Oxydation | Roulements en plastique inc.

Rapports scientifiques volume 13, Numéro d'article : 7117 (2023) Citer cet article

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Les cristaux de taille nanométrique (nanolites) jouent un rôle important dans le contrôle des éruptions en affectant la viscosité des magmas et en induisant la nucléation des bulles. Nous présentons des analyses pétrographiques microscopiques et nanoscopiques détaillées de la pierre ponce contenant et sans nanolite de l'éruption de 2021 de Fukutoku-Oka-no-Ba, au Japon. L'assemblage minéral de nanolite comprend la biotite, qui est absente de l'assemblage minéral phénocristal, et la magnétite et le clinopyroxène, qui sont observés sous forme de phénocristaux. La frontière entre le verre brun portant des nanolites et le verre incolore sans nanolites est nette ou graduelle, et les frontières nettes apparaissent également nettes au microscope électronique à transmission. L'analyse de la structure fine d'absorption des rayons X (XAFS) du verre volcanique a révélé que le verre incolore sans nanolite enregistre une fugacité d'oxygène de QFM + 0,98 (unités log), tandis que le verre brun portant des nanolites enregistre une fugacité d'oxygène apparente plus élevée (~ QFM + 2). La modélisation thermodynamique à l'aide de MELTS indique que des fugacités d'oxygène plus élevées augmentent la température du liquidus et induisent ainsi la cristallisation des nanolites de magnétite. L'assemblage de minéraux hydratés de nanolites et les estimations de fugacité d'oxygène du verre suggèrent qu'un fluide oxydant fourni par un magma mafique chaud a induit la cristallisation de nanolites dans le réservoir de magma, avant la fragmentation du magma. La cristallisation de la nanolite induite par l'oxydation a ensuite amélioré la nucléation hétérogène des bulles, entraînant une convection dans le réservoir de magma et déclenchant l'éruption.

Les cristaux à l'échelle nanométrique, connus sous le nom de nanolites, jouent un rôle important lors des éruptions. Les nanolites se distinguaient à l'origine des microlites par une rupture prononcée de la distribution de la taille des cristaux (CSD) à < 600 nm1, et Mujin et al.2 ont ensuite redéfini les nanolites comme des cristaux de 30 à 1 000 nm de longueur et les ultrananolites comme des cristaux de < 30 nm de longueur. Les études pétrographiques conventionnelles des nanolites ont nécessité des systèmes d'observation à haute résolution, par exemple, le microscope électronique à transmission (TEM) ou le microscope électronique à balayage à haute résolution (HR-SEM). La microscopie Raman a rendu la détection des nanolites d'oxyde Fe-Ti (magnétite) de plus en plus facile3,4. On pense généralement que la cristallisation des nanolites reflète des processus peu profonds, y compris l'ascension du magma dans le conduit4,5,6,7,8 et le processus de refroidissement après la fragmentation du magma9. Il a également été démontré que la cristallisation des nanolites de magnétite peut améliorer l'explosivité d'une éruption en augmentant la viscosité du magma ou en augmentant la nucléation des bulles4,10,11,12,13. Cependant, de récentes expériences in situ indiquent que bien que la cristallisation des nanolites augmente la viscosité, l'effet d'augmentation de la fonte naturelle n'est pas aussi élevé que prévu à partir de matériaux analogues14, et la relation entre les nanolites et les processus volcaniques reste floue. De plus, la façon dont la cristallisation des nanolites (ou la nucléation des bulles) commence dans le magma en éruption reste incertaine.

Fukutoku-Oka-no-Ba (FOB) est un volcan sous-marin de l'arc Izu-Ogasawara dans le nord-ouest du Pacifique, à environ 1300 km au sud du Japon continental (24°17.1′N, 141°28.9′E). Le sommet du volcan a une forme ovale plate d'une longueur de 1,5 × 1 km à une profondeur d'environ 30 m sous le niveau de la mer avant l'éruption de 202115. Du 13 au 15 août 2021 (heure normale du Japon), il y a eu une éruption explosive sur le volcan16,17,18. Sur la base de l'observation par satellite, Maeno et al.16 ont indiqué que la colonne d'éruption était riche en eau avec une petite quantité de matériaux volcanoclastiques, et donc, l'explosivité de l'éruption a été augmentée par une interaction entre l'eau de mer et un taux de décharge de magma élevé. L'éruption a produit un grand radeau de pierre ponce, principalement composé de pierre ponce de couleur grise, qui a été transporté vers l'ouest par les courants océaniques sur plus de 1000 km18,19. Le radeau de pierre ponce est arrivé d'abord sur les côtes pacifiques des îles japonaises et a ensuite voyagé vers l'ouest sur un total de > 5000 km, arrivant dans le golfe de Thaïlande20. De grandes quantités de pierre ponce flottante peuvent endommager les écosystèmes côtiers et avoir un impact sur l'économie16,18,21. Les analyses géochimiques et pétrologiques de la pierre ponce de dérive ont montré que malgré leurs couleurs variables (gris, ambre, marron et noir), elles ont des compositions trachytiques presque homogènes avec des teneurs en SiO2 et Na2O + K2O de 60–65 et 8–10 % en masse, respectivement18. Bien que les clastes de pierre ponce déposés aient subi plusieurs processus d'abrasion et d'élimination au cours de la dérive sur plus de 1000 km et pendant 2 mois, la tendance générale du type de pierre ponce, c'est-à-dire que la majorité est de type gris, est restée la même par rapport à celle observée dans les 10 jours après l'éruption sur la mer16,19. La pierre ponce de différentes couleurs se produit soit en clastes indépendants, soit ensemble dans un claste unique avec des limites graduelles ou nettes. Une caractéristique notable de la pierre ponce FOB est la présence courante de petits volumes de pierre ponce noire alors que la majorité était de la pierre ponce grise. La pierre ponce noire a une composition similaire à la pierre ponce grise qui constitue la majeure partie du dépôt, bien qu'elles aient des microtextures différentes. La microscopie Raman a montré que le verre brun de la pierre ponce noire contient des nanolites de magnétite qui ont augmenté la viscosité à l'état fondu et ont donc joué un rôle dans l'éruption explosive FOB de 202118.

Nous avons effectué une étude approfondie du verre portant des nanolites dans la pierre ponce FOB, y compris l'analyse TEM, la microanalyse Fe K-edge XANES (X-ray absorption near edge structure) et la modélisation thermodynamique. L'échantillon étudié (AYA-2) est un clast de pierre ponce unique composé de parties grises et noires avec une limite nette et a été collecté sur la côte nord-est d'Amami Ōshima (28 ° 28,4′N, 129 ° 42,9′E) le 18 octobre 2021 (Fig. 1 supplémentaire). Des descriptions pétrographiques de base de cet échantillon ont été présentées18. Nous discutons également de la façon dont la cristallisation des nanolites s'est produite dans le réservoir de magma FOB et a affecté l'éruption.

Le radeau de pierre ponce de l'éruption FOB de 2021 se compose principalement de pierre ponce grise avec une petite quantité de pierre ponce noire et de différentes couleurs (y compris l'ambre et le brun). La pierre ponce noire et brune est constituée de verre brun avec une signature Raman nanolite de magnétite, avec un pic18 à ~ 670 cm−1. En revanche, la pierre ponce grise et ambrée est composée de verre incolore et sans nanolite. Les microlites visibles n'ont pas été identifiées dans la pierre ponce grise, alors que la pierre ponce noire contient de rares microlites de clinopyroxène et d'olivine18. La pierre ponce noire se présente soit sous forme de clastes individuels, soit mélangée à la pierre ponce grise18,20.

La pierre ponce grise et noire présente souvent des textures différentes (Fig. 1a,d,e). Des vésicules plus petites et plus allongées ont été observées dans la masse de la pierre ponce grise, tandis que celles de la pierre ponce noire étaient plus grandes et plus sphériques (Fig. 1d, e). Les grands axes des bulles ont été estimés à l'aide d'un ajustement d'ellipsoïde. Bien que de grosses bulles (> 500 μm) aient été identifiées dans les deux types de verre, la plupart des bulles dans le verre incolore étaient < 50 μm. Les longueurs moyennes des bulles dans le verre incolore et brun étaient respectivement de 73 et 128 μm. Les limites entre la pierre ponce grise et noire variaient : certains clastes contenaient des limites nettes entre le verre brun (pierre ponce noire) et incolore (pierre ponce grise) au microscope optique (Fig. 1b), tandis que d'autres présentaient un changement progressif du brun au verre incolore (Fig. 1c). Les assemblages de minéraux phénocristaux sont similaires dans les deux types de pierre ponce (clinopyroxène, plagioclase et magnétite et olivine mineures), et la plupart des minéraux ont des compositions similaires, à l'exception de ceux qui proviennent probablement d'un magma mafique18,20. Par exemple, deux types d'olivine sont observés dans la pierre ponce FOB : une relativement riche en Fe (Mg# = molaire Mg/[Mg + Fe] ~ 65) sans zonation compositionnelle et une avec un plateau à haute teneur en Mg (Mg# ~ 90) et des teneurs en Mg décroissantes vers les bords18. Ce dernier type d'olivine est observé dans ou étroitement associé à la pierre ponce noire18,20.

(a) Photomicrographie de la limite entre la pierre ponce noire (verre brun) et la pierre ponce grise (verre incolore). La boîte bleue indique la position de la photomicrographie agrandie illustrée en (b). La photographie en médaillon montre l'ensemble du clast. (b) Vue agrandie de la frontière entre les verres brun et incolore. La ligne noire indique la position de l'analyse TEM. ( c ) Limite graduelle entre le verre brun et incolore dans un claste de pierre ponce différent. (d, e) Images électroniques rétrodiffusées représentatives des domaines de verre (d) brun et (e) incolore. Le verre brun a de plus grosses bulles sphériques, tandis que le verre incolore a de petites bulles allongées. Des histogrammes des longueurs des grands axes des bulles sont également présentés. ( f ) Image en champ clair TEM de la zone indiquée en ( b ). La frontière entre les verres bruns et incolores est nette à cette échelle. Des nanolites de clinopyroxène relativement gros sont observés. ( g ) Vue agrandie du verre brun, montrant des nanolites de magnétite d'environ 20 nm de longueur et des nanolites de biotite d'environ 100 nm de longueur. Les abréviations sont clinopyroxène (Cpx), biotite (Bt) et magnétite (Mag).

Nous avons effectué des analyses TEM sur la frontière nette entre les deux types de verre pour identifier les différences entre le verre brun contenant des nanolites et le verre incolore sans nanolites (Fig. 1b).

L'analyse TEM a révélé trois types de nanolites dans le verre brun. En revanche, le verre incolore était sans cristal même à l'échelle de l'analyse TEM (Fig. 1f). Les plus gros grains étaient du clinopyroxène, avec des axes longs < 300 nm. En revanche, les grains blocs abondants < 20 nm étaient de la magnétite (Fig. 1g). Des grains tabulaires occasionnels < 100 nm de longueur ont été observés, ce qui a donné des signatures EDS K, Al et Mg, suggérant qu'il s'agissait de biotite.

Les nanolites de magnétite étaient orientées au hasard ; cependant, les grains allongés de clinopyroxène et de biotite étaient faiblement alignés (sous) parallèlement à la limite entre le verre brun et incolore. La phase solide à l'échelle nanométrique représentait environ 12% en volume de l'échantillon sur la base de l'image TEM (Fig. 1g).

Les spectres XANES représentatifs obtenus par des analyses ponctuelles des verres incolores et bruns sont présentés à la Fig. 2a – d avec les rapports Fe3 + / ΣFe calculés. Les rapports Fe3+/ΣFe des verres incolores et bruns étaient respectivement de 0,24 à 0,28 (n = 4) et de 0,31 à 0,36 (n = 8). De plus, les spectres XANES du verre brun avaient un pic relativement net à ~ 7129,5 eV qui peut être attribué à la magnétite22, indiquant que nous avons analysé le verre brun comme le mélange de nanolite et de verre de silicate amorphe. La présence de nanolites de magnétite peut invalider l'énergie centroïde Fe XANES utilisée dans l'étalonnage du rapport Fe3+/ΣFe ; par conséquent, ces valeurs doivent être interprétées avec prudence. Bien que le véritable rapport Fe3+/ΣFe de la partie amorphe dans le verre brun soit incertain, il convient de noter que l'ensemble du mélange du verre brun, c'est-à-dire nanolite + partie amorphe, est riche en Fe3+ et est plus oxydé que le verre incolore sans nanolite.

Spectres XANES représentatifs des verres (a) bruns et (b) incolores. (c, d) Vue agrandie de la région de pré-bord indiquée par la boîte en pointillés en (a) et (b). Des ajustements gaussiens pour les pics Fe2+ et Fe3+ sont également présentés. Les rapports Fe3+/ΣFe ont été calculés en utilisant l'étalonnage pour le verre de rhyolite d'Okumura et al.39. (e) Image XANES 2D de la frontière entre les domaines de la pierre ponce noire et grise. La section épaisse analysée a été réalisée à partir du clast utilisé pour l'analyse ponctuelle. Les zones avec des rapports Fe3+/ΣFe plus élevés sont les phénocristaux de clinopyroxène et de magnétite, indiqués par des flèches.

L'analyse XANES 2D a également montré que le verre brun dans la pierre ponce noire avait des rapports Fe3 + / ΣFe plus élevés que le verre incolore dans la pierre ponce grise (Fig. 2e).

Bien que l'échelle de temps de la formation de nanolites soit courte et que le processus métastable ou déséquilibré puisse être attendu, la modélisation de la phase thermodynamique peut être utilisée comme un indicateur utile pour considérer son processus de formation. L'assemblage minéral stable pour la composition de la pierre ponce FOB a été calculé à l'aide du modèle rhyolite-MELTS v.1.2.x23. La pierre ponce FOB a une gamme étroite de compositions de roche entière, malgré son apparence18. Toute la composition rocheuse de FOB-JMA-1818 a été utilisée dans la modélisation.

La fugacité d'oxygène (fO2) des verres incolores et bruns a été calculée en utilisant la formule de 24, la composition de FOB-JMA-18 et la pression et la température rapportées du réservoir de magma (930 ° C et 250 MPa18). Dans ces conditions et avec le rapport Fe3+/ΣFe mesuré, les valeurs de log(fO2) du verre incolore par rapport au tampon QFM (quartz–fayalite–magnétite) sont QFM + 0,98. Bien que les spectres XANES du verre brun incluent un signal des nanolites de magnétite, nous utilisons le rapport apparent Fe3+/ΣFe pour calculer une fO2 de QFM + 2,04 pour le verre brun.

Pour modéliser l'apparition de nanolites et de phénocristaux dans le réservoir de magma, nous avons utilisé une température fixe de 930 ° C et une pression de 250 MPa et modifié la teneur en fO2 et en eau, comme résumé sur la figure 3a. La magnétite est stable dans toutes les conditions modélisées. L'olivine, avec un Mg # d'environ 60, s'est avérée stable uniquement dans des conditions réduites (QFM - 0,5) et humides (H2O = 6 % en masse), tandis que les autres minéraux phénocristaux (clinopyroxène, plagioclase et magnétite) étaient stables dans des conditions plus oxydées (QFM + 1,5 et + 2) avec des teneurs en eau relativement élevées (5 % en masse).

Phases stables selon MELTS_Excel à (a) pression et température fixes et fugacité d'oxygène et teneur en eau variables, (b) pression et teneur en eau fixes (5 % en masse) et fugacité et température d'oxygène variables, et (c) température et teneur en eau fixes (5 % en masse) et fugacité et pression d'oxygène variables. Les abréviations sont plagioclase (Pl), orthopyroxène (Opx), clinopyroxène (Cpx), olivine (Ol), biotite (Bt) et magnétite (Mag).

Nous avons également modélisé les relations de phase avec l'évolution de la température et de la fO2 à une pression constante de 250 MPa et une teneur en eau fixe de 5 % en masse (Fig. 3b). La température du liquidus atteint > 1100 °C à QFM + 2, alors que des conditions plus réduites donnent des températures plus basses (< 1000 °C). La biotite cristallise à une fO2 relativement élevée (> QFM + 0) et à des températures basses (< 925 °C).

Pour évaluer davantage la stabilité de la biotite, nous avons modélisé des pressions variables et fO2 à une température constante de 900 ° C et une teneur en eau de 5 % en masse (Fig. 3c). A basse pression (< 150 MPa), H2O devient saturé. La biotite devient stable à des pressions plus élevées (> 100 MPa) et fO2 (> QFM + 1). La fugacité d'oxygène requise pour la stabilité de la biotite devient plus faible à des pressions plus élevées.

Les analyses XANES ont montré que la différence entre la pierre ponce grise et noire, la présence de nanolites, peut être attribuée à une différence des rapports Fe3+/ΣFe et de la fO2 correspondante. Le verre brun avec des nanolites de magnétite se produit dans le domaine avec une fO2 apparente élevée (~ QFM + 2,04), tandis que les domaines de verre incolore donnent une fO2 de ~ QFM + 0,98. Bien qu'il y ait une incertitude dans l'étalonnage du Fe3+/ΣFe pour le verre contenant des nanolites22, le verre brun a un rapport Fe3+/ΣFe plus élevé et a donc connu une fO2 plus élevée. Cette étude s'est concentrée sur les échantillons les plus typiques sans nanolite et contenant des nanolites ; c'est-à-dire la limite entre la pierre ponce grise et noire. La frontière nette entre le verre brun portant des nanolites et le verre incolore sans nanolites (Fig. 1b) a été formée par un processus rapide, par exemple, le mélange de deux types de magma lors d'une éruption explosive, suggérant que les deux magmas étaient de couleurs différentes avant l'éruption.

Les textures de la bulle dans les deux domaines sont différentes, avec de petites bulles allongées dans le verre incolore et de grandes bulles sphériques dans le verre brun (Fig. 2d, e). Ces textures contrastées et leur relation avec la présence de nanolites suggèrent que la nucléation des bulles s'est produite plus tôt dans le verre brun que dans le verre incolore, permettant aux bulles de mûrir. La nucléation des bulles a commencé par la suite dans le magma sans nanolite, peut-être après le mélange des deux magmas. Ce scénario peut être mieux expliqué par le déclenchement de la nucléation des bulles par la cristallisation des nanolites avant l'éruption10,25, plutôt que par la cristallisation des nanolites induite par les bulles12. Il convient de noter que Kato26 a étudié la pierre ponce gris clair et gris foncé de l'éruption FOB de 1986 et a montré que les deux types de pierre ponce avaient le même rapport Fe2+/Fe3+ en utilisant le titrage. D'après les descriptions de la pierre ponce gris foncé par26, y compris les microtextures de bulles, elle peut être la même que la pierre ponce ambrée décrite par Yoshida et al.18 et différente de la pierre ponce noire étudiée ici. La pierre ponce ambrée est constituée de verre incolore avec des vésicules relativement grosses et est exempte de nanolites de magnétite18.

L'étude expérimentale dans le système de rhyolite sans soufre a indiqué que le dégazage du composant volatil dominé par H2O produit une augmentation de Fe3+/ΣFe27, bien que les deux types noir et gris dans la pierre ponce FOB aient subi un dégazage pendant le processus de décompression et d'éjection. Par conséquent, l'oxydation liée au dégazage n'est probablement pas à l'origine de la pierre ponce noire et le processus de formation de nanolites s'est produit avant le début de l'éruption. La présence d'olivine à haute teneur en Mg associée à la pierre ponce noire a suggéré que l'olivine à haute teneur en Mg provenait du magma mafique chaud de la profondeur qui a déclenché l'éruption explosive et que la pierre ponce noire (magma) était devenue noire (portant des nanolites) en raison de l'effet du magma mafique chaud intrusif18. La composition de la roche entière de la pierre ponce noire est similaire à celle de la pierre ponce grise, ce qui suggère qu'à la place, un composant volatil chaud avec une petite quantité de solide a été injecté dans le réservoir de magma trachytique de FOB. La présence de nanolites de biotite (Fig. 1e), ainsi que d'inclusions d'amphiboles dans de l'olivine à haute teneur en Mg, suggère que ce composant volatil était riche en eau. La modélisation MELTS (Fig. 3c) suggère que l'hydratation et la formation de biotite ne se sont pas produites à faible profondeur, par exemple dans le conduit, mais dans la partie la plus profonde (> 100 MPa) du système de plomberie. L'ajout d'eau diminue généralement la température du liquidus; cependant, des conditions plus oxydées augmentent la température de liquidus. Les différents rapports Fe3+/ΣFe de la pierre ponce grise et noire suggèrent fortement que l'agent qui a assombri la pierre ponce noire était un oxydant. Des teneurs élevées en eau et en fO2 sont deux caractéristiques fondamentales des magmas formés dans les zones de subduction et sont acquises lorsque les fontes primaires hydratées réagissent avec le manteau environnant28.

Compte tenu des textures contrastées des verres bruns et incolores et de la frontière nette entre eux, la différence entre les deux magmas doit avoir été générée avant l'éruption, peut-être dans le réservoir de magma. Les frontières graduelles entre le verre brun et incolore (Fig. 1c) ont été formées par un processus lent, par exemple l'oxydation diffusive du magma, ou générées par la déformation de la frontière brune et incolore lors de l'éruption. La présence courante de pierre ponce noire et grise en bandes et mélangées18,20 suggère également une cristallisation de nanolites dans le réservoir de magma. Les expériences utilisant des magmas mafiques ont montré que la cristallisation des nanolites commence à des températures plus élevées mais à un rythme plus lent dans des conditions oxydées29, démontrant que l'oxydation peut favoriser la cristallisation des nanolites.

Les expériences de chauffage en conditions atmosphériques de la pierre ponce rhyolitique du volcan du Havre ont montré que la pierre ponce chauffée > 5 min à > 700 °C devient rosâtre du fait de l'oxydation des nanolites de magnétite et de leur transformation en hématite30. Ces auteurs ont suggéré que la présence courante de pierre ponce rose dans le radeau de pierre ponce du Havre de 2012 montrait que la colonne d'eau de l'éruption explosive était si puissante que la pierre ponce avait subi une oxydation du fer atmosphérique à haute température. En revanche, la pierre ponce rose oxydée n'a pas été observée dans le radeau de pierre ponce FOB 2021. L'oxydation du sulfure de fer en magnétite dans la pierre ponce FOB a été signalée18, bien qu'aucune oxydation supplémentaire n'ait été observée. Les observations satellites d'un panache blanc vigoureux lors de l'éruption FOB de 2021 suggèrent qu'il s'agissait d'une éruption riche en eau et que le radeau de pierre ponce a été généré au niveau d'un évent sous-marin16. L'oxydation limitée de la pierre ponce est cohérente avec les observations satellitaires. De plus, les caractéristiques des nanolites (Fig. 1d–g) sont clairement différentes de celles des cendres recyclées qui ont une fois été éjectées et tombées dans l'évent chaud31. Cela suggère que le mélange de la pierre ponce noire avec la pierre ponce grise, qui formait la frontière nette entre le verre brun et incolore, a eu lieu dans le conduit (Fig. 4).

Production de pierre ponce lors de l'éruption FOB de 2021. ( a ) L'agent oxydant et l'olivine à haute teneur en Mg ont été fournis par du magma mafique chaud, ce qui a amélioré la cristallisation des nanolites de magnétite. La nucléation hétérogène des bulles a commencé d'abord dans le domaine riche en nanolites. (b) Le magma pétillant est devenu flottant et a initié une convection dans le réservoir de magma, ce qui a amélioré le rajeunissement de la bouillie de cristal. (c) Une éruption a commencé lorsque la pression critique a été produite par la nucléation de bulles dans le magma rajeuni.

La formation de nanolites et les processus d'éruption associés peuvent être résumés comme suit (Fig. 4). Le magma mafique chaud (~ 1250 °C18) dérivé de la partie la plus profonde de la zone de subduction est un indice du déclenchement de l'éruption. Une fois que le magma primaire hydraté et hautement oxydé a été injecté dans le fond du réservoir de magma FOB, il a fourni un fluide oxydant au magma trachytique FOB. La cristallisation de la nanolite induite par l'oxydation peut améliorer la nucléation hétérogène des bulles32,33,34, et ainsi une partie de la fonte oxydée dans la chambre magmatique est devenue flottante. La fonte pétillante contenant des nanolites a commencé à monter et a initié une convection dans le réservoir de magma FOB, induisant peut-être une nucléation supplémentaire de bulles dans les autres parties du réservoir. La convection a amélioré le rajeunissement du réservoir de magma, produisant une surpression et déclenchant une éruption.

Paredes-Mariño et al.35 ont montré que des fragments macroscopiques de magma plus chaud injectés dans un réservoir de magma fournissent des sites pour la nucléation de bulles hétérogènes et initient la convection. Bien que des fragments du magma mafique injecté, tels que des enclaves noires et de l'olivine à haute teneur en Mg, puissent être identifiés dans la pierre ponce FOB18,20, le rapport Fe3+/ΣFe plus élevé du verre brun indique fortement que la cristallisation de la nanolite induite par l'oxydation a joué un rôle important dans la nucléation hétérogène des bulles. Les limites nettes entre la pierre ponce noire et grise formée par la coalescence de deux types de pierre ponce dans le conduit lors de l'éruption (Fig. 4). La microstructure contrastée de la pierre ponce noire et grise indique également la coalescence de deux pierres ponces (magma) pendant ou après le bouillonnement. Selon ce scénario, la nucléation des bulles s'est produite plus tôt dans la pierre ponce noire, alors qu'elle se trouvait dans le réservoir de magma, car les nanolites de magnétite fournissaient des sites de nucléation25. En revanche, la nucléation des bulles s'est produite dans la pierre ponce grise pendant la convection et son ascension dans le conduit, ce qui correspond aux vésicules plus grosses de la pierre ponce noire et aux vésicules plus petites de la pierre ponce grise (Figs. 1a, 2e).

Un profil de diffusion dans un grain d'olivine à haute teneur en Mg a indiqué que le magma mafique a été injecté dans le réservoir avant 14 h à 50 jours d'éruption, en supposant qu'il a maintenu sa température d'origine (~ 1250 °C)18. La viscosité du trachyte fondu36 avec ~ 12 % en volume de cristaux nanoscopiques peut être de 104 à 105 Pa·s à ~ 900 °C, suggérant que le magma a commencé la convection ~ 10 jours après l'injection du magma plus chaud, si un modèle simple à deux couches était supposé37. La cristallisation induite par l'oxydation des nanolites et la nucléation des bulles proposées ici conduisent à une convection accrue par rapport à un modèle de convection thermique simple, c'est-à-dire que l'échelle de temps de la convection peut être plus courte. En conséquence, l'échelle de temps prévue pour l'initiation de la convection magmatique, étant de plusieurs heures à plusieurs jours, aurait pu préserver la nanolite précipitée dans la pierre ponce noire.

L'éruption FOB de 2021 a produit un grand volume de pierre ponce, dont la plupart était de la pierre ponce grise sans nanolite, avec une petite pierre ponce noire contenant de la nanolite. La présence de pierre ponce sans nanolite et portant des nanolites suggère les nanolites formées dans le réservoir de magma. Les analyses XANES et les observations TEM montrent que la pierre ponce noire portant des nanolites était oxydée et hydratée, ce qui suggère qu'un flux de fluide oxydé provenant du magma mafique chaud sous-jacent a induit la cristallisation des nanolites et la nucléation hétérogène des bulles, ce qui a déclenché l'éruption explosive. Notre étude montre que l'oxydation par un fluide joue un rôle essentiel dans la cristallisation des nanolites.

Les analyses SEM ont été effectuées à l'aide d'un microanalyseur à sonde électronique à canon à émission de champ (JEOL JXA-8500F) à l'Agence japonaise pour les sciences et technologies marines et terrestres, Yokosuka, Japon.

Les analyses de nanolites ont été effectuées à l'aide d'un MET (JEOL JEM-2100F) équipé d'un spectromètre à rayons X à dispersion d'énergie (JEOL JED-2300T) au Département de géologie et de minéralogie de l'Université de Kyoto, au Japon. Avant les analyses TEM, la feuille mince de la zone d'intérêt a été découpée à l'aide d'un système de faisceau d'ions focalisé (Thermo Scientific Helios Nanolab G3 CX) au Département de géologie et de minéralogie de l'Université de Kyoto, au Japon.

Le rapport Fe3 + / ΣFe du verre a été déterminé à l'aide des spectres XANES Fe K-edge mesurés en mode fluorescence à température ambiante à l'aide de la ligne de lumière BL-4A à la Photon Factory, Tsukuba, Japon. Le courant de l'anneau de stockage de rayons X était de 450 mA. Les rayons X étaient focalisés sur une zone de 6 × 4 μm. Les caractéristiques spectrales ont été déconvoluées selon la procédure de38, et les rapports Fe3+/ΣFe ont été calculés en utilisant la formule du verre rhyolitique39.

La distribution bidimensionnelle du rapport Fe3+/ΣFe a été déterminée qualitativement à l'aide des spectres Fe K-edge XAFS (X-ray Absorption Fine Structure) mesurés à l'aide de la ligne de lumière NW2A à la Photon Factory, selon la procédure de40. Les spectres XAFS à des énergies de 7076 à 7321 eV ont été mesurés en mode transmission à l'aide d'un détecteur de 2048 × 1024 pixels et d'une résolution spatiale d'environ 4, 5 × 4, 5 μm sur une zone d'environ 15 × 3 mm. Les spectres XAFS ont été calibrés pour les similitudes avec les membres terminaux de référence de l'olivine (Fe2+) et de l'andradite (Fe3+), et les valeurs calibrées peuvent être considérées comme une mesure qualitative du rapport Fe3+/ΣFe.

La modélisation thermodynamique de la cristallisation a été réalisée à l'aide de MELTS_Excel23. Étant donné que l'assemblage minéral rapporté de la pierre ponce FOB ne contient pas de quartz, nous avons utilisé la version 1.2.x de rhyolite-MELTS.

Toutes les données générées ou analysées au cours de cette étude sont incluses dans cet article publié et ses fichiers d'informations complémentaires.

Sharp, TG, Stevenson, RJ & Dingwell, DB Microlites et "nanolites" dans le verre rhyolitique : Caractérisation microstructurale et chimique. Taureau. Volcanol. 57, 631–670 (1996).

Annonces d'article Google Scholar

Mujin, M., Nakamura, M. & Miyake, A. Style d'éruption et distribution de la taille des cristaux : cristallisation des nanolites de masse souterraine lors de l'éruption de Shinmoedake en 2011. Suis. Minéral. 102, 2367-2380 (2017).

Annonces d'article Google Scholar

Di Genova, D. et al. Effet du fer et des nanolites sur les spectres Raman des verres volcaniques : une réévaluation des stratégies existantes pour estimer la teneur en eau. Chim. Géol. 475, 76–86 (2017).

Annonces d'article Google Scholar

Di Genova, D., Caracciolo, A. & Kolzenburg, S. Mesure du degré de "nanolilisation" des verres volcaniques : Comprendre les processus syn-éruptifs enregistrés dans les inclusions de fonte. Lithos 318, 209–218 (2018).

Annonces d'article Google Scholar

Schlinger, CM, Smith, RM & Veblen, DR Origine géologique des verres volcaniques magnétiques dans le tuf KBS. Géologie 14, 959–962 (1986).

2.0.CO;2" data-track-action="article reference" href="https://doi.org/10.1130%2F0091-7613%281986%2914%3C959%3AGOOMVG%3E2.0.CO%3B2" aria-label="Article reference 5" data-doi="10.1130/0091-7613(1986)142.0.CO;2">Article ADS CAS Google Scholar

Di Genova, D., Zandona, A. & Deubener, J. Démêler l'effet de la nano-hétérogénéité sur la viscosité des silicates fondus : implications pour la fabrication du verre et les éruptions volcaniques. J. Sans cristal. Solides 545, 120248 (2020).

Article Google Scholar

Mujin, M. & Nakamura, M. Différenciation de la masse souterraine au stade avancé en tant qu'enregistrement de la stagnation, de la fragmentation et du ressoudage du magma. Taureau. Volcanol. 82, 48 (2020).

Annonces d'article Google Scholar

Okumura, SH, Mujin, M., Tsuchiyama, A. & Miyake, A. Distributions de taille de cristal 3D de nanolites de pyroxène à partir d'une tomodensitométrie à rayons X nano : correction améliorée des distributions de taille de cristal à partir des corrections CSDC pour la dynamique d'ascension du magma dans les conduits. Suis. Minéral. 107, 1766-1778 (2022).

Annonces d'article Google Scholar

Matsumoto, K. & Geshi, N. Cristallisation peu profonde du magma éruptif déduite des microtextures de cendres volcaniques : étude de cas de l'éruption du volcan Shinmoedake en 2018, au Japon. Taureau. Volcanol. 83, 31 (2021).

Annonces d'article Google Scholar

Di Genova, D. et al. Observation in situ de la croissance des nanolites dans le magma volcanique : une force motrice pour les éruptions exprosives. Sci. Adv. 6, eabb0413 (2020).

Article ADS PubMed PubMed Central Google Scholar

Cáceres, F. et al. De la fonte aux cristaux : les effets du refroidissement sur la cristallisation des nanolites d'oxyde Fe – Ti et la polymérisation à l'état fondu dans des conditions oxydantes. Chim. Géol. 563, 120057 (2021).

Annonces d'article Google Scholar

Pistone, M., Formo, E., Whittington, AG, Herbst, T. & Cottrell, E. Observations directes à l'échelle nanométrique de la cristallisation induite par le dégazage dans les magmas felsiques. Contribution Minéral. Essence. 177, 38 (2022).

Article ADS CAS Google Scholar

Scarani, A. et al. Un seuil chimique contrôle le comportement de nanocristallisation et de dégazage dans les magmas basaltiques. Commun. Terre Environ. 3, 284 (2022).

Annonces d'article Google Scholar

Okumura, S. et al. Rhéologie du magma andésite portant des nanocristaux et ses rôles dans le volcanisme explosif. Commun. Terre Environ. 3, 241 (2022).

Annonces d'article Google Scholar

Ito, K., Kato, S., Takahashi, M. & Saito, A. Topographie volcanique du volcan Fukutoku-Oka-no-ba dans l'arc Izu-Ogasawara après l'éruption de 2010. représentant Hydrol. Océan. Rés. 47, 9–13 (2011).

Google Scholar

Maeno, F. et al. Les interactions eau de mer-magma ont soutenu la colonne haute lors de l'éruption phréatomagmatique de 2021 de Fukutoku-Oka-no-Ba. Commun. Environnement terrestre. Rev.3, 260 (2022).

Annonces d'article Google Scholar

Metz, D. Analyse des données du triplet d'hydrophones du système de surveillance international : identification de l'éruption d'août 2021 à Fukutoku-Okanoba, 24,3 ° N Bonin Arc. Acoustique. Sci. Technol. 43, 125-128 (2022).

Article Google Scholar

Yoshida, K. et al. Variété de clastes de pierre ponce à la dérive de l'éruption Fukutoku-Oka-no-Ba de 2021, au Japon. Île. Arc 31, e12441 (2022).

Article Google Scholar

Rapports mensuels d'activité volcanique de l'Agence météorologique japonaise de Fukutoku-Oka-no-Ba, août 2021. https://www.data.jma.go.jp/svd/vois/data/tokyo/STOCK/monthly_v-act_doc/tokyo/21m08/331_21m08.pdf (Le titre de la page Web a été traduit par les auteurs) (2021).

Yoshida, K. et al. Caractéristiques pétrographiques dans le claste de pierre ponce déposé le long du golfe de Thaïlande, dérivé de Fukutoku-Oka-no-Ba. Géochimie. J. 56(5), 134–137 (2022).

Article ADS CAS Google Scholar

Ohno, Y., Iguchi, A., Ijima, M., Yasumoto, K. et Suzuki, A. Impacts écologiques côtiers des radeaux de pierre ponce. Sci. Rep. 12, 11187 (2022).

Article ADS CAS PubMed PubMed Central Google Scholar

Lerner, AH et al. Amélioration de la fiabilité des mesures de Fe- et S-XANES dans les verres de silicate : correction des dommages causés par le faisceau et identification des nanolites d'oxyde de Fe dans les inclusions fondues hydratées et anhydres. Chim. Géol. 583, 120610 (2021).

Article Google Scholar

Gualda, GAR & Ghiorso, MS MELTS_Excel : Une interface MELTS basée sur Microsoft Excel pour la recherche et l'enseignement des propriétés et de l'évolution du magma. Géochimie. Géophys. Géosyst. 16, 315–324 (2015).

Annonces d'article Google Scholar

Kress, VC & Carmichael, ISE La compressibilité des liquides de silicate contenant du Fe2O3 et l'effet de la composition, de la température, de la fugacité de l'oxygène et de la pression sur leurs états redox. Contribution Minéral. Essence. 108, 82–92 (1991).

Article ADS CAS Google Scholar

Dubosq, R. et al. Bulles et amas d'atomes dans la fonte des roches : un problème de poules et d'œufs. J. Volcanol. Géothermie. Rés. 428, 107574 (2022).

Article CAS Google Scholar

Kato, Y. La pierre ponce grise a dérivé de Fukutoku-oka-no-ba vers les îles Ryukyu. Taureau. Volcanol. Soc. Jpn. Ser. 2(33), 21–30 (1988) (en japonais).

MathSciNetGoogle Scholar

Humphreys, MCS et al. Interaction couplée entre l'activité volatile et l'état d'oxydation du Fe au cours des processus crustaux d'arc. J. Essence. 56, 795–814 (2015).

Article ADS CAS Google Scholar

Tollan, P. & Hermann, J. Arc magmas oxydés par dissociation de l'eau et incorporation d'hydrogène dans l'orthopyroxène. Nat. Géosci. 12, 667–671 (2019).

Article ADS CAS PubMed PubMed Central Google Scholar

Kolzenburg, S., Di Genova, D., Giordano, D., Hess, KU & Dingwell, DB L'effet de la fugacité de l'oxygène sur l'évolution rhéologique de la fonte basaltique cristallisée. Planète Terre. Sci. Lett. 487, 21–32 (2018).

Article ADS CAS Google Scholar

Knafelc, J. et al. La pierre ponce rose du Havre 2012 est la preuve d'une éruption explosive de courte durée, en haute mer, provoquée par des nanolites de magnétite. Commun. Terre Environ. 3, 19 (2022).

Annonces d'article Google Scholar

D'Oriano, C., Bertagnini, A., Cioni, R. & Pompilio, M. Identification des cendres recyclées dans les éruptions basaltiques. Sci. Rep. 4, 5851 (2014).

Article ADS PubMed PubMed Central Google Scholar

Gardner, JE & Denis, M.-H. Nucléation de bulles hétérogènes sur des cristaux d'oxyde Fe – Ti dans des magmas de rhyolite à haute teneur en silice. Géochim. Cosmochim. Acta 68, 3587–3597 (2004).

Article ADS CAS Google Scholar

Cáceres, F. et al. Les nanolites peuvent-ils améliorer l'explosivité des éruptions ?. Géologie 48, 997–1001 (2020).

Annonces d'article Google Scholar

Hajimirza, S., Gonnermann, HM & Gardner, JE Réconcilier la nucléation des bulles dans les éruptions explosives avec les géospeedmètres. Nat. Commun. 12, 283 (2021).

Article ADS CAS PubMed PubMed Central Google Scholar

Paredes-Mariño, J. et al. Amélioration de l'explosivité de l'éruption par nucléation de bulles hétérogènes déclenchée par le mélange de magma. Sci. Rep. 7, 16897 (2017).

Article ADS PubMed PubMed Central Google Scholar

Giordano, D., Russell, JK & Dingwell, DB Viscosité des liquides magmatiques : un modèle. Planète Terre. Sci. Lett. 271, 123-134 (2008).

Article ADS CAS Google Scholar

Snyder, D. Effets thermiques de l'intrusion de magma basaltique dans une chambre magmatique plus silicique et implications pour le déclenchement des éruptions. Planète Terre. Sci. Lett. 175, 257-273 (2000).

Article ADS CAS Google Scholar

Cottrell, E., Kelley, KA, Lanzirotti, A. & Fischer, RA Détermination de haute précision de l'état d'oxydation du fer dans les verres de silicate à l'aide de XANES. Chim. Géol. 268, 167-179 (2009).

Article ADS CAS Google Scholar

Okumura, S. et al. Expériences de décompression pour le magma de rhyolite hydratée contenant du soufre: évolution redox lors de la décompression du magma. Suis. Minéral. 106, 216-225 (2021).

Annonces d'article Google Scholar

Katayama, M. et al. Développement d'un système d'imagerie bidimensionnelle de structure fine d'absorption des rayons X. J. Radiat synchrotron. 19, 717–721 (2012).

Article CAS PubMed Google Scholar

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R. Oyanagi de l'Université de Kokushikan et K. Yoshida et S. Tanaka de l'Université de Tohoku sont remerciés pour leur aide lors de l'analyse 2D-XANES. Cette recherche a été en partie financée par le JSPS KAKENHI (numéros de subvention JP19K14825 et JP19H01999 à KY, JP20H00198 et JP20H00205 à AM, JP 22K03755 à HI, JP18KK0376 à AO, JP19H00834 et JP22H05109 à MK, et JP21H01195 à YT) et NOZOMI Farm. Des analyses Micro-XANES ont été effectuées à BL4A (Proposition n° 2020G008) et NW2A (Proposition n° 2021G634 et 2022S2-001) de Photon Factory avec l'approbation de la High Energy Accelerator Research Organization. Les révisions critiques et constructives par L. Gurioli, F. Arzilli et D. Di Genova, avec la gestion éditoriale par A. Hildenbrand ont grandement amélioré le manuscrit. Nous tenons à remercier Stallard Scientific Editing pour l'édition en anglais.

Research Institute for Marine Geodynamics, Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology, Natsushima-cho 2-15, Yokosuka, 237-0061, Japon

Kenta Yoshida, Tomoki Sato, Yoshihiko Tamura & Shigeaki Ono

Département de géologie et de minéralogie, Université de Kyoto, Kitashirakawa-Oiwakecho, Sakyo-ku, Kyoto, 606-8502, Japon

Akira Miyake & Shota H. Okumura

Département de géosciences, Faculté des sciences, Université de Shizuoka, Ohya 836, Suruga-ku, Shizuoka, 422-8529, Japon

Hidemi Ishibashi

Division des sciences des matériaux terrestres et planétaires, Département des sciences de la Terre, École supérieure des sciences, Université du Tohoku, 6-3 Aramaki-Aza-Aoba, Aoba-ku, Sendai, Miyagi, 980-8578, Japon

Satoshi Okumura

École supérieure d'études environnementales, Université du Tohoku, Sendai, Miyagi, 980-8579, Japon

Atsushi Okamoto

Institut des sciences de la structure des matériaux, Organisation de recherche sur les accélérateurs de haute énergie, 1-1 Oho, Tsukuba, Ibaraki, 305-0801, Japon

Yasuhiro Niwa et Masao Kimura

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KY a conçu l'idée de l'étude, mené le travail de terrain et l'analyse microscopique, et rédigé le manuscrit original. AM et SHO ont effectué une analyse TEM. HI et S.Ok. contribué à l'analyse ponctuelle de XANES. AO, YN et MK ont contribué à l'analyse XANES 2D. TS, YT et S.On. contribué à la conceptualisation de l'étude. Tous les auteurs ont révisé le brouillon du manuscrit.

Correspondance à Kenta Yoshida.

Les auteurs ne déclarent aucun intérêt concurrent.

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Réimpressions et autorisations

Yoshida, K., Miyake, A., Okumura, SH et al. La cristallisation de nanolite induite par l'oxydation a déclenché l'éruption de 2021 de Fukutoku-Oka-no-Ba, au Japon. Sci Rep 13, 7117 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-34301-w

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Reçu : 22 décembre 2022

Accepté : 27 avril 2023

Publié: 09 mai 2023

DOI : https://doi.org/10.1038/s41598-023-34301-w

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