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Texte intégral

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Dépôt Institutionnel de l’Université libre de Bruxelles / Université libre de Bruxelles Institutional Repository

Thèse de doctorat/ PhD Thesis Citation APA:

Barbier, B. (2010). Bilan thermique et caractérisation géochimique de l'activité hydrothermale du volcan Rinjani, Lombok, Indonésie (Unpublished doctoral dissertation). Université libre de Bruxelles, Faculté des Sciences – Sciences de la Terre et de l'Environnement, Bruxelles.

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Bilan thermique et caractérisation géochimique de l’activité hydrothermale du volcan Rinjani

(Lombok, Indonésie)

Thèse présentée pour l'obtention du grade de Docteur en Sciences

Directeur de thèse ; Professeur Alain Bernard Université Libre de Bruxell^^^

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Barbier Benjamin

Mars 2010

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Université Libre de Bruxelles Faculté des Sciences

Département des Sciences de la Terre et de l’Environnement Laboratoire de Géochimie et Minéralogie Appliquée

ULB

Bilan thermique et caractérisation géochimique de l’activité hydrothermale du volcan Rinjani _____________ (Lombok, Indonésie)

Thèse présentée pour l’obtention du grade

de Docteur en Sciences

Barbier Benjamin

Directeur de thèse : Professeur Alain Bernard Mars 2010

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Remerciements :

Je voudrais avant tout remercier Alain Bernard pour m’avoir proposé ce sujet de thèse passionnant. Je tiens aussi à le remercier pour les nombreuses discussions à propos des résultats qui m’ont permis d’évoluer dans l’interprétation des données et d’arriver à une synthèse globale. Comment pourrais-je oublier, le temps qu’il a passé à chercher des budgets pour financer les missions de terrain, l’équipement et les analyses. Grâce à cela, j’ai pu réaliser ma thèse sans trop me soucier du matériel nécessaire. Je voudrais aussi le remercier pour les nombreuses missions de terrain qui m’ont permis d’obtenir toutes les données nécessaires à la réalisation de ma thèse, mais aussi d’apprendre énormément de choses sur les volcans et sur les méthodes de surveillance de ceux-ci. Je le remercie enfin pour sa bonne humeur sur le terrain (en tout cas après le café du matin). Je garderai toujours un bon souvenir des missions, en grande partie pour cette raison.

Je voudrais aussi remercier le DVGHM (Directorate of Volcanology and Geological Hazard Mitigation) qui nous a aidés pour la logistique en Indonésie. Je pense particulièrement à son directeur Surono et à tous ceux qui nous ont aidés sur le terrain, d’abord Davy Syahbana, Syegi Kunrat, Akhmat Solikhin, qui nous ont accompagnés lors de nos missions et dont l’aide fut précieuse, tant sur le terrain que pour les traductions.

Mutaharlin et Zulkamain de l’observatoire du Rinjani qui nous ont aidés pour la logistique lors des ascensions du Rinjani et Khirul de l’observatoire du Kelud pour son aide pour l’équipement et l’entretien du matériel au Kelud.

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Remerciements

Je remercie la CUD (Commission Universitaire pour le Développement) pour le financement des missions de terrain et du matériel. Sans cela, une bonne partie des données n’auraient pas pu être collectées faute de moyens. Je pense en particulier aux différentes stations météo, à la CTD, à l’écho-sondeur mais aussi au bateau à moteur qui était vraiment indispensable pour un lac aussi grand que le Rinjani.

Je pense aussi les nombreux porteurs, dont les services pour le transport du matériel au lac du Rinjani étaient indispensables.

Grand merci à Anne Iserantant pour les analyses chimiques effectuées avec une grande célérité et précision.

J’aimerais souligner l’aide que m’ont apportée mes collègues et amis lors des missions de terrain ainsi que l’interprétation des résultats. Je pense en particulier à Agnès qui m’a transmis beaucoup d’informations au début de ma thèse, à Corentin et Loïc pour leur aide sur le terrain, mais aussi à Robin qui a dû subir mon humour et mes remarques intempestives depuis plusieurs années sans me lancer des objets trop lourds à la figure. Je remercie également Vincent Hallet et David Le Madec qui ont échantillonné la rivière Goa Susu.

Je voudrais aussi remercier ma femme Sandrine qui a su aimer mon métier autant que moi, même lorsque ce métier consistait à partir pour 2 mois à l’étranger. Elle m’a beaucoup aidé à expliquer simplement la géochimie.

Je remercie enfin mes parents et ma famille qui m’ont toujours soutenu dans mes choix et m’ont toujours aidé au maximum. Je tiens à ce titre à remercier particulièrement Huguette pour l’aide qu’elle m’a apportée à la rédaction correcte de ce document.

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Pour terminer, je remercie les nombreuses personnes qui ont partagé mon enthousiasme pour ce sujet passionnant qu’est la volcanologie. Leurs nombreuses questions m’ont fait réfléchir sur la meilleure manière d’expliquer clairement ce que je fais à un public non initié.

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Résumé :

La caldera du volcan Rinjani contient un lac d’un volume de 1 km^ qui est probablement le plus grand lac volcanique au monde présentant une anomalie thermique nette. Ce lac présente une composition neutre chlorure sulfate bicarbonate inhabituelle pour les lacs volcaniques. Sa TDS (2600 mg/1) et conductivité (3500ps/cm) élevées indiquent un apport de fluides hydrothermaux très important. Enfin, son alcalinité élevée (520 mg/1), indique un apport important de dioxyde de carbone dans le lac.

Les sources thermales situées autour du Gunung Baru (cône volcanique situé dans la caldera) ont une composition chimique en éléments majeurs et une composition isotopique proche de celles du lac volcanique indiquant qu’elles sont essentiellement le résultat du recyclage du lac par le système hydrothermal. Les variations de compositions entre les différentes sources ont permis de montrer que leurs compositions est le résultat du mélange entre un fluide hydrothermal profond de composition neutre chlorure, dont la température a été estimée à 270°C, et d’un fluide plus superficiel riche en magnésium et en sulfate.

Le flux de dioxyde de carbone à la surface du lac a été estimé à l’aide de la méthode de la chambre d’accumulation et par calcul à environ 2300 t/j, ce qui représente un apport significatif de gaz. Cependant, comme le lac présente une structure polymictique, le risque d’accumulation de dioxyde de carbone en profondeur et donc d’éruption limnique peut être exclus.

Pour la première fois dans cette thèse, le modèle d’estimation des flux thermiques émis par les lacs volcaniques mis au point par Stevenson (1992) a été contraint par des mesures des paramètres météorologiques mesurés en continu, ce qui a permis de valider le modèle. De plus, nous avons pu montrer que l’essentiel des variations de températures des lacs volcaniques est dû à des variations météorologiques. En utilisant le flux thermique plutôt que la température, il est dès lors possible d’avoir accès à des variations de l’activité volcanique.

Le flux thermique estimé pour le lac du Rinjani est de 1700 MW, ce qui représente le flux le plus élevé jamais mesuré sur un lac volcanique aérien. Ce flux thermique est aussi plus élevé que le flux thermique mesuré sur des lacs de lave à 800°C. Ce paradoxe apparent s’explique par la plus grande dimension des lacs volcaniques, la capacité calorifique de l’eau quatre fois plus importante que celle du magma et la viscosité de l’eau 1 million de fois inférieure, ce qui fait de l’eau un excellent fluide caloporteur pour transporter les calories vers la surface.

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1 Introduction générale :...1

1.1 Caractérisation géochimique des lacs de cratères :... 3

1.2 Rinjani... 7

1.2.1 Situation géographique ;... 7

1.2.2 Situation géologique :... 8

1.2.3 Histoire éruptive du site :...11

1.3 Caractéristiques physiques du lac :... 15

1.3.1 Carte bathymétrique et estimation du volume du lac :...15

1.3.2 Estimation du taux d’émission de lave :... 18

1.3.3 Structure du lac volcanique :...19

2 Géochimie :... 29

2.1 Historique:... 29

2.2 Méthodes analytiques :... 29

2.2.1 Mesure du pH :...29

2.2.2 Mesure de la température :... 30

2.2.3 Mesure de l’alcalinité :...30

2.2.4 Mesure de la concentration en anions :...31

2.2.5 Mesure de la concentration en cations :... 32

2.2.6 Les isotopes du soufre :...32

2.2.7 Les isotopes de l’eau :...32

2.2.8 Résultats:... 32

2.3 Géochimie du lac de cratère :...35

2.4 Géochimie des sources thermales :... 40

2.4.1 Localisation des sources thermales :... 40

2.4.2 Relations entre le chlore, le sodium, le potassium et le lithium :... 43

2.4.3 Relations entre le sulfate et le magnésium :...46

2.4.4 Relations entre le calcium et le sulfate :...48

2.5 Géothermométrie...52

2.5.1 Géothermomètre Na-K...54

2.5.2 Géothermomètre Na-Li :...55

2.5.3 Mesure de la température dans le fluide Na-K-Li-Cl:... 55

2.6 Les isotopes de l’hydrogène et de l’oxygène :... 57

2.6.1 Droite des eaux météoriques :...57

2.6.2 Composition isotopique des gaz magmatiques :... 58

2.6.3 Droite d’évaporation :...59

2.6.4 Evolution en équilibre avec la roche encaissante :... 62

2.6.5 Interprétation de la composition isotopique des eaux du Rinjani :...62

2.7 Les isotopes du soufre :... 64

2.8 Modèle du système hydrothermal du Rinjani... 69

2.9 Signe précurseur de l’éruption :... 72

2.9.1 Dégazage de vapeur d’eau :...72

2.9.2 Précipité d’hydroxyde de fer :... 73

2.9.3 Evolution de la composition chimique des sources thermales :...79

3 Le dioxyde de carbone au Rinjani :... 85

3.1 Le risque d’éruption limnique :...85

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Table des matières

3.2 Utilisation du flux dioxyde de carbone pour la surveillance des volcans :... 87

3.3 Méthode de la chambre d’accumulation flottante :... 87

3.3.1 Principe:...87

3.3.2 Calibration:... 89

3.3.3 Mesures à l’aide de la méthode de la chambre d’accumulation :...91

3.4 Méthode de calcul du flux émis par diffusion :...94

3.4.1 Principe:... 94

3.4.2 Variation du flux de dioxyde de carbone en fonction du vent :... 99

3.4.3 Résultats :... 102

3.5 Flux de magma nécessaire pour produire cette quantité de CO^ :...102

4 Calcul du flux thermique émis par les lacs volcaniques :... 105

4.1 Introduction...105

4.2 Méthode de calcul:... 107

4.2.1 Energie entrant dans le lac :... 109

4.2.2 Energie quittant le lac :...110

4.2.3 L’énergie émise par le soleil:... 112

4.2.4 L’énergie amenée au lac par les précipitations:...115

4.2.5 Flux d’énergie entrant dans le lac, apporté par l’intrusion magmatique: 116 4.2.6 L’énergie perdue par le lac par radiation:... 117

4.2.7 L’énergie perdue par le lac par évaporation:...118

4.2.8 L’énergie de conduction:... 123

4.2.9 L’énergie perdue à l’exutoire:...124

4.3 Automatisation du traitement des données :...125

4.4 Estimation du flux thermique pour le Kelud et vérification du modèle:... 128

4.4.1 Instrumentation utilisée:... 128

4.4.2 Précision et résolution des instruments:...132

4.4.3 Résultats des mesures:... 136

4.4.4 Calcul du flux thermique:... 139

4.4.5 Influence du débit à la sortie du tunnel sur le flux thermique :...143

4.4.6 Correction de l’influence de la variation de débit :... 144

4.4.7 Correction des variations de la température du lac lors d’épisodes de précipitations :... 145

4.4.8 Résultat de la correction pour la pluie :...145

4.4.9 Correction de la variation des pertes totales dues au vent :...146

4.4.10 Résultat de l’estimation du flux thermique :... 150

4.4.11 Vérification du modèle d’estimation du flux thermique :... 153

4.4.12 Erreur sur l’estimation des flux radiatifs :... 153

4.4.13 Erreur sur l’estimation des pertes par évaporation et conduction :... 156

4.4.14 Erreur sur l’estimation de l’énergie perdue à l’exutoire :...159

4.4.15 Interprétation du signal :... 160

4.4.16 Eruption du Kelud :...163

4.5 Estimation du flux thermique pour le lac du Rinjani... 175

4.5.1 Calcul du flux thermique... 180

4.5.2 Énergie perdue par évaporation et énergie conduite :... 183

4.5.3 Flux radiatif :... 183

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4.5.4 Énergie perdue à l’exutoire :...183

4.5.5 Variation du contenu énergétique du lac :... 184

4.5.6 Bilan thermique du lac du Rinjani :... 187

4.5.7 Variation dans le temps des flux énergétiques :...187

4.5.8 Quantité de magma nécessaire pour maintenir ce flux :... 192

4.5.9 Flux de fluide nécessaire pour transporter cette énergie à la surface :... 196

4.5.10 Bilan des flux de fluide dans le lac :... 198

4.5.11 Modèle des transferts énergétiques dans le système hydrothermal :... 205

4.5.12 Comparaison avec d’autres sites volcaniques :... 207

4.5.13 Comparaison du flux thermique du Rinjani avec le flux thermique moyen émis par les volcans :... 210

5 Éruption:...213

5.1 Déroulement de 1 ’éruption :...213

5.2 Volume de magma émis :... 216

5.3 Taux d’émission... 218

5.4 Comparaison avec les autres éruptions :... 220

6 Conclusions:... 223

7 Bibliographie:... 229

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1 Introduction générale :

Environ 12 % des 1525 volcans actifs reconnus (Simkins and Siebert, 1994) possèdent un lac volcanique. Cependant, c’est seulement récemment que l’on a commencé à s’intéresser à l’étude de ces lacs.

La compréhension de la dynamique des lacs volcaniques est indissociable de la compréhension du système hydrothermal sous-jacent. Cette compréhension est très intéressante à plus d’un titre.

Une bonne compréhension de ce système permet d’identifier les éléments les plus à même d’évoluer lors de changements dans l’activité magmatique du volcan, permettant une méthode efficace de dépistage précoce des éruptions.

Les systèmes hydrothermaux sont des systèmes complexes produits par l’interaction entre une source de chaleur profonde et un système aquifère. Dans le cas des systèmes hydrothermaux liés à l’activité volcanique, la source de chaleur est un magma. La chaleur et les gaz émis par le magma vont interagir avec l’aquifère pour former un fluide hydrothermal. La chaleur transférée au fluide hydrothermal diminue la densité de ce dernier, ce qui met en place des cellules de convection permettant la circulation verticale du fluide hydrothermal. Le fluide peut aussi interagir avec la roche encaissante, modifiant sa composition chimique.

Le fonctionnement de ces systèmes est influencé par de nombreux paramètres : la taille et l’âge de l’intrusion magmatique qui va influencer la composition du gaz magmatique émis et la quantité de chaleur émise ; la composition de la roche encaissante, qui va interagir avec le fluide ; sa porosité et sa perméabilité, qui vont déterminer le temps de

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résidence du fluide (typiquement compris entre 100 et 1000 ans, d’après Rybach (1981) ; la composition de l’eau de l’aquifère originel (généralement de composition météorique).

Les variations de chacun de ces paramètres d’un site à l’autre vont faire de chaque système hydrothermal un système unique. Il est donc nécessaire d’étudier chaque site sur plusieurs années pour pouvoir déterminer le fonctionnement du système si on veut utiliser ce dernier pour prévoir l’activité volcanique future.

L’étude des lacs volcaniques est aussi importante afin de déterminer les risques directement liés aux lacs. Les lacs de cratères sont considérés comme une source de risque volcanique depuis l’éruption de 1919 au Kelud. Lors de cette éruption, le lac de cratère a été expulsé et a formé un lahar qui a tué environ 5000 personnes. A la suite de cette éruption, des tunnels ont été creusés, afin de limiter le volume du lac et donc de diminuer le risque de lahar.

De plus, depuis l’éruption limnique du lac Nyos en 1986, le danger que représente l’accumulation de dioxyde de carbone dans les lacs volcaniques neutres (pH compris entre 5 et 8) est connu. Ces lacs peuvent accumuler, si ils sont stratifiés, dans les strates profondes, une grande quantité deCOj. Si les strates profondes et superficielles du lac se mélangent, le COj est libéré brutalement dans l’atmosphère. Ce gaz étant plus dense que l’air, il va suivre les vallées en asphyxiant les populations et le bétail sur son passage. Ce type d’éruption a provoqué la mort de 1700 personnes et de nombreux animaux au Nyos.

Depuis environ 40 ans, les lacs de cratères sont aussi considérés comme une source d’informations sur l’activité volcanique. En effet, l’évolution de la composition chimique des lacs de cratères peut être utilisée pour déterminer si un changement d’activité volcanique se prépare.

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Chaque site volcanique étant unique, l’utilisation de la géochimie des lacs de cratères et des sources thermales pour la prévision des éruptions volcaniques nécessite une bonne compréhension du fonctionnement du système hydrothermal sous-jacent, pour pouvoir interpréter correctement les variations de la composition chimique de ces fluides.

1.1 Caractérisation géochimique des lacs de cratères :

La composition chimique des lacs de cratères est le résultat de l’interaction entre les gaz magmatiques (HCl, HF, SOj, HjS et COj) et le système hydrothermal. Les gaz magmatiques peuvent, soit se décharger directement dans le lac volcanique, soit dans un aquifère profond.

Si les gaz se déchargent dans le lac, le système hydrothermal est formé par infiltration des eaux au niveau du plancher du lac. Si les gaz magmatiques se déchargent en profondeur dans le système hydrothermal, la composition du lac de cratère, résultant de l’apport de ces fluides dans le lac, dépend du temps que le fluide a passé dans ce système hydrothermal.

En effet, au cours du temps, les fluides hydrothermaux, au départ acides, résultant de l’interaction des fluides et du gaz magmatique, vont se neutraliser par des réactions d’hydrolyse de la roche encaissante du type :

SKAlSijOg^jj + 2H'’(aq) O KAlSi30,g(0H)2(s) + bSiOjjs)+2K’^(aq) - f ii

La composition chimique de départ va, de ce fait, évoluer d’un fluide dit juvénile de type

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Chapitre 1

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acide sulfate-chlorure, qui est le résultat direct de la dissolution des gaz magmatiques dans le fluide hydrothermal, vers un pôle dit « mature » de composition neutre chlorure.

Cl

HCO3

Figure 1.1: diagramme triangulaire chlore sulfate bicarbonate permettant de distinguer les différents types de fluides hydrothermaux suivant leurs compositions, juvénile, mature et steam-heated, steam- condensate (Nicholson, 1993).

Lors de la remontée du fluide vers la surface, la diminution de pression peut produire, dans le système hydrothermal, l’exsolution d’une phase vapeur qui coexiste avec la phase liquide. Dans ce cas, seuls le dioxyde de carbone et l’H2S accompagnent l’eau dans la phase vapeur. Cette vapeur peut ensuite, soit condenser, soit se dissoudre, dans une nappe

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phréatique superficielle, pour former des fluides hydrotheimaux de type steam-heated ou steam-condensate.

Pour différencier ces différents types de fluides, un diagramme triangulaire représentant les pourcentages dans les pôles chlore, sulfate et bicarbonate est utilisé (figure 1.1).

L’utilisation de ce diagramme permet aussi de distinguer 3 types de lacs volcaniques (figure 1.2) ;

Les lacs acide sulfate chlorure, de loin les plus fréquents, qui résultent de la décharge des gaz magmatiques directement dans le lac.

Les lacs de composition neutre contenant des chlorures et des sulfates. Ces lacs sont le résultat de la décharge de fluides hydrothermaux « matures ». Ce type de lac est assez rare, car les fluides hydrothermaux « matures » sont des fluides résultant d’une interaction intense avec la roche encaissante. Ces interactions ont lieu en profondeur dans le système hydrothermal. Ces fluides ont donc généralement tendance à se décharger plus bas sur l’édifice volcanique.

Les lacs de composition neutre bicarbonate. Ces lacs sont complètement dépourvus de gaz magmatiques acides (sulfate, chlorure, fluor), mais contiennent de grandes quantités de dioxyde de carbone dissous dans leur eau profonde.

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Chapitre 1

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Figure 1.2 : composition des lacs volcaniques dans le monde avec, en rouge les lacs acides, en bleu les lacs neutres chlorure sulfate et en vert les lacs neutres bicarbonate. Ta : Taal (Delmelle et al., 1998), Ku : Kusatsu (Ohba et al., 1994), An : Santa Ana (Bernard et al., 2004), Tin/Tam : Keli Mutu (Pasternack and Varekamp, 1994), Ij : Ijen (Delmelle and Bernard, 1994), Po : Poas (Rowe et al., 1995), Pu : Kawah Putih (Sriwana et al., 2000), Sv : Soufrière St Vincent (Sigurdsson, 1977), Ke:

Kelud (Bernard and Mazot, 2004), Qu : Quilotoa (Aguilera et al., 2000) Ny : Nyos, Mo : Monoum (Kusakabe et al., 1989), Ma : Maly Semiachik (Takano et al., 2000), SM: Sorik Marapi (Barbier, 2004).

Cette étude vise principalement à la compréhension du système hydrothermal et du lac volcanique associé au volcan Rinjani. Pour ce faire, une étude de longue durée du lac et des sources thermales associées a été entreprise depuis 2004, le but étant de déterminer quels sont les paramètres chimiques les plus utiles pour obtenir des informations sur révolution future de l’activité éruptive de ce volcan.

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1.2 Rinjani

1.2.1 Situation géographique :

D’une altitude de 3800 m, le volcan Rinjani est situé sur l’île de Lombok (8°25’S et 116°28’E), une des petites îles de la Sonde en Indonésie (figure 1.3). Sa caldera, de 6.5x8 km, contient un lac de cratère en forme de fer à cheval de 11 km^ appelé Segara Anak (enfant de la mer, en langage local) situé à une altitude de 2000 m.

Figure 1.3 : photo satellite googie earth de l’Indonésie montrant la position du Rinjani.

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Chapitre 1

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11 contient aussi un petit cône qui concentre l’essentiel de l’activité récente de ce volcan et appelé Gunung Baru (nouvelle montagne, en langage local) (figure 1.4).

Figure 1.4 : photo du Segara Anak et du Gunung Baru prise depuis le sommet du Rinjani.

1.2.2 Situation géologique :

L’île de Lombok fait partie de l’arc de la Sonde, qui est le résultat de la subduction de la plaque indo-australienne sous la plaque eurasienne, à une vitesse estimée à 6 cm par an (de Hoog et al., 2001). Cet arc s’étend sur plus de 3000 km depuis le nord de Sumatra jusqu’aux petites îles à l’est de Flores.

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Il est divisé en deux parties : la partie ouest, de Sumatra à Flores, résultat de la subduction de la croûte océanique est-indienne (figure 1.5) ; la partie est, qui inclut Timor et les petites îles situées plus à l’est, est le résultat de la subduction de la plaque continentale australienne (Vame et Foden, 1986).

La zone de Bénioff, sous l’île de Lombok, est située à une profondeur de 165 km (Elburb et al., 2007). Le Rinjani est situé environ à 300 km au nord de la fosse de Java (figure 1.6). Plus des trois cinquièmes de l’île de Lombok sont couverts par les sédiments pléistocènes à actuel produits par l’activité volcanique du Rinjani (Foden, 1982).

L’arc de la Sonde est un arc volcanique très actif avec 129 volcans actifs reconnus, ce qui fait de l’Indonésie le pays possédant le plus de volcans actifs au monde.

EASTERN INDIAN

OCEAN 116*E

t

• DSDP261

Figure 1.5 : représentation de la zone de subduction de Parc de la Sonde à hauteur de Tîle de Lombok (Varne et Foden, 1986).

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Chapitre 1

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INOAN-AUSTRAUAN PLATE

ACTIVE SUBDUCTION

ZONE

ARC - TRENCH GAP VOLCANO / PLUTONIC ARC

Jiva

%

ABOVE BENIOFF ZONE

Sea Level

Figure 1.6 ; coupe dans l’arc de la Sonde à hauteur de Pile de Java (Katili, 1975).

Les magmas analysés par Foden (1983), Vame et Foden (1986), de Hoog (2001) et Elburg et al. (2007) montrent une composition typique de la suite basalte andésite dacite (figure 1.7). Leur composition géochimique est typique de la suite calcoalcaline que l’on rencontre à Java et Bali, mais différente de la suite alkaline rencontrée dans les volcans de l’île de Sumbawa, directement à l’ouest de Lombok.

La composition des laves étudiées par Elburg et al. (2007) montre la présence de magmas de la « série ankaramitic » (figure 1-7), ce qui suggère que les magmas à l’origine de l’activité volcanique de l’île de Lombok ne sont pas les magmas habituels des zones de subduction. Elburg et al. (2007) suggère comme origine pour les magmas de Lombok la fusion d’un manteau modifié par la subduction. Ce magma est caractérisé par une faible teneur en eau et une concentration élevée en dioxyde de carbone.

(27)

wt% Si02

Figure 1.7 : composition des laves pléistocènes à actuel émises par le volcan Rinjani (bleu, Foden, 1983), des laves de l’éruption de 1943 (rouge, de Hoog et al., 2001) et des inclusions fluides Elburg et al. (2007).

1.2.3 Histoire éruptive du site :

L’île de Lombok est formée dans sa partie nord d’une série d’anciennes calderas. La dernière éruption de ce type a formé la caldera actuelle du Rinjani qui est remplie par le lac de cratère du Segara Anak. Cette éruption a été datée par la méthode du carbone 14 dans 7 échantillons de bois transformé en charbon entre 1210 et 1260 AD (Nasution et al., 2003). Cette caldera a pour sommet le volcan Rinjani, situé sur la lèvre est du cratère.

(28)

Chapitre 1

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La caldera du Rinjani est aussi caractérisée par la présence d’un petit cône intra caldera, le Gunung Baru qui a concentré la plus grande partie de l’activité récente du volcan.

La caldera du Rinjani est elle-même incluse dans une caldera plus grande et plus ancienne qui forme la plaine de Sembalun. Cette caldera n’a jamais été étudiée ni datée.

Classifié parmi les volcans actifs, l’activité historique du Rinjani a été essentiellement concentrée dans et autour du Gunung Baru, de la plus récente à la plus ancienne (Simkin et Siebert, 1994) :

• Depuis le 2 mai 2009 et était toujours en cours en décembre 2009 ; éruption sur le flanc nord du cône du Gunung Baru avec émissions de coulée de lave et de cendres (figure 1.8)

• 1 -5 octobre 2004 : éruption au sommet et sur le flanc nord du cône Gunung Baru (VEl ;2) (figure 1.9)

• 12 septembre 1995 : éruption incertaine

• Du 3 juin au 21 novembre 1994 : éruption centrale dans le volcan Gunung Baru (VEI :3)

• Du 28 mars au 8 août 1966 : éruption centrale dans le volcan Gunung Baru (VEI :1)

• Septembre 1965 : éruption au Gunung Baru (VEI :0)

• Octobre 1953 : éruption au Gunung Baru (VEI :0)

• 1949-1950 : éruption sur le flanc nord-ouest du volcan Gunung Baru (VEI :0)

• Du 25 décembre 1944 au 1 janvier 1945 : éruption sur le flanc nord-ouest du Gunung Baru (VEI :2)

(29)

• 30 mai 1941 : éruption incertaine au sommet du volcan Rinjani

• 4 novembre 1915 : éruption au volcan Gunung Baru (VEI :2)

• Du 30 novembre au 2 décembre 1909 ; éruption du volcan Gunung Baru (VEI :2)

• 29 avril 1906 : éruption du volcan Gunung Baru (VEI :1)

• 1-2 juin 1901 : éruption du volcan Gunung Baru (VEI :2)

• Du 30 novembre au 2 décembre 1900 : éruption du volcan Gunung Baru (VEI :2)

• 8-10 août 1884 : éruption au volcan Gunung Baru (VEI :2)

• 10-12 septembre 1847 : éruption au Gunung Baru (VEI :2)

août 2009

Figure 1.8: photo de la coulée de lave émise par l’éruption du 1 mai 2009.

(30)

Chapitre 1

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Ces différentes éruptions ont donné plusieurs coulées de lave qui, peu à peu, ont rempli la caldera du Segara Anak. C’est le cas de la dernière éruption du 2 mai 2009, qui a rempli une crique située au nord du Gunung Baru (figure 1.8).

Figure 1.9 : éruption du premier octobre 2004 sur le flanc nord du Gunung Baru.

(31)

1.3 Caractéristiques physiques du lac :

1.3.1 Carte bathymétrique et estimation du volume du lac :

La réalisation de la carte bathymétrique du lac de cratère est importante pour l’estimation du risque d’accumulation de dioxyde de carbone et afin de déterminer dans quelles zones du lac ce dernier pourrait s’accumuler.

9073000-

9072000-

9071000-

9070000-

9069000-

9068000-

2008

432500 433500 434500 435500 436500

1000

437501

2000 3000 4000

Figure 1.10 : carte du lac de cratère du Segara Anak où sont représentés les différents profils bathymétriques qui ont servi à l’établissement de la carte bathymétrique.

(32)

Chapitre 1

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La réalisation d’une carte bathymétrique permet aussi de déterminer le volume du lac.

Cette estimation permet d’évaluer le risque de lahar lors d’éruptions volcaniques.

Un profil bathymétrique du lac existait déjà depuis 1925 (Horsting, 1925), mais ce profil était basé sur quelques points de mesures et a été rendu obsolète par les différentes éruptions qui ont eu lieu depuis cette époque.

Figure 1.11 : exemple de profil bathymétrique du Rinjani. Les traînées verticales représentent l'écho des bulles de dioxyde de carbone.

Afin de déterminer la carte bathymétrique du lac, des profils bathymétriques d’une longueur totale de 65 km (annexe D) ont été réalisés avec un maillage relativement régulier sur l’ensemble de la surface du lac (figure 1.10) à l’aide d’un écho-sondeur dual- band (Simrad) fonctionnant à 50 et 200 kHz. L’utilisation de ce type d’appareil permet de

(33)

voir le fond, même lorsqu’il y a des bulles, tout en mettant en évidence le dégazage du volcan (figure 1.11).

Afin de transformer les profils bathymétriques obtenus en une carte bathymétrique, les zones situées entre les profils ont été extrapolées par la méthode du kriging, afin d’obtenir une carte bathymétrique de tout le lac (figure 1.12).

9068000-

432500

r

433500 434500

1

435500 436500 437500

0 1000 2000 3000 4000 ' ' 'm

9073000

9072000-

I I

i

9071000

9070000 ,

9069000-<

r 0

i -10

R

-20

-30 -40 ,. .1 -50

■ ; -60

I

-70 i -80 - -90 -100 -110

i ! -120

; -130 I -140 -150 '‘"l -160

^ -180

^ -190 îfi; -210d

Figure 1.12 ; carte bathymétrique réalisée à l’aide des 65 km de profds bathymétriques obtenus sur le lac et extrapolés à l’aide de la méthode du kriging.

(34)

Chapitre 1

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En intégrant le volume sur l’ensemble de la surface du lac, le volume d’eau contenu dans le lac a été estimé à 1 milliard de mètres cubes.

1.3.2 Estimation du taux d’émission de lave :

En considérant que la caldera produite par l’éruption du 13™° siècle (voir plus haut dans le texte) avait une profondeur équivalente à la profondeur maximale du lac et en la considérant comme une ellipse parfaite de 4.5x5.75 km, le volume de départ de cette caldera ( ) peut être estimé en utilisant l’équation :

Kacorig = P Équation 1-2

Où a et b sont les demi-longueurs des axes de l’ellipse (respectivement 2250 et 2875 m) et P est la profondeur du lac (200 m), ce qui fait un volume de départ du lac de 4.06 km^

L’essentiel du volume de lave émis au-dessus du niveau du lac depuis cette éruption est situé au niveau du cône du Gunug Baru. Le volume de ce dernier peut être estimé en utilisant l’équation :

Ttx r^ X h 3

Équation 1-3

r est le rayon de base du cône (500 m) et h est l’altitude de ce dernier (300 m), ce qui fait un volume de 78,5 millions de m^.

(35)

Le volume total de lave émis depuis l’éruption qui a formé la caldera du Rinjani peut être estimé en utilisant l’équation :

V = V - V + Vlave lacorig lac cône Équation 1-4

OÙ est le volume du lac estimé par la méthode du kriging.

Le volume de lave émis par le Rinjani depuis la formation de la caldera est estimé à environ 3 km^, ce qui fait, pour une période de 750 ans, un volume moyen de magma émis de 4.5 millions de m^ par an.

Des zones de dégazage du plancher lacustre ont été mises en évidence lors de la réalisation des profils echo-sondeurs (fig). Ces zones sont toutes situées dans les bassins à faible profondeur, au nord et au sud du Gunung Baru.

1.3.3 Structure du lac volcanique :

Le lac volcanique, d’un volume de 1 km^ et d’une surface de 11 km^, présentait. Jusqu’à l’éruption de mai 2009, une composition très homogène en profondeur, en surface et dans le temps. En effet, des échantillons ont été récoltés en 2004 et 2005 à plusieurs endroits et plusieurs profondeurs. Ces échantillons ne montrent pas de différence de composition dépassant les limites de l’erreur analytique. De plus, les variations de composition depuis 2004 sont très faibles. La composition chimique mesurée en 1996 par Aguilera est aussi très semblable a celle mesurée à partir de 2004.

(36)

Chapitre 1

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Les profils CTD (conductivity, température, depth) réalisés à l’aide d’une sonde Seabird Seacat 19plus en 2006, 2007 et 2008 montrent que la structure du lac est particulièrement homogène (figure 1.13 et 1.14), tant en température qu’en conductivité, avec des différences de température inférieures au degré et des différences de conductivité inférieures à 50 ps.

Conductivité spécifique (pS/cm)

Figure 1.13 : conductivité en fonction de la profondeur, pour les années 2006,2007,2008 et 2009.

(37)

La comparaison avec le profil CTD du Batur, situé à 130 km à l’ouest du Rinjani, à la même latitude mais à une altitude inférieure (1031m), montre un lac présentant une très forte différence de température entre la surface et la profondeur (plus de 3°C) (figure 1.15 et 1.16) ; de plus, la différence de conductivité est de l’ordre de lOOps, ce qui montre la présence d’une stratification au moins transitoire avec un éventuel mélange entre les eaux de surface et les eaux profondes, espacé dans le temps pour permettre à la stratification de se remettre en place.

(38)

Chapitre 1

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Une étude de plus de 30 lacs indonésiens, réalisée par Lehmusluoto et Machbub (1997), a montré, pour les lacs volcaniques du Manijau et du Toba le même type de variation. La quasi absence de stratification au Rinjani indique que le lac est bien mélangé et que le mélange a lieu plusieurs fois par an, ce qui classe le Rinjani parmi les lacs polymictiques.

Figure 1.15 : comparaison de la température en fonction de la profondeur des lacs Rinjani et Batur.

(39)

--- //

_____J >BE Seacat 19plus

OR - r

7

/

/

1 ?006

00 -RC\ -

b.

3 ____

E 7R - 20117

3 O c O Q. d en

d TC

onn Z___

CUi/O

20

/ /

00 22CIB100 36

Conductivité spécifique (pS/cm)

Figure 1.16 : comparaison de l’évolution de la conductivité avec la profondeur pour les laes Rinjani et Batur.

L’homogénéité de l’eau de surface du Rinjani s’explique assez facilement par mélange mécanique dû au vent. En effet, la présence de traînées d’hydroxyde de fer à la surface du lac, s’étalant dans la direction du vent, indique un mélange de l’eau de surface pour tout le lac (figure 1.17).

(40)

Chapitre 1

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Figure 1.17 : photo montrant les traînées de dépôts, dues au vent, à la surface du lac.

L’absence de stratification s’explique quant à elle par la bonne homogénéité en température du lac. Cette bonne homogénéité aide les phénomènes de mélange, car la différence de densité entre les eaux de surface et les eaux profondes est très faible. Pour comprendre que les eaux profondes ne sont pas plus froides que les eaux de surface, il faut faire intervenir un apport d’eau thermale dans le lac. C’est cet apport hydrothermal qui, en créant des cellules de convection, permet le mélange des eaux du lac ; ces cellules étant aidées, lors d’épisodes météorologiques exceptionnels, par un refroidissement des eaux de surface par le vent. Ce refroidissement augmente la densité de l’eau de surface qui peut dès lors se mélanger avec les eaux profondes moins denses.

(41)

Le mélange irrégulier entre la profondeur et la surface a été mis en évidence de façon encore plus flagrante avec un profil CTD réalisé en septembre 2009 (figure 1-13 et 1.14).

Ce profil montre clairement que la composition chimique de l’eau en-dessous de 50 m n’a pas changé depuis le dernier profil, réalisé en avril de la même année, à une exception près : l’oxygène dissous qui a diminué (figure 1.18). Le fait que les eaux ne se soient pas mélangées durant cette période apporte deux informations.

Figure 1.18 : oxygène dissous en fonction de la profondeur.

Premièrement, la source principale des fluides hydrothermaux qui se décharge dans le lac est située à une profondeur comprise entre 0 et 50 m ; il en est de même pour le dioxyde

(42)

Chapitre 1

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de carbone car, dans le cas contraire, il devrait s’accumuler en profondeur et changer la conductivité et le pH (figure 1.19) de l’eau profonde.

pH

Figure 1.19 : pH en fonction de la profondeur.

Deuxièmement, l’eau du lac a vu sa composition évoluer légèrement en surface, suite à l’éruption. L’absence de mélange des eaux de surface avec les eaux profondes est une conséquence de la diminution de densité de l’eau de surface, due à son réchauffement par l’intrusion d’une coulée de lave dans le lac (figure 1.14). Comme le mélange régulier n’a plus lieu, l’oxygène de l’eau profonde est consommé par l’oxydation de la matière organique, ce qui appauvrit l’eau profonde en oxygène dissous.

(43)

La composition plus diluée des eaux de surface en avril 2009, par rapport aux eaux profondes (figure 1.13), s’explique, car ce profil a été effectué à la fin de la saison des pluies. Le mélange des eaux profondes avec les eaux de surface, qui ont été diluées par les précipitations, n’a pas encore pu se faire.

En septembre 2009, le pic négatif de conductivité (figure 1.13) est probablement lui aussi dû à de l’eau de pluie qui ne s’est pas mélangée avec le reste du lac. Le pic positif de conductivité et de température proche de la surface est dû à l’apport des sources thermales pour la conductivité et à l’arrivée d’une coulée de lave dans le lac pour le pic de température.

(44)

Géochimie

(45)

2 Géochimie :

2.1 Historique:

Le lac volcanique du Rinjani a été pour la première fois étudié par Horsting (1925), qui a réalisé une bathymétrie très succincte du lac. Ensuite, Aguilera (2000) a échantillonné le lac, montrant une composition enrichie en sulfate chlorure et bicarbonate. Sundhoro et al.

(2000) ont publié un article sur les possibilités géothermiques du site du Rinjani, pour lequel ils ont analysé le lac. La composition du lac volcanique, comparée à celle obtenue par Aguilera, montre que la composition chimique du lac évolue très peu dans le temps (tableau 2_1, page 33).

Toutes ces études se sont limitées à une analyse de la composition et aucune interprétation de la géochimie du lac n’a été effectuée. De plus, aucune des sources thermales présentes sur le site du Segara Anak et dans la rivière Goa Susu n’avaient jamais été échantillonnées.

2.2 Méthodes analytiques :

2.2.1 Mesure du pH :

Les mesures du pH ont été réalisées avec un pH-mètre Orion modèle 290A muni d’une électrode Ag/AgCl Orion modèle 9107. Une calibration a été effectuée avec les tampons de référence de pH 1, 4 et 7. Ce type d’appareil permet une précision sur le pH de 0.01.

(46)

Chapitre 2

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2.2.2 Mesure de la température :

La mesure de température a été réalisée à l’aide d’un thermocouple Cr-Al (Chromel- Alumel) et d’un boîtier digitron instrumentation 3204 Pt.

2.2.3 Mesure de l’alcalinité :

La mesure de l’alcalinité a été effectuée sur le terrain par titration avec de l’HCl 0.1 molaire. Le point de virage a été calculé par la méthode de Gran :

Fgran = (Qéch + Qhci )>< 10'”" Équation 2-1

où est la fonction de Gran, est la quantité d’échantillon, Q^^., est la quantité d’acide.

La quantité d’HCl nécessaire pour atteindre le point de virage a ensuite été estimée graphiquement en acceptant comme valable un r^>0.99 (voir exemple figure 2.1). La concentration en HCOj étant égale à la quantité d’HCl ajoutée pour atteindre le point d’équivalence.

Cette mesure n’est effectuée que pour les échantillons de pH supérieur à 4.8. En effet, au- dessous de cette valeur, la mesure n’a pas lieu d’être, car les carbonates se trouvent sous la forme de H^COj et de CO^.

(47)

Figure 2.1: exemple d’application de la fonction de Gran sur la source thermale SA07-SP05.

2.2.4 Mesure de la concentration en anions :

Les analyses du Cl”, F”, SO^” ont été réalisées avec un HPLC. 11 s’agit d’une méthode chromatographique fonctionnant par comparaison à une série de standards. La méthode a été calibrée à l’aide d’une courbe d’étalonnage, effectuée avec des standards de concentration compris entre 0.1 et 20 ppm. L’étalonnage est considéré comme correct si l’erreur sur la mesure présente un r^ supérieur à 0.99.

La concentration dans l’échantillon devant être comprise entre 0.1 et 20 ppm, les échantillons ont été dilués en fonction de cette contrainte.

(48)

Chapitre 2

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2.2.5 Mesure de la concentration en cations :

Toutes les concentrations en cations ont été analysées à l’UCL dans le laboratoire des sciences du sol par la technologie de la spectrométrie d’émission plasma (ICP-AES) à couplage inductif.

2.2.6 Les isotopes du soufre :

Les isotopes du soufre ont été analysés à Cambridge au Massachusetts (Etats-Unis) dans le laboratoire Geochron Laboratories spécialisé dans les analyses isotopiques géologiques et archéologiques.

La méthode analytique nécessite que le soufre soit sous forme de barytine. Cette dernière a été obtenue en ajoutant du chlorure de baryum au sulfate et ceci dans une solution acide (pH inférieur à 2) afin d’éviter la précipitation d’autres minéraux.

Ba^'^(aq) +S04"(^qj -> BaS04(5) Équation 2-2

2.2.7 Les isotopes de l’eau :

Les isotopes D/H et 0'*/0’^ ont été aussi analysés par le laboratoire Geochron Laboratories.

2.2.8 Résultats :

(49)

8/11/2004 SA04 35m 7.89 971 385 519

8/11/2004 SA04 60m 7.95 937 365 521

8/11/2004 SA04 90m 8.04 1032 394 477 nd 113 0 56 169 0 372 45 10 598 -1.0

8/10/2004 SA04 SP01 7.61 852 338 480 nd 113 nd 58 167 nd 371 43 9 581 3.4

7/5/2005 SA05 lac 7,79 973 394 538 118 nd 49 168 nd 342 50 8 577 -6.4 12.0 2639

7/5/2005 SA05 brq 7.85 971 398 538

7/6/2005 SA05 53m 7.52 938 395 532

7/6/2005 SA05 62m 7.56 949 390 523

7/8/2005 SA05 100m 8.47 959 395 547 116 nd 50 166 nd 339 48 8 568 -7.9 2629

8/9/2006 LAC01 20 7.84 905 373 570 0 115 0 50 161 0 366 43 10 526 -3.7 2594

23/07/2007 LAC07 20 7.45 879 340 586 0 71 0 55 178 0 377 45 12 660 -1.0 2544

10/7/2008 SA08-lac 20 7.90 843 351 535 0 120 0 62 176 411 54 11 585 6.9 2564

6/12/2008 SA08-dec 20 7.90 874 341 563 0 121 0 58 176 398 45 11 428 3.6 2587

4/12/2009 SALAC APR09 21.5 7.83 828 313 468 nd 119 0 56 173 0 389 47 11 590 7.9 2405

9/15/2009 beach 46 7.12 941 336 228 120 0 58 175 0 384 43 11 599 10.1 2295

9/15/2009 lac 22,5 8.05 951 353 375 112 0 57 172 0 398 41 12 623 4.0 2471

Aguilera Feb-96 7.1 1050 408 454 0 283 nd 25 133 nd 414 97 2864

Sources 8/10/2004 SA04 SP02 42 6.37 1092 251 953 nd 199 2 65 212 292 73 9 394 4.8 -6.6 -50.0 10.0 3148

Thermales 7/6/2005 SA05 SP01 7.16 1119 267 1108 231 0 59 228 280 81 6 371 -4.0 3379

ST(1) 7/6/2005 SA05 SP02 6.89 1595 515 450 170 0 77 224 10 471 66 8 853 -5.3 3588

7/6/2005 SA05 SP03 6.56 1637 629 382 153 5 86 226 9 491 97 9 891 -6.4 -2.8 -33.0 13.4 3725

8/10/2006 SP01 65 6.66 1300 503 303 0 109 0 89 222 2 499 104 11 789 4.0 3143

8/10/2006 SP02 39 7.26 1309 542 315 0 113 1 82 192 0 492 72 12 780 -3.1 3131

8/10/2006 SP-05 61 6.32 1378 517 436 0 140 8 81 228 2 527 82 12 751 4.8 3411

8/10/2006 SP-06 40 6.34 1130 373 491 0 137 9 65 193 2 448 61 10 650 8.3 2918

8/10/2006 HT-01 42.5 6.31 1139 255 1062 0 208 14 57 241 1 289 80 6 323 5.8 3352

8/10/2006 HT-02 43.4 6.29 1303 420 534 0 142 15 64 196 3 441 64 10 571 1.2 3192

8/10/2006 HT-03 68 6.62 1362 529 317 0 109 0 83 196 2 487 104 10 662 -3.0 3198

23/07/2007 SA07-SP05 56 6.31 1472 358 870 0 213 13 76 240 1 372 78 9 590 -0.1 3702

15/07/2008 SAHOT 48 6.37 1003 266 935 0 214 0 86 228 392 67 6 590 16.2 3199

15/07/2008 SAWPT28 6.50 996 459 396 0 106 0 95 200 2 475 83 12 1020 12.0 2825

4/12/2009 SA09WPT53 71.9 5.88 2296 787 37 132 0 134 367 46 718 122 12 1300 3.0 4651

4/12/2009 SA09WPT54 54.9 5.71 2862 848 83 192 121 120 388 34 739 78 11 1300 -1.2 5476

9/15/2009 SAWPT69 52 6.31 2117 700 66 nd 152 0 103 322 15 677 49 14 1050 1.9 4216

9/15/2009 50m du WPT69 24 7.43 1036 383 368 nd 134 2 80 251 7 542 45 13 833 19.7 2861

Sources 8/11/2004 SA04 SP11 30 6.46 934 404 610 nd 106 6 59 179 0 386 58 14 599 2.4 -3.2 -32.0 2757

Thermales 7/7/2005 SA05 SP11 7.06 910 411 654 107 0 52 174 0 354 55 g 567 -5.0 2727

ST(2) 8/11/2004 SA04 SP12 33 6.68 995 498 656 nd 108 2 61 193 0 453 64 g 684 -0.1 3038

8/11/2004 SA04 SP13 34 6.98 1049 544 679 nd 109 65 206 0 483 64 10 753 -2.0 -3.1 -33.0 3210

7/7/2005 SA05 SP09 7.25 1009 537 673 119 1 59 208 0 437 64 10 746 -3.2 3118

7/7/2005 SA05 SP10 7.13 839 360 645 110 3 50 185 0 348 52 8 559 0.6 -3.3 -33.0 2600

8/10/2006 SP-03 27 6.66 842 369 651 0 105 12 51 183 0.3 396 52 12 594 5.7 2675

8/10/2006 SP-04 28 6.49 624 279 638 0 103 11 54 174 0.3 394 52 12 577 19.0 2342

G é o c h im ie

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