Le système hydrothermal du Piton de la Fournaise

Anthony FINIZOLA (Université de La Réunion- IPGP)
Stéphanie BARDE-CABUSSON (Hawai’i Institute of Geophysics and Planetology)

Figure 1.  Éruption phréato-magmatique au sein du Dolomieu en 1961.
Image © Jean Legros.

Etude des systèmes hydrothermaux

        A l’intérieur des volcans, l’eau et le magma cohabitent. Leur interaction génère une circulation de fluides chauds et acides, qui forment les systèmes hydrothermaux. On peut parfois en observer l’une des manifestations : ce sont ces fumées blanches – fumerolles – qui s’échappent de la surface lorsque le temps s’y prête.

        Les systèmes hydrothermaux constituent un des éléments clés dans l’analyse du comportement d’un volcan. Les localiser permet de connaître les zones de fragilité maximale de l’édifice. Observer leurs modifications donne d’importantes indications sur des risques potentiels : ils permettent, par exemple, d’identifier des signes précurseurs d’éruptions volcaniques.

        Tenter de mieux cerner le rôle des systèmes hydrothermaux est donc essentiel dans la compréhension du rôle parfois imprévisible des volcans.

        Plusieurs méthodes permettent de localiser ces fluides. L’une d’elles, dite « de polarisation spontanée » – elle permet de mettre en évidence la polarisation du sol – a l’avantage d’être très simple et de donner de très bons résultats.

        Pour comprendre le rôle des systèmes hydrothermaux, il faut d’abord comprendre de quoi ils sont formés. À la surface, les eaux de pluie – dites météoriques – s’infiltrent dans les volcans jusqu’à quelques centaines de mètres. En profondeur, près de la dernière poche de magma, ces eaux s’acidifient en absorbant les gaz magmatiques (tels que dioxyde de carbone, dioxyde de soufre...). Elles augmentent leur température, parfois jusqu’à l’ébullition. Ces fluides remontent alors sous forme de vapeur. En surface, quand les conditions le permettent, cette eau forme des fumerolles ou bien elle se condense sous la surface pour s’infiltrer à nouveau en profondeur.

        Ces circulations de fluides chauds et acides, qui forment les systèmes hydrothermaux, fragilisent l’intérieur des volcans, car elles altèrent les roches en argile pendant leur parcours. Savoir où se trouvent ces fluides est donc d’un intérêt majeur pour connaître les zones de fragilité maximale d’un édifice volcanique. La faible cohésion de ces zones peut en effet conduire à un lent étalement des volcans sous leur propre poids. Un séisme, ou l’arrivée de magma en profondeur, associés à un tel état de fragilité pendant une crise volcanique, peut aboutir à la déstabilisation catastrophique de tout un flanc du volcan.

        Par ailleurs, l’altération produite par les systèmes hydrothermaux, via des processus de dissolution-recristallisation, risque de perturber la circulation des fluides dans l’édifice. Ainsi, si une zone hydrothermale interagit avec le magma, des phénomènes très explosifs peuvent se produire (dynamismes phréatiques ou phréato-magmatiques), comme cela s’est d’ailleurs déjà produit dans le passé historique récent du Piton de la Fournaise, de façon plus ou moins intense, en : 1753, 1766, 1776, 1791, 1802, 1812, 1814, 1821, 1860, 1890, 1905, 1953, 1961, 1965, 1986, 2002, 2004 et 2007. Ces événements mettent souvent en jeu une interaction violente entre une phase liquide (système hydrothermal) et la phase magmatique. Dans de nombreux cas, cette interaction est la conséquence d’un effondrement dans la zone sommitale de l’édifice, associé soit à la formation d’une caldeira ou d’un cratère d’effondrement (correspondant au terme anglais « pit crater »).

        La figure 1 illustre ce type de dynamisme phréato-magmatique au sein du cratère Dolomieu en 1961.

        Surveiller les systèmes hydrothermaux est également essentiel pour identifier des signes précurseurs d’éruptions volcaniques, car ces systèmes enregistrent en général les premières perturbations liées à des mouvements géologiques et/ou à l’arrivée de magma en profondeur.

Figure 2.  Mesures de polarisation spontanée effectuées en Août 2006 sur le fond du cratère Dolomieu quelques mois avant que ce dernier ne s’effondre en Avril 2007.
Image © Anthony finizola

La méthode de polarisation spontanée

        Parmi les diverses techniques permettant d’étudier les systèmes hydrothermaux, la méthode de Polarisation Spontanée (ou PS) est sans aucun doute la plus simple. L’objectif est d’étudier les différences de potentiels électriques naturels qui existent dans le sol. En contexte volcanique, la création d’une différence de potentiel dans le sol provient d’un phénomène électrocinétique : lorsqu’un fluide circule dans un milieu poreux solide, le mouvement relatif entre la phase solide et la phase liquide crée un champ électrique. On mesure donc le champ électrique généré par le sol, qui fonctionne comme une pile électrique. La méthode est facile à mettre en oeuvre et l’instrumentation est légère : un voltmètre, une paire d’électrodes impolarisables et des câbles électriques de liaison (figure 2). La grandeur mesurée est une tension, elle s’exprime donc en Volts ou le plus souvent en milliVolts.

        Cette méthode a d’abord été inventée et utilisée pour des applications dans le domaine de la prospection minière. Elle provient d’expériences menées par l’anglais Fox sur des gîtes métallifères, en 1830. Mais le dispositif de départ avait des défauts. Il est progressivement amélioré, et ce n’est qu’en 1920, grâce à Schlumberger, que la méthode devient un véritable outil de prospection minière, puis pétrolière. La PS se diversifie ensuite avec des applications en hydrogéologie dès la fin des années 60. L’objectif est alors de localiser les zones de circulation préférentielle d’eaux souterraines. Parallèlement, au cours des grands projets de recherche géothermique des années 70 et 80, des scientifiques mettent en évidence des anomalies PS de grande amplitude. Plus récemment, les spécialistes de la surveillance volcanologique se sont intéressés aux potentialités de la PS pour détecter des variations de la circulation des fluides. Les chercheurs espèrent ainsi identifier de nouveaux signes précurseurs d’éruptions volcaniques ou de tremblements de terre.

        D’autres propriétés physiques peuvent être utilisées pour localiser, en surface, en deux voir trois dimensions, les circulations de fluides hydrothermaux. On peut étudier la température des roches à la surface (thermométrie par imagerie infrarouge et cartographie au sol) ou le mouvement des fluides par le biais de la sismologie. On étudie aussi les propriétés électriques conductrices des fluides par diverses méthodes d’investigation géoélectrique qui permettent de mesurer la difficulté plus ou moins grande pour un courant électrique de traverser un corps (résistivité). Dernière approche : l’étude de la perméabilité du sous-sol en analysant les remontées de gaz, le plus souvent le dioxyde de carbone (CO₂), second gaz magmatique après la vapeur d’eau.

        C’est par le couplage de l’ensemble de ces techniques que l’on peut avoir la meilleure vision d’ensemble des processus de circulation et d’altération hydrothermale au sein des volcans. Une étape fondamentale pour mieux prévenir les catastrophes.

Figure 3.  Modèle numérique de terrain du Piton de la fournaise.
« NRZ », « SRZ » et « RZ » signifient Rift Zone Nord, Rift Zone Sud, et Rift Zone respectivement. Le point noir noté « SP Ref » localise le point de référence PS en bordure de l’océan Indien. « B » et « D » localisent les cratères Bory et Dolomieu respectivement (d’après Barde-cabusson et al., 2012).

Etude par polarisation spontanée du cône terminal du Piton de la Fournaise

        Comme précisé dans les chapitres précédents, l’étude des systèmes hydrothermaux de volcans actifs, a pour but à la fois d’appréhender de possible éruptions phréatiques ou phréato-magmatiques, mais aussi de connaître les plans de faiblesse mécanique à l’échelle d’un édifice volcanique, pouvant évoluer vers des événements catastrophiques (destabilisation à grande échelle).

        En effet, les plans de fragilité d’un édifice volcanique présentent une perméabilité plus importante permettant la circulation préférentielle de fluides à l’aplomb de ces zones.

        Le Piton de la Fournaise, tout comme bon nombre d’îles volcaniques, possède des cicatrices de glissement en mer, particulièrement marquées dans le relief, comme en témoigne la grande structure en forme de fer à cheval, allant de l’Enclos Fouqué jusqu’au Grand Brûlé en passant par les Grandes Pentes (figure 3).

        Le cône du Piton de la Fournaise est quant à lui affecté par trois principales zones de faiblesse structurales appelées Rift Zones. Ces dernières sont identifiées grâce à une densité plus importante de points de sortie du magma :
– une Rift zone N120°, correspondant à l’échelle de l’île de La Réunion, à l’axe Piton des Neiges
- Piton de la Fournaise,
– une Rift zone Nord, de forme courbe, située au Nord du cône terminal du Piton de la Fournaise, et
– une Rift zone Sud, de forme courbe également, située au Sud du cône terminal du Piton de la Fournaise (figure 3).

Figure 4.  carte de polarisation spontanée (PS) du cône terminal du Piton de la fournaise. Les lignes noires en trait fin représentent les fissures éruptives visibles sur le terrain (d’après Michon et al., 2009a). Les lignes bleu clair représentent les fissures éruptives entre 1998 et 2007 (Peltier et al., 2009). Les lignes noires en trait gras correspondent à la localisation estimée des dykes associés aux éruptions proximales entre 1981 et 2006 (d’après Michon et al. (2009a). « PB » signifie cratère d’effondrement du Pré-Bory, « S » cratère d’effondrement de la soufrière, et « PP » cratère d’effondrement du Petit Plateau. Les lignes bleu foncé correspondent aux limites structurales majeures influençant les mesures PS. Les points ou traits blancs correspondent aux points de mesures (d’après Barde-cabusson et al., 2012).

        En Juillet-Août 2006, une grande campagne de PS a permis de couvrir la totalité du cône terminal du Piton de la Fournaise en réalisant 24 profils radiaires de 200 m de long avec des mesures tous les 2 m, avec un profil sur deux, soit douze profils au total, qui ont pu être reliés, avec des mesures tous les 20 m, au sentier faisant le tour à la base du cône terminal du Piton de la Fournaise.

        Dans la zone sommitale, le cratère du Dolomieu qui n’était pas affecté en Juillet 2006 par le grand effondrement d’Avril 2007, a été carté en PS ainsi que le Bory, par le biais de 15 et 4 profils radiaires respectivement (point ou trait blancs de la figure 4).

        Le résultat de cette cartographie PS, montre clairement à l’échelle du cône terminal, trois zones d’anomalies, présentant des maxima, radiaires par rapport à la zone sommitale (zones jaune-orange sur la figure 4), orientées globalement vers le Nord, le Sud et l’Est. Bien que l’ensemble du cône sommital du Piton de la Fournaise soit affecté par des remontées convectives (la PS augmente en se rapprochant du sommet), ces trois zones représentent les axes privilégiés de circulation des fluides hydrothermaux à l’échelle du cône terminal.

        Ces circulations préférentielles de fluides sont en concordance avec la localisation des fissures éruptives visibles sur le terrain (voir les lignes noires en trait fin sur la figure 4), les fissures éruptives sur la période 1998 et 2007 (lignes bleu clair) et la localisation estimée des dykes associés aux éruptions proximales entre 1981 et 2006 (lignes noires en trait gras).

        L’intensité des remontées hydrothermales est maximale dans la zone sommitale (zones rouge-orange intense sur la figure 4). Ces zones de remontés préférentielles de fluides hydrothermaux sont limitées latéralement par les limites structurales de divers cratères tels que le Dolomieu, le Bory, ainsi que les cratères d’effondrement du Pré-Bory, Soufrière et Petit Plateau.

Figure 5.  (a) Photo prise de 6 Avril 2007 (Image © Gendarmerie nationale) depuis le cratère du Bory regardant en direction de l’Est et
(b) son interprétation; les zones en rouges correspondent au coulées de lave émises durant la période éruptive allant du 30 Août 2006 au 1er Janvier 2007, et pas encore refroidies en sub-surface en Avril 2007.
(c) sur le côté est du cratère du Dolomieu, notre carte PS de 2006 montre une décroissance des valeurs qui peut être interprété comme le contrôle de la circulation hydrothermale par une limite structurale préexistante à l’intérieur du Dolomieu (ligne blanche en pointillés). En 2007, cette structure a conduit à la formation du plateau Est durant une étape de l’effondrement de la caldeira du Dolomieu.
(d) carte structurale schématique de l’effondrement par étapes d’Avril 2007 de la caldeira du Dolomieu (d’après Michon et al., 2007) (d’après Barde-cabusson et al., 2012).

        La cartographie PS détaillée de la zone sommitale, présentant les 24 radiales externes aux cratères Dolomieu et Bory et les 19 profils radiaires internes aux deux cratères est présenté sur la figure 5c. On note clairement à l’intérieur du cratère Dolomieu que l’amplitude des anomalies décroit en allant vers l’Est du Dolomieu. Cette décroissance (transition rouge / jaune) est rapide et se distribue spatialement selon un arc de cercle (pointillés blanc sur la figure 5c). Quelques mois plus tard, entre le 5 et le 7 avril 2007, la zone sommitale du cratère Dolomieu s’effondre, laissant place à une caldeira d’environ 1 km de diamètre et 320 m de profondeur (figures 5a, 5b). Cet effondrement s’est réalisé en plusieurs étapes. Le premier stade de cet effondrement a laissé un plateau Est, qui ne s’est effondré que dans un second temps («Eastern plateau » sur la figure 5d). La limite de la zone incurvée entre l’effondrement initial et le plateau Est, reprend la limite du gradient de potentiel observé sur la carte PS mesurée quelques mois avant l’effondrement. Cet effondrement du Dolomieu en plusieurs étapes a donc repris des limites structurales et des zones de faiblesse préexistantes. Ces résultats montrent le potentiel de la méthode PS pour révéler des différences dans la circulation des fluides dans le sol, pouvant être associé à des variations de perméabilité et pouvant évoluer vers des effondrements catastrophiques.

        Sur la base des résultats de cette cartographie PS, un modèle général de circulation des fluides hydrothermaux du cône terminal du Piton de la Fournaise est proposé en figure 6.

Figure 6.  carte synthétique (gauche) et bloc 3D (droite) des principales caractéristiques mises en évidence par le signal de polarisation spontanée. Dans la carte synthétique, n10°, n25° et n110-120° se réfèrent aux directions des riftzones (zones gris pale). Les points rouges font référence aux cinq maxima en PS mis en évidence autour des cratères Dolomieu et Bory. Dans le bloc 3D, les flèches noires soulignent les principales limites structurales impliquées dans l’effondrement du Dolomieu d’Avril 2007; les flèches rouges représentent les remontées de fluides hydrothermaux. La circulation hydrothermale en profondeur est située au-dessus des 1000 m sous la surface du sol, en utilisant les données de résistivité de Lénat et al. (2000). Les flèches bleues représentent les écoulements d’eau par infiltration et par écoulement latéral, comme proposé par Join et al.(2005) (d’après Barde-cabusson et al., 2012).

        Les zones de circulations préférentielles des fluides hydrothermaux associés à la rift zone Nord et la rift zone Sud, correspondent aux zones de fragilité majeure de l’édifice. Cet axe de faiblesse mécanique correspond à l’endroit le plus probable qui pourrait évoluer en un futur plan de glissement; c’est pourquoi, ce secteur fait l’objet d’une recherche en cours (2017 - 2019) dans le cadre d’un projet français financé par l’Agence Nationale de la Recherche (ANR), le projet SlideVOLC, piloté par Aline Peltier.

        Une vidéo de la mission de terrain du projet SlideVOLC, présentant les résultats préliminaires est disponible sous youtube en tapant : « piton de la fournaise un volcan en glissement », ou bien à partir du site https://www.4scienceprod.com/.