Chapitre 3

Chapitre 3

Géochimie des fluides et minéralogie des altérations du système

hydrothermal du volcan Papandayan

3.1. Introduction: Le volcan Papandayan 3.1.1. Cadre volcanique

Le Papandayan (7°32’ S, 107°73’ E) est un stratovolcan situé à 180 km au sud-est de la capitale Jakarta et à 50 km au sud-est de Bandung (figure 3.1).

Son sommet culmine à une altitude de 2665 m. C'est un volcan présentant une morphologie complexe. Durant son activité historique, les centres éruptifs se sont déplacés vers le Nord-Est avec la formation successive de nouveaux cratères. Le volcan Papandayan possède 4 cônes pointus: Gunung Papandayan (2665 m), Gunung Masigit (2671 m), Gunung Malang (2679 m) et Gunung Nangklak (2474 m) (figure 3.2). Les structures principales du cratère sont des failles orientées grossièrement Nord-Est-Sud-Ouest et Nord-Ouest-Sud-Est.

L'activité actuelle du Papandayan est réduite à un champ fumerollien dans le Kawah

Emas avec des sulfur-mud pools et des sources chaudes (figure 3.3).

Figure 3.1: Carte de Java avec la localisation du volcan Papandayan (Modèle numérique de terrain:

DEM).

113

Figure 3.2: Carte du stratovolcan Papandayan avec la localisation des sommets et des principales structures du volcan.

La construction du volcan Papandayan débute à l'Holocène (10,300BP) avec l'accumulation de coulées de lave andésitique à basaltique, de coulées pyroclastiques et de dépôts de cendres. Tous ces produits ont subi une forte altération hydrothermale, ce qui a fragilisé le volcan et a provoqué des avalanches de débris. La dernière grande éruption historique date de 1772. Selon Neuman van Pandang (1951) une éruption phréatique s'est produite dans le cratère principal, ce qui provoqua l'effondrement de la partie nord-est de la montagne d'où la morphologie en fer à cheval du Kawah Emas.

Lors de cette éruption, les coulées pyroclastiques et les coulées d'avalanche de débris ont détruit 40 villages et fait 2,957 victimes.

Après l'éruption du 11 et 12 août 1772, quelques explosions phréatiques se sont succédées dans le cratère principal du Papandayan. Au début du 20

siècle, deux éruptions phréatiques se sont produites, l'une le 11 mars 1923 et l'autre le 9 mars 1925 (Taverne, 1925). Entre 1920 et 1940, plusieurs accidents mortels dus à des émanations de CO

dans la "Vallée de la Mort" à l'est du cratère ont été reportés (Van Bemmelen, 1949). Le 15 et 16 août 1942 un nouveau cratère s'est formé et en 1993 et 1998 de petites explosions ont éjecté des gaz et de la boue dans le cratère du Kawah Emas (USGS Volcanic Activity Report: http://www.volcano.si.edu/reports/usgs/).

Enfin en novembre 2002, une éruption phréatique plus importante est survenue

contraignant des milliers de personnes à fuir leurs villages. Ces fréquentes éruptions

phréatiques au Papandayan démontrent la présence d'un large système hydrothermal

au sein de l'édifice volcanique.

3.1.2. Eruption phréatique de novembre 2002

L'activité éruptive de novembre 2002 a été précédée par une augmentation progressive de la sismicité depuis début octobre.

Le 11 novembre, l'activité sismique augmente très fortement, une éruption phréatique débute à l'est du cratère et un glissement de terrain se produit au nor d- ou est (figure 3.3).

Ce glissement de terrain a été suivi par un lahar (ou coulée de boue) qui a détruit 8 maisons et coupé une route importante (figures 3.4 et 3.5). Un lac de cratère ainsi qu'un mud-pool sont crées à partir de cette éruption (figure 3.3 et 3.6).

Le 15 novembre, la plus importante éruption de cette période se produit, avec l'éjection d'un panache de cendres jusqu'à 4000-5000 mètres au dessus du volcan (http://www.bom.gov.au/info/vaac/Papa.shtml, figure 3.7). Ces cendres sont retombées sur un rayon de 20 km.

Le 20 novembre, après une période d'accalmie, l'activité augmente à nouveau. Une éruption survient à l'est du cratère et éjecte des cendres jusqu'à 2000 m de haut, et crée un blast (souffle du à la décompression du système hydrothermal) qui balaye les arbres sur 500 m (figure 3.8). Des bombes en croûte de pain (jusqu'à 50 cm de diamètre) ont été retrouvées autour du cratère d'explosion.

De fin novembre à décembre, des explosions et des émissions de cendres de

moyenne à forte intensité ont eu lieu. Ces explosions ont été accompagnées par des

effondrements des parois du cratère. Quelques explosions et lahars se sont produits au

mois de décembre et l'activité phréatique a ensuite diminué progressivement à partir

de janvier 2003 (Mazot, 2003 et http://www.vsi.esdm.go.id/news/index.htm).

Figure 3.3: Image Aster, bandes VNIR (NASA (USA)).

Figure 3.4: Localisation du glissement de terrain qui s'est produit le 11 novembre 2002. A l'arrière les nouveaux cratères d'éruption qui projètent des cendres (VSI).

Figure 3.5: Lahar ayant atteint les maisons en contrebas du volcan (VSI).

Figure 3.6: Lac de cratère (à l'avant) et mud-pool crées lors de l'éruption du 11 novembre 2002.

Figure 3.7: 15 novembre 2002: panache de cendres montant jusqu'à 5 km au dessus du cratère (VSI).

Figure 3.8: Arbustes soufflés par le blast lors de l'éruption du 20 novembre 2002.

3.2 Dégazage du CO

dans le cratère du Papandayan 3.2.1. Introduction

Les mesures de flux et des concentrations de CO

dans le sol dans des environnements volcaniques et hydrothermaux sont importantes pour la surveillance volcanique, pour l'exploration géothermale, la mise en évidence de failles et de zones de fractures et l'estimation de la contribution du CO

dans le cycle global du carbone.

De nombreuses études ont été faites pour mesurer le flux et la concentration de CO

, afin de déterminer sa distribution spatiale et d'estimer le flux total dans les zones volcaniques et hydrothermales (Pérez et al., 1996; Giammanco et al., 1998a et b;

Chiodini et al., 1998; Toutain and Baubron, 1999; Gerlach et al., 2001; Hernandez et al., 2000; Chiodini et al., 2001a et b; Salazar et al., 2002; Cardellini et al., 2003;

Notsu et al., 2005). Une autre application importante de telles études est l'estimation du flux d'énergie thermique associé au dégazage. Cette estimation est également un moyen de surveillance en volcanologie et en géothermie (Brombach et al., 2001;

Chiodini et al., 2001, 2004; Seward and Kerrick, 1996; Ármonnsson et al., 2005).

Le but de ce chapitre est l'étude quantitative du dégazage du CO

sur le volcan

Papandayan avec (1) la quantification du flux total de CO

dans le cratère, (2)

l'estimation de la quantité d'énergie thermique libérée associée au dégazage des

fluides hydrothermaux et (3) l'identification des structures contrôlant les processus de

dégazage.

3.2.2. Estimation du flux de CO

et de l'énergie thermique au Papandayan a. Site d'étude

Une campagne de mesure du flux de CO

a été effectuée en juillet-août 2001 dans deux zones du cratère du Papandayan où des flux de CO

ont été détectés (figure 3.9). L'une de ces zones est située dans le champ fumerollien Kawah Emas (zone 1).

Figure 3.9: Localisation des zones d'étude du flux de CO2. La zone 1 se situe dans la zone fumerollienne du Kawah Emas.

Le site d'étude est caractérisé par des émissions de gaz à travers des laves, scories et cendres très altérées et des sols argileux. Ces sols sont peu développés avec seulement une maigre végétation (figure 3.10).

Figure 3.10: Exemple de mesure de flux de CO2 sur un terrain argileux et rocailleux. Les dépôts de soufre montrent une zone de fracture.

b. Estimation du flux de CO

Sur les deux sites, 539 mesures de flux de CO

ont été effectuées sur une surface totale de 71,400 m

(cf. annexe B). Aucune autre campagne de mesure de flux n'a été faite après l'éruption de 2002 car le terrain a été recouvert d'éboulis de toute taille et était donc peu favorable pour effectuer des mesures.

Les cartes de flux ainsi que l'estimation du flux total du CO

dans le cratère

ont été obtenues par la méthode de simulation stochastique (cf. chapitre 1.2). Les

premières étapes du traitement des données sont (1) la transformation en score normal

des données (2) le calcul du semivariogramme expérimental des valeurs en score

normal et (3) la définition du modèle de semivariogramme (figure 3.11).

h (m)

0 50 100 150 200

γ (h)

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4

modèle de semivariogramme sphérique paramètres:

c₀ = 0.3 c = 1.77 a = 60

Zone 1

h (m)

0 20 40 60 80 100

γ (h)

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2

Zone 2

modèle de semivariogramme sphérique paramètres:

c₀ = 0.15 c = 0.89 a = 27

Figure 3.11: Semivariogrammes expérimentaux et leurs modèles. Les paramètres du modèle sont c0

(l'effet pépite), c (palier) et a (portée).

Sur la base du modèle de semivariogramme, 500 simulations stochastiques ont été effectuées pour chaque zone (tableau 3.1).

Site

Surface simulée

(m²)

Flux total de CO2

(t.j^-1)

Ecart type (t.j^-1)

Flux total de CO₂pour les 2

zones (t.j^-1)

Zone 1 42208 13 0.55

Zone 2 29264 7 0.38 20

Tableau 3.1: Résultats de simulation stochastique sur les données de flux de CO2 des deux zones.

La moyenne des différentes valeurs simulées a été utilisée pour cartographier le flux de CO

(figure 3.12 et 3.13). Pour chaque zone, les flux totaux de CO

sont 13 (± 0.55) et 7 (± 0.4) t.j

. Ce qui fait un flux total de CO

de 20 t.j

pour le cratère du Papandayan.

Dans la zone 1, les flux élevés montre que le CO

dégaze au niveau de la zone

fumerollienne (figure 3.12) et sur une faille de direction NO-SE. Dans la zone 2, le

dégazage du CO

est également lié aux fumerolles présentes dans la partie NO de la

zone. Par contre, une forte anomalie en CO

a été détectée au NE de la zone où

aucune fumerolle n'est présente. En fait, le dégazage du CO

à cet endroit est lié à la

grande faille de direction SO-NE (figure 3.12).

0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700 1800 1900 2000 Flux de Co (g.m .j )

2 -2 -1

0 100 200 300 400 500m

Figure 3.12: Résultats des mesures de flux de CO2. Certains flux élevés sont corrélés avec les deux principales failles de direction NO-SE et SO-NE.

Figure 3.13: Vue détaillée des cartes de flux de CO2. Les points blancs représentent les points de mesure du flux de CO2.

La quantité totale de CO

qui dégaze est le résultat de la contribution de CO

d'origine hydrothermale et d'origine biologique. Pour quantifier le flux de CO

provenant exclusivement du système hydrothermal, nous avons utilisé, dans le paragraphe suivant, la méthode statistique graphique.

c. Le flux de CO

hydrothermal et l'estimation de l'énergie thermique libérée par le volcan Papandayan

Le calcul de l'énergie thermique libérée à partir des données de CO

est effectué (1) en différenciant le CO

d'origine hydrothermal du CO

d'origine biologique, (2) en calculant le flux de CO

hydrothermal total et le flux de vapeur total et (3) en estimant le flux d'énergie thermique total obtenu au moyen du processus de la condensation de la vapeur.

L'histogramme et le graphe de probabilité des données de l'ensemble des deux zones traitées par la méthode statistique graphique sont reportés sur la figure 3.14.

Fréquence (%)

0 1 2 3 4 5 6

Log FCO2 (g.m-2.j-1)

0 1 2 3 4

Probabilité (cum %)

0.10.2 0.51 2 5 10 20 30 50 70 80 90 95 98 99 99.8

population A population B

Figure 3.14: Histogramme et graphe de probabilité des données de flux de CO2 de l'ensemble des deux zones.

Le graphe de probabilité montre la combinaison de deux populations A et B. Les flux de CO

de la population B qui représente 10 %, sont liés au dégazage de CO

produit par l'activité biologique dans le sol avec une moyenne de 1.3 (1-2) t.j

(tableau 3.2).

Surface Population de flux de CO₂

Flux moyen de CO2

(g.m^-2.j^-1)

Proportion (%)

Flux total de CO2

pour chaque population

(t.j^-1)

Intervalle de confiance à

90%

(t.j^-1)

Flux total de CO2

(t.j^-1)

Flux de vapeur (kg.s^-1)

H₂O/CO₂

Flux d'énergie thermique

(MW)

0.0714 km² A 435 90 31 24-38 6 17 14

B 19 10 1.3 1-2 28

Tableau 3.2: Résultats du traitement des données de flux de CO2 par la méthode statistique graphique.

Le flux d'énergie calculée pour la population A est également reporté.

Les mesures effectuées au niveau des fumerolles et des zones de failles sont bien représentées par la population A (représentée à 90 %) laquelle est constituée par le CO

provenant du système hydrothermal. Le flux moyen de CO

pour cette population est de 31 t.j

(tableau 3.2). Le flux total de CO

est de 28 t.j

pour la zone étudiée.

Pour le calcul du flux d'énergie thermique, la composition des gaz prélevés dans la zone fumerollienne du Papandayan de 1994 à 1996 a été utilisée (cf.

paragraphe 3.3). Le rapport moyen H

O/CO

en poids est de 17. Le flux d'énergie

thermique libérée lors du processus de condensation de la vapeur a été estimé en

multipliant le flux total de CO

par le rapport H

O/CO

en poids et avec une chaleur

latente d'évaporation de 2273 J.g

en supposant que la vapeur condense à 93 °C. Le

flux thermique pour le cratère du Papandayan est de 14 MW (tableau 3.2). Le flux

total d'énergie thermique est comparable à celui libéré par Vulcano (Italie). Le flux

d'énergie thermique est de 17 MW avec un flux total de CO

estimé à 151 t.j

pour

une surface de 1.82 km

(Frondini et al., 2004).

3.2.3. Les concentrations en CO

du sol et relation avec les structures du volcan Papandayan

Des profils de concentration en CO

du sol ont été effectués en 2002, 2003 et 2004 pour confirmer les principales structures du volcan Papandayan: les failles de direction NO-SE et SO-NE (figure 3.15).

C

D

A

B E F

G

H

0 100 200 300 400 500m

Faille

Profil de concentration du CO2

I

J K

L

Cratère

Lac

Figure 3.15: Localisation des profils de concentration en CO2 dans le cratère du Papandayan. Les cratères au SE du Papandayan sont apparus après l'éruption de 2002.

Les concentrations en CO

mesurées le long des profils varient entre 0.04 et 32 %vol et montrent des zones d'anomalies bien délimitées lesquelles correspondent aux failles (profils A-B, C-D, E-F et G-H: figures 3.16 et 3.17).

Distance (m)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130

Concentration en CO2 (% vol)

0 1 2 3 4 5 6 7

A B

Distance (m)

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

Concentration CO2 (% vol)

0 4 8 12 16 20 24 28

32

C D

Figure 3.16: Concentration en CO2 le long des profils A-B et C-D. Les tirets rouges représentent la concentration en CO2 dans l'air.

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 0

10 20 30

Distance(m)

Concentration CO 2 (% vol)

E F

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180

0 2 4 6 8 10 12

Distance (m)

Concentration CO2 (% vol)

G H

Figure 3.17: Concentration en CO2 le long des profils E-F et G-H. Les tirets rouges représentent la concentration en CO2 dans l'air.

Sur le profil A-B (figure 3.16), une anomalie en CO

étendue sur une vingtaine de mètres est corrélée avec le dégazage du CO

dans un ancien cratère (figure 3.15).

Sur le profil G-H (figure 3.17), les concentrations en CO

varient de 45 ppm à 11 % en volume. La faible concentration mesurée (45 ppm) ne correspond pas à la concentration dans l'air (400 ppm). Toutain et al. (2002) ont également mesuré des concentrations en CO

faibles et expliquent qu'une telle perte est due à l'absorption de ce gaz dans les réactions chimiques qui contribuent à l'altération de la roche. Les sols du Papandayan sont tellement altérés et imbibés d'eau qu'ils deviennent imperméables.

Le CO

dégaze préférentiellement dans les zones à forte perméabilité et au niveau des failles.

Les traverses E-F, I-J et K-L, ont été effectuées après l'éruption de 2002 vers

les nouveaux cratères (figures 3.17 à 3.19). Ces profils montrent de nombreuses

anomalies sur toute la longueur d'investigation et une nouvelle faille a pu être mise en

évidence (figure 3.15). Sur le profil K-L (figure 3.19), de fortes concentrations ont été

mesurées en 2003 mais aucune anomalie n'a été détectée en 2004. Ceci confirme

l'hypothèse que le dégazage du CO

se fait au niveau de zones à forte perméabilité

(Chiodini et al., 2005).

3

Distance (m)

0 20 40 60 80 100 120

Concentration en CO2 (% vol)

0 5 10 15 20 25 30 0 5 10 15 20 25 30

J

0 5 10 15 20 25 30

2 1

I J

Figure 3.18: Concentration en CO2 le long des 3 profils I-J parallèles et séparés de quelques dizaines de mètres.

0 2 4 6 8 10 12 14

Distance (m)

0 20 40 60 80 100

Concentration en CO2 (%vol)

0 2 4 6 8 10 12 14

2004

2003

K L

Figure 3.19: Concentration en CO2 le long du profil K-L effectué à une année d'intervalle.

3.2.4. Conclusions

La campagne de mesure de flux de CO

effectuée en 2001 a permis d'estimer un flux total de 31 t.j

pour la zone étudiée. Comme le dégazage se fait sur toute la surface du cratère du Papandayan, le flux moyen de CO

provenant du système hydrothermal peut donc être extrapolé à 273 t.j

. Les zones de flux élevés de CO

sont liées aux fumerolles et aux deux grandes failles principales qui traversent le cratère. A partir de ces données un flux d'énergie thermique de 14 MW a pu être estimé sur la base de la condensation de vapeur dans la zone fumerollienne.

Les mesures de concentrations en CO

dans le cratère ont confirmé la présence de

failles et ont montré que le dégazage du CO

était fortement dépendant de la structure

du sol et de l'activité du système hydrothermal du volcan. Un an après l'éruption de

2002, les concentrations en CO

près des nouveaux cratères étaient très élevées. Par

contre en 2004, les concentrations ont fortement diminué probablement en raison de

changements dans la perméabilité du sol (compaction). Une mesure en continu de la

concentration en CO

du sol dans le cratère du Papandayan pourrait s'avérer utile pour

la surveillance du volcan si le site d'investigation se situe sur une des deux grandes

failles présentes dans le cratère du Papandayan.

3.3 Le système hydrothermal du volcan Papandayan 3.3.1 Introduction

La surveillance géochimique des fumerolles et des sources chaudes peut apporter des informations utiles sur l'état d'activité d'un volcan. L'étude des fluides aide à mieux comprendre les mécanismes physico-chimiques au sein du système hydrothermal et à évaluer la contribution des gaz magmatiques à ce système. Ainsi de nombreuses études géochimiques et isotopiques sur les gaz, les sources chaudes et eaux de lacs de cratère ont été effectuées sur plusieurs volcans: El Chichon au Mexique (Taran et al., 1998), Galeras en Colombie (Fischer et al., 1997), Pinatubo aux Philippines (Christenson and Wood, 1993), Kawah Ijen en Indonésie (Delmelle et al., 2000), Taal aux Philippines (Delmelle et al., 1998), Poàs au Costa Rica (Rowe et al., 1995), Vésuve en Italie (Federico et al., 2002) et l'Usu au Japon (Symonds et al., 1996). Ces études sont un point de départ pour procéder à une surveillance plus ou moins continue de la chimie des fluides. Des changements dans la composition des gaz et/ou des sources peuvent être liés à des interactions plus ou moins importantes de fluides profonds avec l'aquifère superficiel (Ohsawa et al., 1993; Valentino et al., 1999; Tassi et al., 2003). Mais ces changements peuvent également indiquer une augmentation de l'activité du volcan qui peut conduire à des éruptions phréatiques (Nogami et al., 2000) voire magmatiques (Giggenbach et al., 1990; Takano and Watanuki, 1990; Arribas et al., 1995; Fischer et al., 1997).

Les fluides qui proviennent du système hydrothermal interagissent avec la

roche lors de leur remontée vers la surface ce qui conduit à une altération plus ou

moins importante. Des études de ces altérations ont été effectuées sur d'anciens sites

volcaniques (Stoffregen, 1987; Reyes, 1990) et sur des volcans actifs qui lors

d'éruptions ont projeté des produits qui proviennent du système hydrothermal

(Christenson and Wood, 1993; Nogami et al., 2000). L'étude de ces produits est

souvent essentielle pour une meilleure compréhension du système hydrothermal.

Ce chapitre présente les résultats des analyses minéralogiques des cendres et des produits d'altération émis lors de l'éruption de 2002 sur le volcan Papandayan. Des analyses chimiques et isotopiques des gaz et des sources chaudes obtenus depuis 1994 ont aussi été réalisées. Cette surveillance géochimique a pour but de suivre l'évolution de l'état d'activité du volcan Papandayan. D'autre part, l'étude des produits d'altération a permis de mieux comprendre l'altération des fluides acides sur les roches au sein du système hydrothermal.

3.3.2. Minéralogie des produits d'altération éjectés par l'éruption de novembre 2002 Lors de l'éruption de novembre 2002, la projection de cendres et de roches altérées provenant du système hydrothermal a été une opportunité pour étudier ces ejecta et a ainsi permis de mieux comprendre les processus d'altération qui se produisent en profondeur. En plus de ces produits, des protolithes ont été récoltés (Pourtois, 2003) ainsi qu'une bombe en croûte de pain non altérée provenant de l'éruption du 20 novembre 2002 (cf. paragraphe 3.1). Ces roches andésitiques pourront servir de référence pour caractériser l'effet de l'altération que peut produire un fluide hydrothermal en contact avec ces roches.

Ce chapitre sera consacré à l'étude de la minéralogie des protolithes, des

cendres et des roches altérées par microscope électronique à balayage (MEB), par

spectromètrie à dispersion d'énergie (EDS) et diffraction des rayons X (DRX). Le but

de cette étude est de définir des assemblages de minéraux types selon le degré

d'altération que le fluide produit sur la roche dans le système hydrothermal.

3.3.2.1. Minéralogie du protolithe

Les protolithes prélevés dans le cratère du Papandayan sont des laves andésitiques basaltiques à andésitiques (Asmoro et al., 1989). Quatre des cinq échantillons de protolithe ont été analysés par Pourtois (2003) (tableau 3.3).

Echantillons SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5

PAP02-15 57.61 18.80 7.15 0.12 2.81 7.11 2.76 1.48 0.76 0.13 PAP02-52 56.58 19.04 7.38 0.12 2.78 7.64 2.85 1.40 0.78 0.15 Cw02-02 60.81 17.24 6.62 0.11 2.70 5.07 3.01 1.83 0.62 0.13 PAP02-36 54.08 19.00 8.80 0.15 3.84 8.58 2.59 0.82 0.88 0.15 moyenne 57.27 18.52 7.49 0.13 3.03 7.10 2.80 1.38 0.76 0.14 Tableau 3.3: Résultats d'analyses des éléments majeurs des roches andésitiques du Papandayan (% en poids d'oxyde).

Un cinquième échantillon a été récolté après l'éruption de novembre 2002, il est en

partie altéré (figure 3.20). La bombe en croûte de pain ne présente aucune trace

d'altération et est caractérisée par un fragment de lave sans vésicules et contenant

beaucoup de phénocristaux (figure 3.21 et 3.22b).

Figure 3.20: Enclave de lave andésitique dans une roche altérée (PAP 05-1).

Figure 3.21: Bombe en croûte de pain provenant de l'éruption du 20 novembre 2002.

Figure 3.22: Photos prises au MEB en électrons rétrodiffusés (a) échantillon de roche andésitique du Papandayan (Pap-02-19, Pourtois, 2003) et (b) bombe en croûte de pain avec des phénocristaux primaires de pyroxène, de plagioclase et de magnétite.

Figure 3.23: Photos prises au MEB en électrons secondaires de fragments de verre volcanique contenus (a) dans la cendre Ash7 et (b) dans la cendre Ash2.

Les principaux phénocristaux présents dans les protolithes et la bombe sont les plagioclases, les pyroxènes et les oxydes de fer (figure 3.22). Deux types de pyroxènes ont été identifiés. Les orthopyroxènes sont représentés par des enstatites et les clinopyroxènes par des augites (Pourtois, 2003; figure 3.22a). Les plagioclases ont une composition de bytownite à labradorite (Pourtois, 2003). De l'anorthite a été identifiée en DRX dans un échantillon de cendres (Ash7). Les deux oxydes de fer- titane présents en grande quantité dans ces roches sont la magnétite titanifère, et de l'ilménite (figure 3.22). Le verre est très peu abondant dans les protolithes à cause de la présence de nombreux microcristaux de plagioclases et de pyroxènes. Le verre se trouve le plus souvent en inclusion dans les phénocristaux (figure 3.22a). Les bombes en croûte de pain émises lors de l'éruption du 20 novembre 2002 ne présentent aucun signe d'altération. La composition du verre interstitiel de ces bombes en croûte de pain est identique à celle des verres identifiés dans les cendres (figure 3.23; tableaux 3.4 et 3.5).

Verre de

la bombe Verre 1 Verre 2 Verre 3 Verre 4 Verre 5 Moyenne

SiO₂ 82.53 82.5 81.60 81.94 82.38 82.19

Al2O3 10.73 10.39 11.04 10.85 10.28 10.66

Na2O 1.04 1.13 1.15 1.12 1.13 1.11

K₂O 3.00 3.03 3.18 3.20 2.86 3.05

MgO 0.23 0.06 0.07 0.18 0.02 0.11

CaO 0.58 0.45 0.46 0.64 0.60 0.55

Fe2O3 1.31 1.5 1.93 1.51 2.13 1.68

TiO₂ 0.59 0.94 0.54 0.45 0.60 0.62

MnO 0 0 0.03 0.11 0 0.03

Tableau 3.4: Résultats d'analyse EDS sur le verre dans la bombe (% en poids d'oxydes).

Verres

des cendres Verre 1 Verre 2 Verre 3 Verre 4 Moyenne SiO₂ 81.74 79.68 79.16 80.28 80.21 Al2O3 10.44 11.40 11.54 10.73 11.03

Na2O 1.85 2.67 2.38 2.36 2.32

K₂O 2.61 3.14 2.98 2.84 2.89

MgO 0.11 0.12 0.25 0.14 0.16

CaO 0.81 0.83 1.14 1.16 0.99

Fe₂O₃ 1.93 1.92 1.77 1.67 1.82

TiO₂ 0.51 0.24 0.58 0.64 0.49

MnO 0 0 0.20 0.18 0.10

Tableau 3.5: Résultats d'analyse EDS sur les verres dans les cendres (% en poids d'oxydes).

L'essentiel (99 %) des matériaux volcaniques émis lors de l'éruption de novembre 2002 présente un degré d'altération hydrothermale très avancé. La présence de rares fragments de verre non altérés n'est pas suffisante pour invoquer la participation de magma juvénile. Cette éruption présente toutes les caractéristiques d'une activité phréatique. La présence des bombes en croûte de pain est par contre plus surprenante.

Il est notable que les bombes proviennent d'une ancienne éruption magmatique, conservées sans être altérées depuis. Ces produits auraient alors été arrachés au substratum lors de cette éruption.

La séquence d'altération des minéraux primaires observée au Papandayan est la suivante: plagioclase > pyroxène > verre > oxyde Fe-Ti. Cette séquence a également été reportée dans l'étude des minéraux d'altérations de Vulcano en Italie (Van Rompaey, 1999) et au Kudryavy aux îles Kuriles (Africano, 2004).

Les plagioclases sont les premiers à s'altérer. Ils se transforment en phyllosilicates (pyrophyllite ou kaolinite, figure 3.24a). L'altération du plagioclase présentant une zonation peut se faire de préférence dans les zones riche en calcium (Pourtois, 2003;

figure 4.24b). Les pyroxènes commencent à être altérés quand les plagioclases ont

presque tous disparu. Ces pyroxènes sont altérés en phyllosilicate et en silice, il ne

reste alors que la forme du minéral qui est préservée (figure 3.25b). Les oxydes de fer

titane résistent le mieux à l'altération et sont encore bien conservés alors que les

plagioclases et les pyroxènes sont très altérés (Pourtois, 2003; figure 3.25a).

Figure 3.24: Photos prises au MEB en électrons rétrodiffusés de roche altérée (PAP05-1) (a) plagioclase qui s'altère en phyllosilicate (pyrophyllite ou kaolinite) (b) un plagioclase zoné qui s'altère de préférence dans les zones riches en calcium.

Figure 3.25: Photos prises au MEB en électrons rétrodiffusés de roches altérées (PAP05-1) (a) un pyroxène qui s'altère en phyllosilicate, le plagioclase étant totalement altérée (b) un pyroxène qui a été complètement remplacé par un phyllosilicate et de la silice.

3.3.2.2. Minéralogie des roches altérées

Les minéraux d'altérations les plus abondants dans les roches altérées et les

cendres sont les polymorphes de la silice, la pyrite, la pyrophyllite, la natroalunite et

la kaolinite. Un résumé des minéraux d'altération est repris dans le tableau 3.6.

Echantillons Cristobalite Opal-CT Quartz Pyrite Marcassite Soufre

natif Pyrophyllite Natroalunite Kaolinite Anhydrite Gypse Description des roches Ejecta

PAP_01 X X X X roche blanche homogène

PAP_02 X X

brèche de couleur majoritairement blanche avec des filons gris clairs, des morceaux blancs à noirs

PAP_03 X X X X filon pyrite sur roche

PAP_04 X X X roche grisâtre recoupée de filons

de pyrite

PAP_05 X X X X roche grisâtre

PAP_06 X X X X

roche grisâtre avec une partie bréchifiée et une partie plus homogène, l'ensemble formant des couches

PAP_07 X X X roche grise très altérées

PAP_08 X X X X X brèche de couleur majoritairement

gris clair et filons de pyrite et quartz

PAP_09 X X X X X roche blanchâtre et jaunâtre

PAP_10 X X X X brèche de couleur majoritairement

blanche avec morceaux petits grisâtres

PAP_11 X X X X

brèche de couleur majoritairement blanche avec très peu de petits morceaux grisâtres

PAP_12 X X X roche grise foncée avec pyrite

PAP_13 X X X roche très altérée

Cendres

Ash1 X X X X X X X X

Ash2 X X X X X X X X

Ash3 X X X X X X X

Ash4 X X X X X X

Ash5 X X X X X X X

Ash6 X X X X X X X X

Ash7 X X X X X X X X

Tableau 3.6: Phases d'altération identifiées par diffraction des rayons X dans les roches et les cendres.

148

Polymorphe de la silice SiO

La silice est présente dans tous les échantillons du Papandayan. Les quatre formes de la silice identifiées sont le quartz, l'opale C, la cristobalite et l'opale CT.

Quartz

Le quartz est la forme de la silice la plus abondante (tableau 3.6). La présence du quartz suggère qu'une altération importante s'est produite sur la roche mère.

Lorsque tous les cations ont été lessivés et qu'il ne reste plus que la silice on parle alors de silicification de la roche (vuggy silica). Ce phénomène a déjà été reporté sur des sites miniers à Summitville aux Etats-Unis (Stoffregen, 1987) et à Lepanto aux Philippines (Hedenquist et al., 1998). Un des échantillons du Papandayan contient uniquement du quartz et de la cristobalite (PAP_02). Dans les cendres, le quartz se présente sous la forme de cristaux bipyramidés bien reconnaissables (figure 3.26).

Cristobalite α et opale C

La cristobalite α se forme généralement à plus haute température que l'opale C

et l'opale CT (Reyes, 1990; Elzea et al., 1994). La structure de l'opale C est proche de

celle de la cristobalite α avec en DRX la position de la raie (101) à 4.04 Ǻ et des

petites réflexions caractéristiques à 3.13, 2.84 et 2.47 Ǻ (figure 3.27).

Figure 3.26: Photos prises au MEB en électrons secondaires de quartz dans la cendre Ash7 (a) forme bipyramidée d'un cristal et (b) agrégat de quartz bien cristallisé.

2θ °

10 20 30 40 50 60

Intensité

Cr

Cr

Cr C

Al Al

Al

AlCr Cr

Py Py Cr Al Py

(101)

Figure 3.27: Résultat de diffraction des rayons X pour l'échantillon PAP_06. Al.: Natroalunite; Py:

Pyrite et Cr: Cristobalite ou Opale C.

Il est difficile de distinguer la cristobalite de l'opale C en DRX car les pics de cristobalite α microcristalline peuvent également se présenter comme celles de l'opale C. La cristobalite α est présente dans une majorité d'échantillons de roche et dans les cendres (PAP_01-02, PAP_04 à PAP_06 et PAP_09-10).

Opale CT

L'opale CT se forme de préférence à des températures < 100°C (Elzea et al.,

1994) et en DRX les pics caractéristiques sont deux larges réflexions entre 4.05 à 4.10

Å et 2.50 Å et une petite réflexion entre 4.25 à 4.35 Å (figure 3.28). Trois échantillons

contiennent de l'opale CT (PAP_03-12 et 13; tableau 3.6).

2θ °

20 40 60 80

Intensité

CT Qz

CT CT

Py CTPy

Py

Qz CT Qz

Py

Qz Qz

Py Py

Figure 3.28: Spectre de diffraction des rayons X pour l'échantillon PAP_13. Py: Pyrite; Qz: Quartz et CT: Opale CT.

Pyrite et Marcassite

La pyrite est la deuxième phase la plus abondante que l'on trouve dans les

échantillons du Papandayan (tableau 3.6). La pyrite se forme généralement dans le

système hydrothermal dans des conditions réductrices et acides. Elle est souvent

associée au quartz (Stoffregen, 1987; Hedenquist et al., 1994). La présence de

marcassite dans certaines roches altérées indique que dans des conditions de pH très

bas sa formation prédomine sur celle de la pyrite. A partir d'études expérimentales

(Murowchick and Barnes, 1987), la formation de la marcassite qui domine sur celle de

la pyrite indique que (1) le fluide est très acide (pH < 4-5) (2) la température de dépôt

est inférieure à 240°C avec des températures post-dépôts qui reste en dessous de

160°C.

La pyrite est bien cristallisée dans les roches altérées (figure 3.29a).

L'occurrence de pyrite octaédrique peut indiquer une supersaturation de celle-ci (Stoffregen, 1987). Dans les cendres, la pyrite est corrodée (figure 3.29b). La dissolution de ce minéral montre que les conditions ont changés et sont devenues plus acides et/ou oxydantes.

Suivant Stoffregen (1987), la réaction de dissolution de la pyrite dans des conditions acides et oxydantes est la suivante:

4 FeS

+ 4 H

O + 7 H

→ 4 Fe

+ HSO

+ 7 H

S(l) (1) Comme la pyrite est largement présente dans une majorité d'échantillons du Papandayan, la pyrite semble résister aux fluides très acides (Stroffegen, 1987).

Occasionnellement on trouve de la pyrite (ou marcassite) formée de façon radiaire

(figure 3.30). La marcassite est associée avec la pyrite, le quartz et la natroalunite

dans les roches très altérées (PAP_03, PAP_06 et PAP_07), ce qui prouve bien que

les conditions au moment de la formation de ces minéraux secondaires étaient très

acides.

Figure 3.29: Photos prises au MEB en électrons secondaires (a) pyrites bien cristallisées (échantillon PAP_03) et (b) pyrite corrodée (échantillon Ash2).

Figure 3.30: Photos prises au MEB en électrons secondaires (a) pyrite (ou Marcassite) de forme radiaire surmontée de petits cristaux d'alunite et (b) pyrite (ou marcassite) de forme radiaire.

Echantillon PAP_06.

Pyrophyllite Al

Si

O

(OH)

La pyrophylllite est un minéral dioctaédrique à structure en feuillets avec une couche d'octaèdre alumineux en sandwich entre deux couches de tétraèdre SiO

(figure 3.31a). Les deux tiers des sites octaédriques sont occupés par l'aluminium et les sites restants sont vacants. Les feuillets ainsi formés sont électriquement neutres et aucun cation supplémentaire n'occupe les sites vacants. La pyrophyllite peut présenter de légères différences de composition chimique. Des substitutions de Si par Al dans le site tétraédrique et de Al par Mg, Fe

, Fe

et Ti dans le site octaédrique peuvent se produire et de faibles quantités de Ca, Na et K peuvent être présentes dans la structure (Deer et al., 1996). Les polytypes de la pyrophyllite sont les types monoclinique à 2 couches (2M

) et triclinique à 1 couche (1A).

La pyrophyllite est un minéral généralement présent dans les systèmes hydrothermaux dans des zones d'altération importante à haute température (≈ 300°C).

Ce minéral a été identifiée dans de nombreux gisements métallifères (Marumo, 1989;

Hedenquist et al., 1994; Hirano et al., 2001; Yilmaz, 2003), sur des sites géothermiques (Hemley et al., 1980; Reyes, 1990) et sur des sites volcaniques encore actifs (Christenson and Wood, 1993; Nogami et al., 2000). La pyrophyllite peut se former à partir de la dissolution d'une roche magmatique par un fluide hydrothermal très acide (Hemley et al., 1980):

KAlSi

O

+ H

→ 0.5 Al

Si

O

(OH)

+ SiO

+ K

(2) Felsdspath-K

ou KAl

Si

O

(OH)

+ H

+ 3 SiO

→ 1.5 Al

Si

O

(OH)

+ K

(3) Mica-K

Au Papandayan, la pyrophyllite est présente dans la majorité des échantillons.

La structure typique des phyllosilicates est bien visible sur la figure 3.31b. La position caractéristique de la raie (001) pour la pyrophyllite sur les spectres de diffraction est celui à 9.2 Å suivie de deux autres raies à 4.42 et à 3.07 Å (PAP_09, PAP_11, Ash3;

figure 3.32).

a

α = 90 °

(a)

Figure 3.31: (a) Structure de la pyrophyllite vue suivant l'axe x. a ~ 5.17 Å, c ~ 18.68 Å et β ~ 100°

(d'après Pauling, 1930). (b) Photo prise au MEB en électrons secondaires d'une pyrophyllite montrant la structure typique en feuillet (échantillon Ash2).

2-θ°

10 20 30 40 50 60 70

Intensité

Po Al

Po Po

PoPo Al Po Al Po Po

Al

(b)

Po

Po CrS

S S Po

CrCr Po

Po

Cr Po Po Cr Po Po

(a)

Figure 3.32: Spectre de diffraction des rayons X pour les échantillons (a) PAP_11or et (b) PAP_09. Po:

Pyrophyllite; Al: natroalunite, Cr: Cristobalite et S: Soufre élémentaire.

Il est assez difficile d'identifier la raie (001) quand la pyrophyllite coexiste

avec d'autres minéraux comme le quartz par exemple qui montre une raie (101) très

intense à 3.34 Å. Pour séparer le quartz des phyllosilicates, comme la pyrophyllite et

la kaolinite, des sections orientées ont été effectuées. Cette méthode consiste à laisser

sédimenter sur une lame mince la fraction fine de l'échantillon légèrement broyée. Les

phyllosilicates se déposent suivant une orientation préférentielle, c'est à dire sur la

face (001). Le résultat sur le spectre de diffraction permet d'avoir une raie (001) plus

intense (PAP_11or et Ash2or et figures 3.32a et 3.34b). La pyrophyllite est associée

principalement à la natroalunite, la pyrite et le quartz (tableau 3.6).

Kaolinite Al

Si

O

(OH)

La kaolinite est un minéral argileux dioctaédrique à structure en feuillets à deux constituants. Une couche de composition (Si

O

)

est liée avec une couche de composition Al

(OH)

(figure 3.33). Les couches successives de kaolinite sont jointes par un pont d'hydrogène entre les oxygènes des feuillets tétraédriques et les OH des feuillets octaédriques.

Figure 3.33: Structure de la kaolinite vue suivant les axes x et y (d'après Brindley, 1951).

Il existe 3 polymorphes de la kaolinite: la kaolinite au sens strict, la dickite (forme de haute température) et la nacrite. La kaolinite sous sa forme hydratée est une halloysite (Al

O

.2SiO

.4H

O). La kaolinite peut se former dans les systèmes hydrothermaux à des températures généralement plus basses que celles de la pyrophyllite (Hemley et al., 1980; Giggenbach, 1992; Velde, 1995). La réaction d'altération par un fluide acide sur la roche mère pour donner de la kaolinite est la suivante:

KAl

Si

O

(OH)

+ H

+ 1.5 H

O → 1.5 Al

Si

O

(OH)

+ K

(4)

Mica-K

La kaolinite n'a été observée que dans une roche (PAP_05) mais se trouve dans tous les échantillons de cendres (tableau 3.6). La position caractéristique de la raie (001) pour la kaolinite dans les spectres de diffraction est celle située à 7.1 Å suivit des pics à 3.58 et 1.49 Å (PAP_05 et Ash2, figure 3.34). La kaolinite est associée à l'alunite, à la pyrite et à la silice dans la roche PAP_05.

2θ°

10 20 30 40 50 60

Intensité

(a)

(b) Po

Ka Al

Po PoCr Ka

S Qz

Po

S Py Po

Cr

Ka Al

Ka Cr

Ka Al

Cr Al

Py

Ka Py

Ka Py

Al Py

Al Al Py

Py KaPy

Figure 3.34: Spectres de diffraction des rayons X pour les échantillons (a) PAP_05 et (b) Ash2or. Ka:

Kaolinite, Po: Pyrophyllite, Qz: Quartz, Cr: Cristobalite, Al.: Natroalunite, Py: Pyrite et S: Soufre élémentaire.

Les sulfates et le soufre natif

Les minéraux sulfatés sont largement présents sur les sites volcaniques et dans les systèmes hydrothermaux. Des incrustations de gypse et d'anhydrite et divers sulfates ont été trouvées autour des fumerolles du volcan Usu au Japon (Africano and Bernard, 2000) et sur d'autres sites volcaniques comme au Mt Rainier (Zimbelman et al., 2000) à Vulcano (Van Rompaey, 1999) et au Papandayan (Pourtois, 2003). Du soufre natif ainsi que du gypse ont été identifiés dans des sédiments de lac de cratère comme au Kawah Ijen (Delmelle and Bernard, 1994) au Ruapehu (Wood, 1977) et au Poàs (Brantley et al., 1987). Dans les systèmes hydrothermaux anciens et récents, de la natroalunite, de l'alunite, de la jarosite et autres sulfates ont été déterminés (Stoffregen, 1987; Reyes, 1990; Zimbelman et al., 2005). Ces minéraux sulfatés se trouvent souvent associés aux minéraux d'altération présents dans les dépôts métallifères de type "high-sulfidation" (Hedenquist, 1987).

L'élément SO

provient de la condensation et de l'oxydation des gaz volcaniques SO

et H

S dans le système hydrothermal (Cf paragraphe 3.3.3). Les fluides ainsi formés sont très acides, ils dissolvent la roche et entraînent la précipitation de minéraux secondaires tel que les sulfates.

Alunite KAl

(SO

)

(OH)

L'alunite est le minéral sulfaté le plus abondant dans les roches et cendres du

Papandayan (tableau 3.6). La formule générale des sulfates rhomboédriques dont fait

partie l'alunite est DG

(TO

)

(OH,H

O)

. Les occupations possible de ces sites sont

surtout des cations monovalents (K

, Na

, H

O

…) ou divalents (Ca

, Sr

, …) pour

le site D. Le site G peut être occupé par Al

et Fe

et le site T est occupé

généralement par S

. La phase alunite identifiée en EDS et au DRX pour les

échantillons du Papandayan est la natroalunite. La natroalunite est une phase plus

stable avec des teneurs en Na plus riches qu'en K (comme pour les eaux du

Papandayan). Mais la présence de natroalunite avec une stoechiométrie

Na

K

Al

(SO

)

(OH)

a été identifiée dans les produits d'altération du volcan

Ruapehu à partir des résultats de DRX (Giggenbach, 1974; Christenson and Wood,

1993).

Des études expérimentales (Stoffregen et al., 2000) ont montré que la natroalunite présente des valeurs de paramètres du réseau différents de celles de l'alunite. Bien que la valeur de a est très semblable (~ 7 Å), la valeur de c est différente. Une natroalunite cristallisée à une température de 250 C° a une valeur de c de 16.7 Å et l'alunite a une valeur de c de 17.3 Å.

Dans les ejecta du Papandayan, la natroalunite est généralement bien cristallisée (figure 3.35a) montrant la structure rhomboédrique bien développée. Elle peut se présenter aussi sous forme d'agrégats (photo 3.35b). Sur la figure 3.36a, la pyrite est corrodée et semble être remplacée par des cristaux d'alunite. Giggenbach (1997) propose une réaction entre la pyrite et un mica-K pour donner de l'alunite et de l'hématite à un pH de 3 et à une température de 250 °C:

2 FeS

+ 2 KAl

Si

O

(OH)

+ 19 H

O →

2 KAl

(SO

)

(OH)

+ Fe

O

+ 6 SiO

(s) + 15 H

(5) L'aluminosilicate peut être alternativement du Feldspath K ou de la kaolinite.

Les raies caractéristiques de la natroalunite sur les spectres de diffraction sont situées

à 4.90 et à 2.96 Å. Elle est associée soit à la pyrophyllite et au quartz soit à la pyrite

(et/ou marcassite) et à la silice (PAP_05, figure 3.34a; PAP_11, figure 3.32a; Ash2,

Ash3, Ash4; figure 3.34b et 3.38b).

Figure 3.35: Photos prises au MEB en électrons secondaires (a) cristal rhomboédrique de natroalunite (échantillon Ash2) (b) agrégat de cristaux de natroalunite (échantillon PAP_04).

Figure 3.36: Photos prises au MEB en électrons secondaires (a) cristaux d'alunite sur une pyrite corrodée (échantillon PAP_04) (b) cristal de sulfate de calcium (anhydrite ou gypse, échantillon PAP_08).

Anhydrite CaSO

et Gypse CaSO

.2H

O

L'anhydrite et sa forme hydratée (le gypse) ont été identifiées dans seulement deux échantillons de roches altérées du Papandayan (PAP_08 et PAP_11, tableau 3.6). Ces minéraux sont bien cristallisés dans les roches (figure 3.36b) ainsi que dans les cendres (figure 3.37a). Sur la figure 3.37b, on voit une veinule remplie de pyrite et d'anhydrite. Une réaction de déstabilisation de la pyrite pour donner de l'anhydrite a été proposée par Giggenbach (1997):

2FeS

+ 4Ca-Al

-silicate + nH

O →

4CaSO

+ Fe

O

+ 4Al

-silicate + 15H

(6) La valeur de n dépend de la nature du silicate Ca-Al

.

Figure 3.37a: Photos prises au MEB en électrons secondaires d'un sulfate de calcium (échantillon Ash7).

Figure 3.37b: Photos prises au MEB en électrons rétrodiffusés d'une veinule contenant de la pyrite et de l'anhydrite (échantillon PAP_08).

L'anhydrite et le gypse sont associés aux minéraux pyrophyllite, natroalunite, pyrite et quartz (Ash4, figure 3.38b; PAP_12). Dans les cendres, c'est surtout l'anhydrite qui prévaut, le gypse étant facilement lessivé lors de précipitations (Ash3; Ash6, figure 3.38a).

2θ°

10 20 30 40

Intensité

Gy Al

Ka Po Qz

Cr Qz

SGy

Po Al Qz Qz Qz

(a)

(b)

Qz CrSKa An

Qz

Po Ka S PoAl Py Ka Py Qz

Figure 3.38: Spectres de diffraction des rayons X des échantillons (a) Ash6 et (b) Ash4. Gy: Gypse, An: Anhydrite, Al.: Natroalunite, Ka: Kaolinite, Cr: Cristobalite, Po: Pyrophyllite, Qz: Quartz, Py:

Pyrite et S: Soufre élémentaire.

Soufre natif

Le soufre natif a été identifié principalement dans les cendres (tableau 3.6, PAP_09, figure 3.32b; Ash4 et Ash6, figure 3.38). Le minéral est très abondant au niveau des fumerolles et près des sulfur mud-pools dans le cratère du Papandayan (Pourtois, 2003). Son origine est liée à deux réactions:

2 H

S(g) + SO

(g) → 3 S

(s) + 2H

O(g/l) (<250°C) (7) et H

S(g) + ½ O

(g) → S

(s) + H

O(g/l) (8)

D'après les données des gaz du Papandayan (cf. tableau 3.7 paragraphe

suivant) et en modélisant le refroidissement à l'équilibre de ces gaz (Africano,

pers.com.), le soufre commence à se former à une température de 165 °C. Le soufre

natif, qui associé au quartz, à la pyrite et à la pyrophyllite dans la roche PAP_09, s'est

probablement formé tardivement à une température inférieure à 165 °C.

Minéraux accessoires

Des mélanges TiO

-SiO

ainsi que de l'anatase (ou rutile) ont été observés au MEB dans les échantillons PAP_08, PAP_13 et PAP_14. Ce mélange serait issu de la silicification des ilménites et magnétites titanifères primaires. L'anatase résiste aux attaques acides et a été observé en inclusion dans la pyrite au MEB dans l'échantillon PAP_08. Dans cette roche, de l'énargite, de l'apatite, de la covellite et des phosphates de terre rares en inclusion dans la pyrite et l'anhydrite ont été identifiés au MEB. Tous ces minéraux sont typiques des phases que l'on trouve dans les systèmes hydrothermaux où l'altération par les fluides est importante. De la muscovite (ou illite) a été identifiée dans cette roche également au MEB et confirmée en DRX (PAP_08, figure 3.39). Ce minéral est souvent associé à la pyrophyllite et au quartz dans les zones d'altération argilique.

2θ °

10 20 30 40 50 60 70

Intensité

Gy Mu Il

Qz An Qz

Py An Gy

Py MuIl

Py Py

Py Qz Py

Qz Qz

Qz

Figure 3.39: Spectre de diffraction des rayons X de l'échantillon PAP_08. Gy: Gypse, Qz: Quartz, An:

Anhydrite, Py: Pyrite, Mu Il: Muscovite/Illite.

3.3.2.3. Assemblage minéralogique

La détermination des minéraux secondaires sur les roches altérées au Papandayan et leur occurrence ont permis de définir 4 assemblages différents.

- La première association (assemblage 1) contient de la pyrophyllite, du quartz ± cristobalite ± natroalunite ± anhydrite ± pyrite ± soufre natif ± gypse (PAP_01, PAP_08, PAP_09, PAP_10, PAP_11).

- Le deuxième assemblage (assemblage 2) est constitué de kaolinite, de quartz, de cristobalite, de natroalunite, d'anhydrite et de pyrite (PAP_05).

- La troisième association (assemblage 3) contient de la natroalunite, de la pyrite, de la cristobalite et ± de la marcassite (PAP_04, PAP_06).

- Le dernier assemblage (assemblage 4) est constitué de quartz, ± cristobalite, ± opale CT, ± pyrite, ± marcassite (PAP_02, PAP_03, PAP_07, PAP_12, PAP_13).

L'identification de ces minéraux permet de cerner les types d'altération qui se

produisent dans le système hydrothermal du Papandayan: depuis une altération à

haute température (≈ 250-300°C) montrée par la présence de pyrophyllite, à une

altération argilique avancée dans des conditions acides (kaolinite, natroalunite) jusqu'à

une silicification totale de la roche (quartz, pyrite).

3.3.3. Géochimie des gaz

Les résultats de l'étude chimique et isotopique des gaz de 1994-1996 sont

présentés dans le tableau 3.7. Les données ont été reprises de Giggenbach, (1996), de

Giggenbach et al. (2001) et de Fischer (comm.pers.). Ces gaz ont été prélevés dans la

zone fumerollienne du Kawah Emas (figures 3.40 et 3.41). En 1994-1996, les

températures s'élevaient jusqu'à 400°C, en 2000-2002 la température maximum

relevée était de 300 °C et après l'éruption de novembre 2002, la température

maximum relevée était de 260 °C.

Figure 3.40: Carte du cratère du Papandayan et localisation des fluides prélevés.

Figure 3.41: Le champ fumerollien au centre du Kawah Emas.