Quelques données sur la minéralogie des laves récentes de l’Etna.

Roberto. Clocchiatti

Laboratoire Pierre Süe, CEA-CNRS

 91191. Gif sur Yvette. France.

La température des laves de l’ETNA lorsqu’elles arrivent à la surface est d’environ 1100°C. Elles sont alors formées par des cristaux et des bulles de gaz qui flottent dans une matrice de silicates fondus. Si la vitesse de refroidissement de la lave est lente la matrice va se solidifier sous forme de petits cristaux, si le refroidissement est rapide elle va se figer sous forme de verre. Le premier cas est celui des coulées qui en fonction de leur épaisseur peuvent employer plusieurs jours, voire mois pour refroidir, le second est celui de l’activité explosive où les petites scories et les ponces arrivent au sol déjà refroidies. L’association cristaux, bulles de gaz, matrice silicatée en fusion est constitue le magma. Les trois états de la matière y sont représentés.

Les cristaux.

De manière un peu arbitraire on distingue deux grands types de cristaux :

-         les phénocristaux, censés cristalliser dans les « réservoirs » en profondeur, sont caractérisés par leur forme régulière qui est un reflet de leur réseau cristallin, par leur dimension suffisante pour que l’on puisse les observer à l’œil nu et par leur couleur.

De manière générale ces cristaux sont en équilibre physico-chimique avec le liquide silicaté à partir duquel ils se sont formés.

-         les microlites sont des petits cristaux, visibles uniquement à la loupe, qui se forment au moment du refroidissement de la lave dans des conditions qui s’éloignent de l’équilibre.

Les cristaux sont classés par familles en fonction de leur structure cristalline déterminée par diffraction des rayons X. Quatre minéraux caractérisent les laves de l’Etna : trois silicates, l’olivine, le pyroxène, le plagioclase et un oxyde.

Les Olivines.

L’olivine est un silicate de fer et de magnésium qui doit son nom à sa couleur vert-olive.

 Dans les laves actuelles (1999-2000) les cristaux sont de taille millimétrique, dans les laves récentes ils peuvent atteindre et dépasser le centimètre (Monti Rossi 1669, Monti Silvestri1892). Les cristaux entiers ont une forme de tonnelet ou de sarcophage. La composition chimique des olivines varie de manière continue d’un pôle ferrique,   la Fayalite ( Fa) à un pôle magnésien, la Forstérite (Fo).

On définit la nature chimique de l'olivine en fonction des proportions respectives de fer et de magnésium. Les olivines magnésiennes cristallisent dans des liquides plus chauds et d’origine plus profonde que les liquides contenant des olivines riches en fer. Les olivines magnésiennes se reconnaissent à leur couleur jaune paille, tandis que les olivines ferrifères sont  de couleur brune orangé.

Dans les laves de l’éruption de février 99 à mars 2000, la composition des olivines varie de Fo68 (% de Forstérite) à Fo84 la distribution des compositions est bi modale avec deux maxima situés autour de Fo71 et Fo80,  ce qui indique que ces minéraux ont cristallisé dans deux liquides légèrement différents. Les olivines sont peu abondantes dans les laves actuelles elles ne représentent pas plus de 3% en volume. Les deux types de cristaux  que l’on trouve dans les laves actuelles se distinguent aussi par leurs compagnons de cristallisation et leurs inclusions vitreuses et fluides.

Les Fo 80 contiennent uniquement des inclusions de verre, petites gouttes de magma piégées au cours de leur croissance en profondeur et plus rarement des inclusions fluides à CO2 et H2O. Les Fo71 incluent de nombreuses inclusions vitreuses associées ou non à des petits cristaux de pyroxène, de plagioclase, d’oxydes de Fe-Ti et d’apatite.

Les pyroxènes.

Les pyroxènes sont des minéraux silicatés de couleur noire.

 Souvent plusieurs cristaux sont regroupés suivant des directions cristallographiques préférentielles. On désigne ces groupements sous le nom de mâclés.  Les pyroxènes mâclés en croix ou en sablier sont fréquents dans les scories des Monti Rossi. Les cristaux sont pluri-millimetriques dans les laves actuelles, ils atteignent 3 cm dans les scories des Monts Silvestri.

Les pyroxènes et les plagioclases sont abondants, généralement en proportions semblables, ils peuvent représenter ensemble 30 à 40 % en volume de la lave. Il existe deux grandes familles de pyroxènes que l’on différencie par leur structure cristalline et par leur composition :

-         les orthopyroxènes qui ont une composition proche de celle de l’olivine, ce sont des minéraux ferromagnésiens.

-         Les clinopyroxènes qui ont une composition complexe  marquée par des teneurs élevées en calcium, en fer et en magnésium. Ces trois éléments sont à la base de la classification de ces minéraux ; le pôle calcique est nommé wollastonite (Wo), le pôle magnésien enstatite (En) et le pôle ferrique ferrosilite( Fs).  Seuls les clinopyroxènes sont présents dans les laves actuelles et récentes de l’Etna.

Comme pour l’olivine on distingue deux gammes de compositions, l’une à tendance  magnésienne que l’on nomme Diopside, l’autre plus riche en fer que l’on nomme Augite.

Le diopside et l’olivine magnésienne cristallisent dans des liquides plus riches en magnésium, plus chauds et à plus grande profondeur que ceux dans lesquels se séparent les olivines riches en fer et les augites .Les fronts de croissance des augites sont soulignés par le piégeage de nombreuses inclusions vitreuses et cristallines, tandis que le diopside contiennent uniquement quelques inclusions.   Fréquemment les pyroxènes de l’Etna montrent des structures zonées où alternent des bandes de croissance à composition de diopside, plus ou moins résorbé, avec des zones à composition d’augite. Ces textures sont  le témoignage de mélanges entre laves  légèrement différentes.

Les plagioclases.

Les plagioclases se présentent sous forme de plaquettes aplaties, un peu comme des boites d’allumettes. Leur couleur est blanche, les cristaux sont « clivés », cela signifie qu’ils présentent de fines fractures parallèles aux faces  qui réfléchissent la lumière et leur confèrent un éclat brillant. Les plagioclases sont des aluminosilicates de sodium et de calcium, il constituent une solution solide entre deux pôles, l’un calcique l’Anorthite (An), et l’autre sodique l’Albite (Ab).

Comme les pyroxènes les plagioclases sont zonés, le cœur des cristaux est calcique (An80) très riche en inclusions vitreuses à grosses bulles de gaz traduisant des fortes pressions de fluides. Les bords des cristaux sont sodiques (An50) dépourvus  de verre ils correspondent à un niveau de cristallisation superficiel. A l’instar  des autres minéraux on retrouve l’empreinte de deux liquides qui en se mélangeant aboutissent à la formation des laves récentes et actuelles de l’Etna.

Les Oxydes.

Les oxydes sont des minéraux de couleur noire en forme de cubes et d’octaèdres qui cristallisent précocement dans les laves les moins magnésiennes. En raison de leurs dimensions inférieures à 0,5mm ils sont difficilement visibles à l’œil nu. Les oxydes des laves de l’Etna sont riches en fer et en titane, mais contiennent aussi des quantités notables de magnésium et d’aluminium. En fonction des teneurs respectives en fer et en titane on les désigne avec les noms de Magnétite et de Titanomagnétite.            

  Les enclaves sédimentaires

L’édifice étnéen est construit sur trois éléments structuraux principaux :

-         L’unité ibléenne qui se rattache à la croûte continentale africaine d’âge Trias à Quaternaire.  De nature  carbonatée ( calcaires et dolomies) cette formation plonge sous le volcan vers le Nord. En d’autres termes l’Etna est situé sur la plaque africaine. Son épaisseur et la nature des roches sous-jacentes sont encore mal connue.

-         L’avant fosse de Gela Catania est occupée par une nappe qui représente l’extension la plus méridionale de la chaîne des Apennins. Elle est formée par des évaporites du Miocène supérieur et par des sables et marnes du plio-pléistocène. A l’aplomb du volcan la discontinuité entre ces deux unités se situe à une dizaine de km.

-         La troisième unité est la chaîne septentrionale qui est constituée par un empilement de nappes considéré comme un fragment de la chaîne appennino-magrébienne. Différentes unités se succèdent de haut en bas : Mont Judica, Imeresi, Panoramides, le flysch numidien, les Sicilidi, Monte Soro et Calabridi. La lithologie de chaque nappe comprend des alternances de niveaux détritiques formés par des carbonates, des argiles, des sables, des argiles, des marnes et des conglomérats.

Les laves de l’Etna traversent cet ensemble, de plus de dix Km. d’épaisseur, elles échantillonnent ainsi une partie de ces sédiments qui vont être remontées à la surface sous forme d’enclaves. En raison de la température élevée du magma les sédiments sont plus ou moins assimilés ou transformés ( thermométamorphisme).Les transformations peuvent aller jusqu’ à la fusion  totale et la cristallisation du liquide ainsi crée.

Curieusement les travaux sur les enclaves de l’Etna sont extrêmement rares. Les premières descriptions reviennent à Silvestri (1884), à Basile (1888), à Duparc et Mrazec (1893) et à Lacroix (1893). Stella Starabba (1910,1922) établit une classification des enclaves des éruptions de 1669, 1883, 1886, 1892 et 1910 en fonction de leur morphologie.

Les enclaves ici décrites proviennent essentiellement des Monti Silvestri (1892) qui avec le Monte Gemellaro , le Monte Frumento delle Concazze et les cônes de 1910 constituent les principaux gisements.

Les enclaves siliceuses.

Elles sont faciles à repérer en raison de leur couleur blanche. Leurs contours sont anguleux

dans le cas de matériaux peu transformés et les textures initiales sont reconnaissables, ils deviennent de plus en plus émoussés  et arrondis au fur et à mesure que la fusion les affecte.

La découverte de bombes torsadées et de billes formées par un verre de composition granitique à texture de ponce, laisse penser que les enclaves se trouvaient sous forme de poches de liquide dans le magma basaltique. En raison de la différence de densité entre le liquide acide et le liquide basaltique elles se sont séparées de ce dernier par un phénomène de « vannage » lors de l’éruption. Ont aussi été rencontrées des « obsidiennes noires » contenant quelques rares cristaux de plagioclase et de quartz arrondis noyés dans un verre de composition granitique.

La minéralogie des enclaves siliceuses.

Le quartz.

Le quartz est un minéral transparent formé uniquement de silicium et d’oxygène. Il a la propriété de cristalliser dans un vaste domaine de température et de pression qui va de la température ambiante et une atmosphère dans les roches sédimentaires aux températures magmatiques et plusieurs milliers d’atmosphères dans les roches profondes ( granites, rhyolites, granulites).  Minéral très résistant aux attaques chimiques et mécaniques  il est le constituant majeur des roches détritiques comme les sables.   

Dans les enclaves siliceuses le quartz est, soit hérité des roches sédimentaires ; il se présente alors en grains arrondis usés par l’érosion, soit cristallisé à partir du liquide de fusion ; il se présente alors en cristaux réguliers à faces bien exprimées. Les polymorphes de la silice tridymite et cristobalite ont aussi été observés.

Les pyroxènes.

A l’instar du quartz, le pyroxène peut être considéré comme un minéral caractéristique des enclaves siliceuses. Il se présente sous forme d’aiguilles de quelques centièmes de mm. Dans le verre acide ou bien dans la zone de contact avec le magma basique où il constitue une auréole de réaction de couleur verte. Les pyroxènes des enclaves se distinguent de ceux des laves par leur composition dépourvue de titane et d’aluminium.

Les verres

L’abondance du verre varie d’une enclave à l’autre en fonction de leur degré de fusion.

Tous les stades de transition existent entre les deux extrêmes représentés par :

-         Les enclaves de type sableux où la seule zone de contact entre l’enclave et le magma est vitrifiée. Le remplissage de l’enclave est alors constitué de grains de sable disjoints.

-         Les enclaves en forme de bombe, boules sphériques ou ovoïdes, bombes fusiformes aux extrémités torsadées  résultant de la fusion très poussée voire totale de l’enclave sédimentaire.

Les enclaves de type sableux sont et de loin les plus abondantes. Elles ont été rencontrées aussi bien dans les laves récentes que dans les laves anciennes ( Monte Frumento delle Concazze, Monte Pomiciaro). En lame mince, le verre est incolore à brun rouge, sa texture est le plus souvent perlitique ou vacuolaire à aspect de ponce.

Dans leur grande majorité les verres sont de nature acide ( 80%> SiO2>60%) . On observe des variations de composition au sein d’une même enclave et à fortiori d’une enclave à l’autre .Ces différences sont imputables à l’hétérogénéité du matériel sédimentaire originel et aux phénomènes de mélange et de diffusion. Les points représentatifs des compositions chimiques des verres ont été reportées dans un diagramme Si-Al-Ca définissent plusieurs domaines qui gravitent autour de la composition chimique moyenne du liquide résiduel des laves. Ceux des enclaves acides se disposent suivant une droite qui réunit le liquide résiduel des laves à un liquide enrichi en silice.

Les enclaves carbonatées.

Beaucoup plus rares que les enclaves siliceuses, elles sont reconnaissables car elles ont conservé leur morphologie originelle. Elles se présentent en plaquettes aux contours anguleux, leurs dimensions varient de quelques millimètres à plusieurs dizaines de centimètres. En fonction de l’intensité des transformations au contact du magma, on observe des échantillons où la phase carbonatée blanchatre et pulvérulente est encore individualisée et d’autres où les carbonates originels ont été remplacés par une para genèse de minéraux calciques :  clinopyroxène,  wollastonite et anorthite. Les textures sédimentaires sont, le plus souvent, bien conservées. La dimension et la morphologie des cristaux, les proportions entre les différents minéraux et leur agencement varient énormément au sein de la même enclave.

Les enclaves mono minérales ne sont pas rares. La limite enclave-magma est marquée par une auréole de clinopyroxène fassaïtique qui évolue vers les augites dans la partie la plus externe de l’auréole. La présence de melilite décrite par Stella Starabba en 1910 est confirmée et pour la première fois sont décrits le sphène, la larnite, la spurrite et le grenat (andradite et melanite).

La minéralogie des enclaves carbonatées.  

La minéralogie des enclaves carbonatées est assez complexe. Les différents  minéraux, si l’on exclut le pyroxène qui est reconnaissable à l’œil nu en raison de sa couleur verte, sont déterminés en microscopie optique et analysée par des techniques de rayons X. Pour cette raison nous nous limiterons à donner quelques renseignements d’intérêt général et citerons les ouvrages où trouver plus de renseignements.

Les clinopyroxènes

Ils sont les minéraux typiques des enclaves carbonatées  où ils forment l’auréole réactionnelle, sorte de gaine, qui isole l’enclave du magma et lui permet ainsi de ne pas être complètement assimilée par le magma. Les clinopyroxènes des enclaves carbonatées se distinguent de ceux des enclaves siliceuses car à l’opposé de ces derniers ils sont très riches en aluminium, en titane et en calcium (Fassaïtes). La partie interne de certaines enclaves est entièrement formée par un pyroxène blanc, clivé la Wollastonite qui est le pôle calcique de la classification des pyroxènes ( voir le paragraphe consacré à la minéralogie des laves de l’Etna).La wollastonite a un intérêt particulier à l’Etna car elle contient des inclusions d’anhydride carbonique ( CO2) qui proviennent de la décomposition ( décarbonatation) des roches calcaires traversées.

En mesurant la densité de ce gaz on peut calculer la profondeur de piégeage ce qui revient aussi à avoir une idée sur la profondeur du réservoir où magma et parois de l’encaissant avaient le temps de réagir. Ainsi le réservoir qui a alimenté l’éruption de 1892 était situé à 1500m. sous les Silvestri (alt.1900m.) , c’est à dire à 400m au-dessus du niveau de la mer dans l’édifice volcanique. Celui de l’éruption des Monti Rossi (alt.700m.) localisé aux environs de 2000m.était plus profond à 1300m dans la pile de roches sédimentaires. Ces résultats soulignent le caractère superficiel des interactions  en accord avec les données géologiques qui situent l’empilement des différentes nappes entre +1500m. et –5000m.

L’anorthite  est le pôle calcique de la famille des plagioclases. Souvent associé au pyroxène et à la wollastonite ils comblent les vides laissés par la cristallisation de ces deux minéraux. Contrairement aux plagioclases des laves l’anorthite des enclaves est très peu zonée. Par contre comme la wollastonite elle contient des inclusions fluides à CO2 qui ont été utilisées pour déterminer les profondeurs de cristallisation.

Les autres minéraux Melilite, Spurrite, Perovskite, Larnite sont des curiosités en raison de leur rareté dans les roches terrestres. Tous ont un point commun, ils traduisent une assimilation de carbonates par les liquides provenant de la fusion des enclaves et localement par le magma.

Les verres.

La quantité de verre interstitiel est variable d’une enclave à l’autre. Au contact du magma la composition du liquide s’identifie à celle du verre résiduel de la lave, par contre elle s’enrichit de façon remarquable en Calcium vers le centre de l’enclave où le taux maximum d’assimilation exprimée en volume de calcaire est de l’ordre de 23%.

Plus rares que les enclaves siliceuses, les enclaves carbonatées sont très intéressantes pour deux raisons :

-         La présence d’inclusions fluides indique qu’une partie du CO2 émis par le volcan trouve son origine dans la décarbonatation des niveaux calcaires traversés, ce qui est confirmé par les études isotopiques des gaz (Allard1986).

-         Les pressions partielles de CO2, déterminées à partir de ces inclusions nous indiquent que la décarbonatation à lieu superficiellement dans les niveaux calcaires des Flysch, là où se trouvaient les réservoirs magmatiques.  La profondeur de ces réservoirs à été déterminée en mesurant la densité de ces inclusions.

Les enclaves hyperalumineuses.

Elles sont décrites pour la première fois dans les laves de l’Etna. Elles doivent leur nom à leur richesse en minéraux dont l’aluminium est le constituant essentiel. Lorsqu’elles sont peu transformées elles peuvent facilement être confondues avec les enclaves carbonatées ou encore avec des agrégats de cristaux des laves. Si la fusion est poussée elles acquièrent des caractères voisins de ceux des enclaves acides fondues tel des contours arrondis ou la forme de petites bombes. On distingue deux grandes catégories en fonction des minéraux qu’elles contiennent :

-Les enclaves à plagioclase et hercynite.

Elles résultent de l’association de nombreux cristaux de plagioclase disposés suivant une série de couronnes concentriques. Les cristaux ont leur forme propre ( ils sont automorphes) et jointifs dans les couronnes les plus externes, leur agencement devient plus lâche vers le centre de l’enclave où ils baignent dans un verre de composition assez proche de celle du liquide résiduel des laves. Toutefois il se distinguent de ce dernier par des teneurs plus élevées en aluminium (20%en poids de Al2O3) et en fer.

Les plagioclases des enclaves se distinguent de ceux des laves car ils contiennent de nombreux cristaux d’ hercynite, de titanomagnetite et des globules de sulfure de fer et de cuivre (chalcopyrite). L’hercynite est un oxyde d’aluminium avec du fer et du magnésium, sa couleur verte permet de le distinguer des autres oxydes qui sont noir ou rougeâtres.

­- Les enclaves à cordiérite.

De forme globulaire et de dimensions centimétriques elles sont caractérisées par des textures

 ( la manière dont les cristaux sont disposés les uns par rapport aux autres) complexes où alternent des domaines lenticulaires cristallisés avec des zones vitreuses claires et vacuolaires.

-         La cordiérite est un silicate d’alumine, de fer minéral et de magnésium caractéristique des roches métamorphiques et des magmas anatéctiques. Les roches métamorphiques sont des roches qui résultent de la transformation de roches sédimentaires par enfouissement accompagné d’une augmentation de la  pression et de la température. Les transformations sont progressives.

 Les minéraux de la roche sédimentaire, stables à basses température et pression, sont remplacés par des minéraux stables dans les nouvelles conditions de température et de pression (roches métamorphiques). Lorsque ces transformations vont jusqu’à la fusion des roches sédimentaires on parle de magmas anatéctiques. Ces magmas sont bien connus en Toscane (Roccastrada  et S.Vincenzo) et en Tunisie Septentrionale (Aïn el Deflaia). Les enclaves hyper alumineuses sont le résultat d’un processus analogue mais où l’agent principal de transformation des sédiments est la température de la lave d’ou le terme de thermométamorphisme. Les autres minéraux de ces enclaves sont l’hercynite, déjà citée, le plagioclase et la sillimanite. La sillimanite est un silicate d’aluminium qui se présente en fibres et en petits cristaux tabulaires qui donnent à l’enclave un aspect brillant. Les verres sont très abondants, transparents et vésiculaires. Leur composition est très proche de celle de verres des enclaves acides. Ces enclaves proviennent très vraisemblablement de la transformation de sédiments marno-argileux ou de schistes.

Conclusions 

Contrairement à une idée généralement admise les enclaves ne sont pas rares dans certaines laves de l’Etna. Elles montrent une grande variabilité de faciès, qui est liée à l’hétérogénéité pétrographique de la zone d’apport. Malgré cela trois grands groupes ont été distingués. Du point de vue minéralogique il convient de signaler que certains minéraux comme la cordiérite, la sillimanite, l’hercynite, le grenat, la larnite, la spurrite  sont signalés pour la première fois à l’Etna.

Les enclaves constituent un témoignage indiscutable des interactions entre le magma et les parois du système d’alimentation représenté par les roches du soubassement sédimentaire.

Plusieurs processus réactionnels ont été mis en évidence.

-La fusion plus ou moins poussée de certains sédiments comme les sables micacés et les schistes donne naissance à des liquides granitiques. Ces liquides ne se mélangent pas ou peu avec le magma de l’Etna pour des raisons comme les contrastes de viscosité et de composition ou encore parce que les temps de contact ne sont pas suffisants. Le mélange est aussi contrarié par la formation d’une couronne de pyroxènes réactionnels qui constitue une carapace qui isole l’enclave de son milieu environnant. Les liquides de composition granitique ont été rencontrés dans les enclaves siliceuses où il cristallisent du quartz et des pyroxènes et dans les enclaves hyper alumineuses où ils cristallisent  de l’hercynite , de la cordiérite, de la sillimanite, du plagioclase.

-Dans les enclaves carbonatées, les mécanismes qui interviennent sont différents.

On assiste à la déstabilisation des carbonates qui libèrent du calcium et du CO2.

Une partie du calcium pourra être, tout au moins localement, dissoute dans le magma de l’Etna, l’autre va réagir pour donner des minéraux comme la fassaïte, la wollastonite et l’anorthite. Le CO2 libéré va suivre deux voies différentes : une partie va être émise avec les gaz d’origine profonde, l’autre est piégée sous forme d’inclusions fluides dans les minéraux qui cristallisent au moment des réactions entre le magma et les sédiments. Ces inclusions vont  permettre, par la mesure de leur densité, de localiser la profondeur de cristallisation des minéraux des enclaves et d’avoir une idée de la profondeur minimale des réservoirs magmatiques.