de 2007 au nord de la Tanzanie.
Baer et al. (2008) ont proposé que le séisme du 17 juilet 2007, de magnitude im-portante, associé à la mise en place du dyke, aurait déstabilisé la chambre magmatique par transmission des ondes sismiques ce qui aurait pu provoquer la croissance des bulles dans la chambre. Cependant, une autre explication a été proposée pour comprendre le changement du style éruptif. Le nouveau magma silicaté injecté aurait réagi avec les mag-mas plus évolués et carbonatitiques résidents dans la chambre active avant la réinjection.
Le mélange aurait provoqué une exolution des gaz, tel que le CO2, et déclenché
l’érup-tion explosive (Dawson et al., 1992; Bosshard-Stadlin et al., 2014; de Moor et al., 2013).
Les inclusions magmatiques piégées dans les phénocristaux des xénolites cogénétiques de l’éruption de 2007-2008 permettent d’avoir directement accès aux conditions telles que la composition et la teneur en volatils du liquide magmatique. À partir de ces compositions magmatiques, des modèles thermobarométriques et de solubilité des volatils permettent de déterminer la pression (donc la profondeur) et la température de la chambre active de l’Oldoinyo Lengai et les données pourront être comparées aux données sismiques.