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# HETEROGENEITES DU MANTEAU - RESEAU GEOSCOPE

JEAN-PAUL MONTAGNER

Laboratoire de Sismologie-Institut de Physique du Globe
4, Place Jussieu 75252 - PARIS Cedex

BARBARA ROMANOWICZ

Seismographic Station-Earth Sciences - Bldg 475
U. C. Berkeley - Berkeley - CA94720 USA

L'analyse de l'information contenue dans les sismogrammes est très prometteuse pour retrouver la structure tri-dimensionnelle du manteau terrestre et par voie de conséquence pour améliorer notre compréhension de sa dynamique. La procédure par laquelle les images 3D des différentes parties de la Terre sont obtenues, est habituellement appelée "Tomographie". Durant les dernières années, notre connaissance des hétérogénéités du manteau s'est grandement améliorée par plusieurs aspects: d'un point de vue théorique, les sismologues sont maintenant capables de tenir compte de l'anélasticité, de l'anisotropie et de produire des sismogrammes de plus en plus réalistes; d'un point de vue expérimental des réseaux sismiques numériques à 3 composantes et de haute qualité se sont développés très rapidement permettant d'avoir de nouvelles séries de données qui ont permis l'émergence d'une seconde génération de modèles tomographiques.

The analysis of information contained in seismograms is the most promising tool for retrieving the three-dimensional structure of the Earth's mantle and thereby for improving our understanding of its dynamics. The procedure through which three-dimensional images of different parts of the Earth's interior are obtained, is commonly termed "Tomography". During the last few years, our knowledge has been improved by many respects: from a theoretical point of view, seismologists are now able to take account of anelasticity, anisotropy, and, therefore to produce more and more realistic synthetic seismograms. From the experimental point of view, high-quality digital seismic networks have developed very quickly providing new datasets. By using these new data, second generation tomographic models have come up.

## INTRODUCTION

Les tremblements de terre, les éruptions volcaniques, les montagnes concourrent à montrer que la Terre est une planète active. La tectonique des plaques a fourni un cadre cinématique aux déplacements horizontaux en surface mais la dynamique, le moteur de la Terre présente encore beaucoup d'aspects énigmatiques. Aucun modèle physique n'est encore capable d'expliquer complètement la dynamique de la Terre et du manteau en particulier. La multiplicité des paramètres physiques qui régissent la convection du manteau terrestre rend difficile une modélisation réaliste aussi bien numérique qu'en modèle réduit. Cela à conduit les géophysiciens à une attitude plus pragmatique consistant à visualiser les hétérogénéités du manteau responsables des mouvements de matière à grande échelle. L'analyse de l'information contenue dans les sismogrammes a rendu possible la cartographie tridimensionnelle de la structure de la Terre et une meilleure compréhension de sa dynamique. La procédure permettant de passer des sismogrammes aux images est appelée "Tomographie" par analogie avec la terminologie médicale. Idéalement, on aimerait modéliser les sismogrammes dans leur ensemble dans un domaine de fréquence très large, avec un grand nombre de sources et de récepteurs uniformément répartis permettant d'obtenir un bon éclairage des inhomogénéités. Malheureusement, de telles conditions sont difficiles à remplir. La distribution des sources est tributaire de la sismicité, concentrée aux frontières de plaques et les récepteurs, les stations sismiques sont surtout présentes sur les continents, laissant d'immenses portions d'océans dépourvues d'instruments.

Un grand nombre de techniques tomographiques se sont

développées au cours des dernières années. La technique la plus simple consiste à modéliser les temps d'arrivée des ondes sismiques. On suppose que les lois de l'optique géométrique et la théorie des rais peuvent être appliquées. Dans ce cadre, on interprète les écarts par rapport à un temps de propagation de référence comme la conséquence de la traversée de zones lentes ou rapides. Les approximations ne sont valables que si l'échelle des hétérogénéités est très grande devant la longueur d'onde de l'onde considérée. Cette méthode très simple a permis en 1984, de fournir les premiers modèles tomographiques à l'échelle globale à la fois pour le manteau supérieur [Woodhouse et Dziewonski, 1984; Nakanishi et Anderson, 1984; Nataf et al., 1984; 1986] et pour le manteau inférieur [Dziewonski, 1984; Clayton et Comer, 1984]. Ces premiers modèles quoique très grossiers (résolution de 5000 km) ont permis de montrer que la corrélation avec la tectonique de surface, bonne dans les premières centaines de kilomètres, se dégrade, plus la profondeur considérée est grande. Depuis lors, de nombreux progrès ont été réalisés, tant du point de vue théorique que de l'acquisition des données. Nous allons faire le point sur les progrès les plus récents en montrant l'apport tout à fait original de la communauté française.

## Progrès théoriques

La visualisation des hétérogénéités du manteau s'est beaucoup améliorée au cours de ces dernières années. Les modèles tomographiques de la première génération étaient de deux sortes, ceux du manteau supérieur et ceux du manteau inférieur. Les premiers [Woodhouse et Dziewonski, 1984; Nakanishi et Anderson, 1984;
Nataf et al., 1984) ont été obtenus en utilisant les ondes de surface et les oscillations libres. Les seconds [Dziewonski, 1984; Clayton et Comer, 1984] résultent de l'inversion des temps de parcours d'ondes de volume à grande distance. Dans les deux cas, il était supposé que la Terre est isotrope et seuls les temps d'arrivée (ou de façon équivalente la phase) étaient inversés. Les progrès les plus récents concernent la prise en compte de l'anisotropie et l'anélasticité dans une terre hétérogène.

## Problème direct

Le nombre d'observations montrant à l'évidence que le manteau supérieur est anisotrope croît très rapidement, aussi bien pour les ondes de volume que pour les ondes de surface. En ce qui concerne les ondes de surface, deux types d'observations indépendantes ont posé les premières bases à l'observation et l'interprétation de l'anisotropie. Dès les années 1960, Les sismologues ont montré que pour expliquer simultanément la dispersion des ondes de Rayleigh et de Love il était nécessaire d'introduire un modèle de Terre transversalement isotrope à axe vertical, c'est-à-dire une différence de vitesse entre les ondes SH et SV. Puis Forsyth [1975] a montré que dans la plaque Nazca, les ondes de Rayleigh présentaient une anisotropie azimutale significative de l'ordre de 1%. A l'échelle globale, Nataf et al. [1986] ont trouvé le premier modèle d'anisotropie transverse et Tanimoto et Anderson [1985] ont fourni les premières cartes d'anisotropie azimutale à différentes périodes. Mais une explication synthétique restait à trouver. Montagner et Nataf [1986] ont montré qu'il était possible d'expliquer simultanément ces deux types d'observations en introduisant quelques paramètres anisotropes reliés linéairement au tenseur des modules élastiques. Leur méthode a ensuite été appliquée à des données réelles à la fois lors d'études régionales, dans l'Océan Indien [Montagner et Jobert, 1988], l'Océan Atlantique [Mocquet et al., 1989], l'Océan Pacifique [Nishimura et Forsyth, 1989] et l'Afrique [Hadiouche et al., 1989] ainsi qu'à l'échelle globale [Montagner et Tanimoto, 1990a; 1990b].

Jusqu'à présent, seule la phase était correctement prise en compte dans les modèles tomographiques. Un grand effort a été fait au cours des dernières années pour utiliser l'information contenue dans l'amplitude des ondes sismiques, donc modéliser la forme d'onde dans son ensemble. Au niveau de la modélisation, les premiers modèles tomographiques tenant compte de l'anélasticité [Romanowicz, 1990; Roult et al., 1990] ont été obtenus en France grâce aux données GEOSCOPE (voir Partie III). Par une approche très générale utilisant le formalisme des modes propres de la Terre, Lognonné et Romanowicz [1990] et Lognonné [1991] ont montré comment calculer des sismogrammes synthétiques dans un terre latéralement hétérogène en rotation et anélastique. La Figure 1 montre un sismogramme à très longue période (bande passante autour de 200 s) pour le tremblement de terre d'Alaska (30/11/87) observé dans la station GEOSCOPE de Cayenne et le compare avec deux sismogrammes synthétiques, l'un dans une terre à symétrie sphérique [PREM, Dziewonski et Anderson, 1981], l'autre dans une terre lateralement hétérogène [M84+ LO2.56, Woodhouse et Dziewonski, 1984; Dziewonski, 1984].

## Problème inverse

D'autres progrès ont été réalisés dans le domaine de l'inversion des données. Les problèmes posés par la manipulation et l'inversion d'un très grand nombre de données ont été progrès-

sivement résolus d'une part par l'augmentation de la puissance des ordinateurs et de la mémoire disponible et d'autre part par la mise au point d'algorithmes d'inversion de plus en plus performants. Alors que les premières études tomographiques utilisaient des simples méthodes d'inversion par moindres carrés, l'augmentation très rapide du nombre de données a nécessité la mise au point de méthodes qui permettent de ne plus garder les matrices entières dans la mémoire centrale de l'ordinateur. Par exemple, des méthodes d'action par colonnes telles que SIRT ou LSQR [voir Nolet, 1987] sont maintenant largement utilisées. D'autre part, dans les études les plus récentes [Spakman et al., 1989; Montagner et Jobert, 1988; Inoue et al., 1990] l'accent a été mis sur l'analyse de la résolution et de la variation. Il a été montré en particulier [Ho-Liu et al., 1989; Trampert et Lévêque, 1990] que la méthode itérative par rétroprojection (SIRT) particulièrement rapide mais incapable de produire des estimations de résolution et de variance n'est qu'une approximation de la méthode d'inversion généralisée sans blocs de Tarantola et Valette [1982]. Enfin dans l'optique de la modélisation de la forme d'onde, Cara et Lévêque [1987] et Lévêque et al. [1990] ont montré qu'en introduisant des observables secondaires, il était possible de retrouver simultanément le modèle de vitesse d'ondes S et l'atténuation du manteau supérieur. On sait donc maintenant modéliser la forme d'onde et comparer directement les sismogrammes synthétiques et les sismogrammes réels.

## PROGRES EXPERIMENTAUX: DE NOUVEAUX RESEEAUX

### Les données disponibles

Comme il a déjà été signalé, deux séries de données étaient disponibles pour les études tomographiques à grande échelle du manteau terrestre. La première se compose des bulletins du Centre Sismologique International (I.S.C.) localisé à Edimbourg, distribués sur bandes magnétiques et comprenant les lectures de temps d'arrivée des ondes de volume pour les 20 dernières années, provenant de plus de 2000 stations à travers le monde. Les lectures les plus fiables rapportées dans ces bulletins sont celles des premières ondes P. Malheureusement, du fait de la distribution très imparfaite des stations et des sources, ces données ne sont bien adaptées qu'à l'étude du manteau inférieur dans son ensemble et à quelques régions particulières, bien instrumentées telles les continents et certaines zones de subduction. En utilisant ce type de données, on fait l'hypothèse implicite que les erreurs de lecture incontrolées sont compensées par le nombre gigantesque de données (supérieur à un million). Cependant, certaines études statistiques récentes [par exemple, Gundmunsson, 1990] montre que le rapport signal sur bruit des données d'ondes P est très faible (de l'ordre de 2).

La deuxième série de données est composée de sismogrammes numériques provenant de deux sortes de réseaux sismologiques: Une première génération de réseaux numériques a vu le jour dans le courant des années 70, le réseau I.D.A. [Agnew et al., 1976] à très longue période et le réseau G.D.S.N. [Peterson et Hutt, 1982] comprenant au total environ 40 stations. Ils ont permis d'obtenir les premiers modèles de manteau supérieur à partir de données d'oscillations libres et d'ondes de surface [Masters et al., 1982; Woodhouse et Dziewonski, 1984; Nataf et al., 1984; 1986] Une deuxième génération de réseaux numériques voient actuellement le jour, composée d'instruments de très bonne qualité, très large bande. Dans ce contexte, la communauté française a joué un rôle moteur en déployant le réseau GEOSCOPE [Romanowicz et al., 1984; 1991].
<figure><img src="image_32.png" /></figure>

**Fig. 1:** sismogramme à très longue période (bande passante autour de 200 s) pour le tremblement de terre d'Alaska (30/11/87) observé dans la station GEOSCOPE de Cayenne (au milieu) et comparé avec deux sismogrammes synthétiques: En-haut dans une terre à symétrie sphérique [PREM, Dziewonski et Anderson, 1981]. En-bas, dans une terre lateralement hétérogène [M84+ LO2.56, Woodhouse et Dziewonski, 1984; Dziewonski, 1984].

Un nouveau type de réseau: GEOSCOPE

L'idée consistait à installer des stations sismiques à trois composantes bien calibrées, avec la dynamique et la bande passante les plus grandes possibles, utilisant les nouveaux sismomètres STS1 mis au point par des chercheurs suisses [Wielandt et Streckheisen, 1982] et reposant sur le principe de l'équilibre des forces: Une masse entraînée par les mouvements du sol est ramenée à sa position initiale d'équilibre par des forces de rappel électromagnétiques. Le Programme GEOSCOPE [Romanowicz et al., 1984] s'est fixé pour objectif l'installation d'un réseau global de 25 stations sismologiques large bande. Il est financé en majeure partie par l'I.N.S.U. Actuellement 23 stations sont opérationnelles (Figure 2), les dernières stations installées étant celles du Mexique et du URSS. L'installation et la maintenance des stations GEOSCOPE est partagée entre la DT/INSU de St-Maur, l'IPG de Strasbourg et l'ORSTOM.

Les stations du réseau initialement prévues pour enregistrer les signaux à très longue période (VLP) avec un point toutes les 10 secondes, sont progressivement modifiées pour permettre l'enregistrement de signaux très large bande (VBB)

avec un pas de 20 points/seconde. Actuellement, 10 stations (SSB, TAM, KIP, INU, CAN, HYB, WUS, UNM, SEM, DRV) fournissent des données VBB. Un centre de collecte, archivage et distribution des données est développé à l'Institut de Physique du Globe de Paris.

Parmi les stations du réseau, plusieurs sont actuellement reliées par télétransmission (réseau commuté) au centre GEO-SCOPE de la DT/INSU à St-Maur. Cette télétransmission est maintenant utilisée en routine pour la surveillance du fonctionnement des stations et pour rapporter rapidement les données pour les plus gros séismes. C'est ainsi qu'ont pu être réalisées très rapidement les déterminations préliminaires de paramètres au foyer de nombreux séismes, selon des méthodes développées au laboratoire de sismologie de l'IPG de Paris [Romanowicz et Monfret, 1986; Bezzeghoud et al., 1986]. Citons pour mémoire les séismes d'Arménie (Decembre 1988), de Californie (Loma Prieta, Octobre 1989), d'Iran (Juin 1990) et du Soudan (crise Mai-Juillet 1990).

Les données du réseau GEOSCOPE sont destinées à des recherches sur la structure profonde à grande échelle de la
GEOSCOPE

<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Fig. 2: Distribution des stations GEOSCOPE au 1er Janvier 1991.</figcaption></figure>

● Stations enregistrant les données VLP en continu et BRB sur déclenchement.

♦ Stations enregistrant les données VLP et LP en continu et VBB sur déclenchement.

▲ Stations en cours d'installation.

△ Stations temporairement arrêtées.

☐ Futurs sites.

Terre (Voir partie IV) mais aussi sur les processus à la source des forts tremblements de Terre. La collection déjà importante de données à très longue période a permis d'obtenir des modèles tomographiques à la fois globaux [Montagner et Tanimoto, 1990a,b; Romanowicz, 1990; Roult et al., 1990] et régionaux [Montagner et Jobert, 1986; Roult et al., 1986; Hadiouche et al., 1989; Mocquet et al., 1990].

Le réseau GEOSCOPE est l'un des membres fondateurs de la Fédération Internationale des Réseaux Sismologiques large bande (F.D.S.N.), fondée en 1986 et regroupant les principaux réseaux nationaux, régionaux ou globaux utilisant des sismomètres large bande, numériques à trois composantes et grande dynamique. Au sein de cette fédération sont discutés les projets d'échange des données, la coordination des sites équipés et la standardisation de l'instrumentation. Plusieurs réseaux du même type que GEO-SCOPE sont en train de se développer à travers le monde: le projet IRIS aux Etats-Unis, MedNet en Italie, CANDIS au Canada, CDSN en Chine, POSEIDON au Japon pour ne citer que les plus avancés. Le standard choisi par la fédération (dynamique: 140db, enregistrement continu à 20 coups/seconde ...) est très ambitieux et constitue un nouveau défi pour le réseau GEOSCOPE.

UNE NOUVELLE VISION DE LA STRUCTURE DU MANTEAU

Les premiers modèles tomographiques se séparaient en deux catégories: ceux du manteau supérieur étaient obtenus par les ondes de surface et les oscillations libres, principalement le mode fondamental, dont la sensibilité en profondeur décroît avec la période des ondes; ceux du manteau inférieur résultaient de l'inversion des temps de parcours des ondes de volume observées à grande distance. La résolution en un point

donné de l'espace est liée au nombre de rais venant de différentes directions et se croisant à son voisinage; pour les ondes de volume elle est meilleure à grande profondeur. Cette distinction tend à s'atténuer étant donnés les efforts deployés pour étendre les deux types de modèles de part et d'autre de la discontinuité des 660 km, fondamentale en géodynamique. Nous conserverons néammoins cette distinction dans la mesure où la jonction est encore très imparfaite au niveau global.

Manteau Supérieur

Dans le manteau supérieur, seules les régions avec une bonne densité de stations et de sources peuvent être résolues par les ondes de volume. Donc celles-ci ne permettent pas d'obtenir de modèle global du manteau supérieur. Cependant, les études utilisant les ondes de volume sont les seules actuellement, permettant de savoir si la plaque plongeante (ou "slab") descend au-delà de la limite inférieure de la sismicité, c'est-à-dire de la discontinuité de 660 km. En effet la nature des courants de convection et l'existence d'une ou deux couches distinctes en dépendent. Depuis la proposition de Jordan (1977) disant que le slab pénètrait dans le manteau inférieur, les études tomographiques les plus récentes utilisant les ondes P ou S [Kamiya et al., 1988; Spakman et al., 1988; Van der Hilst et al., 1990; Zhou et Clayton, 1990] indiquent que la pénétration est possible mais non systématique. Dans le nord du Japon, le slab semble présenter une signature claire jusqu'à 1000 km alors que dans d'autres régions (Izu-Bonin, Tonga), soit il arbore plusieurs doigts, soit il semble "s'avachir" sur la discontinuité en s'aplatissant et en s'épaississant. Ces résultats sont cependant sujets à caution. Des études syn-
thétiques montrent par exemple que l'éclairage imparfait des slabs [Spakman et al., 1989] ou un modèle de référence inadapté [Van der Hilst et Spakman, 1989] peuvent créer des anomalies artificielles notamment dans le prolongement des anomalies réelles. Il a aussi été suggéré par Zhou et al. [1990] que l'existence de la ceinture de vitesses rapides autour de l'Océan Pacifique dans le manteau inférieur contaminait fortement les modèles tomographiques des zones de subduction. Pour répondre à cette critique, l'étude de Inoué et al. [1990] fait une analyse soigneuse de la résolution des anomalies et indiquent les régions pour lesquelles les résultats dans le manteau supérieur sont significatifs ou non. Elle confirme l'extension des slabs dans certaines régions mais pas nécessairement partout. Donc le sujet reste largement ouvert. De plus la continuation des slabs dans le manteau inférieur pourrait aussi refléter des effets de couplage thermique entre le manteau supérieur et inférieur et donc pas obligatoirement le signe d'un passage réel de matière. Une étude fine de la discontinuité à 660 km en utilisant des enregistrements très large bande [Souriau, 1986] devrait permettre de préciser ce point.

Nous allons maintenant nous intéresser aux résultats obtenus à très grande échelle par les ondes de surface ou les oscillations libres. En effet, celles-ci ont l'insigne avantage d'échantillonner des zones très grandes sans sources ni stations. A l'échelle globale, les premiers modèles ont été obtenus en mesurant les fréquences propres du mode fondamental [Masters et al., 1982] ou en utilisant les ondes de surface [Wodhouse et Dziewonski, 1984; Nataf et al., 1984; Tanimoto, 1986]. Ces premiers modèles malgré leur faible résolution (environ 3000 km) ont confirmé la forte corrélation entre la distribution de vitesse et la tectonique de surface jusqu'à une profondeur d'environ 300 km, avec en particulier des vitesses lentes sous les dorsales et rapides sous les boucliers. Au-delà de cette profondeur, l'amplitude des hétérogénéités latérales décroît très fortement [Montagner et Tanimoto, 1991] et la corrélation avec la tectonique de surface s'évanouit. Plus l'on s'enfonce, plus la distribution de vitesses est dominée par le degré 2 du développement en harmoniques sphériques, avec deux zones de vitesse faible (Pacifique Centre-Est, Afrique de l'Est) et deux zones de vitesse forte (Pacifique Ouest, Atlantique). Les nouveaux modèles tomographiques ont permis de confirmer ces premiers résultats en améliorant grandement la résolution latérale, maintenant de l'ordre de 1500 km [Wong, 1989; Montagner et Tanimoto, 1990b]. Mais ils fournissent aussi de nouveaux modèles tomographiques en anisotropie [Montagner et Tanimoto, 1990] et en anélasticité [Romanowicz, 1990; Roult et al., 1990]. Le degré 2 est également trouvé dans la distribution latérale de l'atténuation des ondes de Rayleigh [Romanowicz, 1990]. L'anisotropie inversée de façon très générale [Montagner et Nataf, 1986] semble devenir très faible en-dessous de 400 km de profondeur, confirmant les résultats obtenus à partir des modes supérieurs dans l'Océan Pacifique [Cara et Lévêque, 1988]. Une série d'études utilisant les ondes de volume [Silver et Chan, 1988; Ansel et Nataf, 1989; Vinnik et al., 1989] sont venues confirmer l'existence de l'anisotropie du manteau supérieur.

## Manteau Inférieur

Les premiers modèles du manteau inférieur [Dziewonski, 1984; Clayton et Comer, 1984] avaient une très mauvaise résolution (de l'ordre de 4000 km) et semblaient peu robustes, étant

donnée l'absence d'estimation d'erreurs et de contamination par le manteau supérieur. Cependant, une analyse plus soignée de ces données [Inoué et al., 1990; Gundmunsson et al., 1990] et l'ajout de nouveaux modèles qui sont souvent des modèles du manteau supérieur étendus au manteau inférieur par l'introduction de modes harmoniques, d'ondes SH multiples ou d'oscillations [Dziewonski et Wodhouse, 1987; Giardini et al., 1987; Tanimoto, 1990] ont permis d'exhiber des caractéristiques très importantes: l'amplitude des variations latérales est beaucoup plus faible que dans le manteau supérieur (environ 1%) et est la plus forte au sommet (zone de transition) et à la base du manteau inférieur dans la couche dénommée D'' avec un minimum autour de 2000 km de profondeur. Le degré 2 du développement en harmoniques sphériques est dominant dans tout le manteau inférieur. La corrélation des vitesses lentes avec la distribution des points chauds pourraient être la manifestation de plumes provenant de la base du manteau. Il apparaît également toute une couronne de vitesses rapides tout autour de l'océan Pacifique corrélées avec les zones de subduction. Beaucoup de travail a également été fait pour cartographier la topographie de la frontière Noyau-Manteau (voir l'article sur le noyau) et le lien avec les courants de matière dans le noyau. Il reste donc encore beaucoup de travail à faire pour avoir un modèle robuste du manteau inférieur.

## La convection mantellique

Le mouvement des plaques n'est que la manifestation de surface de mouvements de convection à grande échelle dans le manteau mais beaucoup de questions se posent: Quelle est l'extension verticale de ces mouvements de convection et leur origine en profondeur? Y-a t'il un ou deux niveaux de convection? Quel est le rôle des continents? Que viennent faire les points chauds au milieu de tout cela? Les manifestations de surface de la convection sont si complexes qu'elles rendent toute modélisation numérique ou expérimentale délicate voire hasardeuse. C'est pourquoi une approche pragmatique de visualisation des hétérogénéités est absolument nécessaire pour préciser les paramètres physiques importants. Dans cette démarche, la tomographie sismique a déjà permis de répondre à une partie des questions posées. Elle a permis de mettre en évidence la disparition de la corrélation entre structure profonde et tectonique de surface au-delà de 300 km de profondeur.

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Fig. 3: Paramètre $\xi = (V_{SH}/V_{SV})^2$ exprimant l'anisotropie radiale des ondes S avec la profondeur. Ligne continue: Océan Pacifique. Ligne en pointillés: Amérique du Nord [Cara et Lévêque, 1988].</figcaption></figure>
<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>AZIMUTHAL ANISOTROPY (S-wave)

DEPTH=200km - Amax = 4%</figcaption></figure>

<figure><img src="image_36.png" /></figure>

Fig. 4: Section verticale Est-Ouest à travers le manteau supérieur de la distribution de vitesse des ondes S [Montagner et Tanimoto, 1990b]. Directions d'anisotropie à 200 km de profondeur.
<figure><img src="image_37.png" /><figcaption>Fig. 5. Atténuation des ondes du manteau à 162 s de période (200-400 km de profondeur). Les zones d'atténuation forte sont en clair, celles d'atténuation faible en foncé.</figcaption></figure>

deur et la prééminence du degré 2 à la base du manteau supérieur et dans le manteau inférieur. Elle montre également que l'amplitude des anomalies aussi bien en vitesse qu'en anisotropie chute fortement au-delà de 300 km, correspondant également à la racine profonde des continents.

Le degré 2 correspond à un schéma de convection très simple avec deux courants montants et deux descendants. Mais ce degré 2 présente lui-même des caractéristiques curieuses. Il n'est pas situé au même endroit dans le manteau supérieur et le manteau inférieur et se décale vers l'ouest avec la profondeur. Les modèles tomographiques développés en harmoniques sphériques montrent également que le degré 6 apparaît comme un maximum secondaire par rapport à une decroissance régulière avec l'ordre. Or un développement en harmoniques sphériques de la distribution des points chauds à la surface de la Terre présente un maximum très net pour ce même degré 6. De manière spéculative, on peut donc se demander si l'on n'a pas mis en évidence de manière indirecte ces points chauds si difficiles à détecter sismiquement. L'on espère ainsi pouvoir suivre leur trace en profondeur de cette manière et par là-même découvrir leur profondeur d'origine, soit à la frontière noyau-manteau ou dans la zone de transition entre 400 et 1000 km. Au vu de ces nouveaux résultats, le problème de la convection à une ou deux couches est probablement mal posé. Le passage de la matière à travers la discontinuité semble possible mais très difficile car cette discontinuité correspond aussi à une très forte augmentation de viscosité qui a tendance à inhiber tout mouvement. D'autre part, les hotspots sont les seules traces visibles du passage de matière entre les deux manteaux. Les géodynamiciens s'orientent donc vers des modèles à couches percées pouvant échanger de la matière mais en faible quantité.

## PERSPECTIVES ET CONCLUSIONS

Bien que les modèles tomographiques soient encore incapables de répondre à toutes les questions relatives à la convection du manteau terrestre, les caractéristiques à très grande longueur d'onde semblent maintenant bien établies. De plus tous les ingrédients théoriques et expérimentaux sont désormais en place pour espérer apporter une réponse à ces problèmes. Comme nous avons essayé de le montrer, il n'existe pas une méthode tomographique, mais toute une panoplie de tomographies qui nous renseignent non seulement sur la localisation des hétérogénéités de vitesse mais aussi d'atténuation et d'anisotropie liées au déplacement de la matière dans le manteau. D'un point de vue expérimental, des observatoires fonds de mer permanents ne semblent plus irréalisables et devraient permettre de combler le vide sismologique dans les océans. Donc, avec l'émergence des nouveaux réseaux sismologiques à très large bande, tels GEOSCOPE, nous sommes en train d'assister à la naissance d'une nouvelle sismologie, remplissant le trou laissé entre les courtes et les longues périodes, permettant de couvrir un très vaste domaine de longueurs d'onde spatiales et temporelles.

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DYNAMIQUE DU NOYAU LIQUIDE
ETUDES FAITES A STRASBOURG 1986-1990

HILAIRE LEGROS ET JACQUES HINDERER

Ecole et Observatoire de Physique du Globe de Strasbourg
Laboratoire de dynamique interne
5, rue René Descartes - 67084 Strasbourg Cedex

À R. LECOLAZET

Sont présentés dans cet article les principaux résultats obtenus à Strasbourg entre 1986 et 1990 dans l'étude du noyau liquide de la Terre. Ceux-ci concernent principalement la nutation presque diurne du noyau et les couplages topographiques à l'interface noyau-manteau. Sont données également quelques applications particulières comme la rotation résonante au Permien-Trias et l'influence d'une pression zonale de degré deux dans le noyau sur certains paramètres géodynamiques. Enfin les auteurs montrent l'importance des observations gravimétriques fines, complémentaires à celles de la rotation, pour la connaissance de la dynamique du noyau.

We present in this paper the main results obtained in Strasbourg between 1986 and 1990 relative to the study of the Earth's liquid core. These results mostly deal with the free core nutation (FCN) and topographic coupling between core and mantle. Some particular applications like the rotational resonance occuring at the Permo-Trias and the influence of a (degree two) zonal pressure at the core-mantle boundary on some geodynamic parameters are also given. Finally the importance for the knowledge of core dynamics of precise relative gravity measurements which are complementary to the observations of the Earth's rotation, is pointed out.

INTRODUCTION

La dynamique du noyau liquide peut se présenter sous trois aspects principaux (nous négligeons dans cet article l'influence de la graine solide): dynamique des rotations équatoriales et axiales, dynamique liée à la théorie dynamo et au champ magnétique terrestre, dynamique due aux modes propres de gravité. Les recherches effectuées à Strasbourg concernent principalement la dynamique de rotation et très légèrement celle des modes de gravité. Ces recherches se sont développées suite à la conjonction de trois événements: d'abord la mise en évidence, à partir des enregistrements des variations de gravité terrestre, de la rotation presque diurne du noyau liquide par R. Lecolazet (décédé en janvier 1990 et auquel nous dédicaçons cet article); ensuite l'idée de possibles couplages actifs entre le noyau et le manteau proposée par les auteurs; enfin la mise en service en 1987 d'un gravimètre "supraconducteur", appareil extrêmement précis, capable d'ausculter la dynamique du noyau par sa répercussion sur la variation de pesanteur. A partir de ces trois événements qui ont initialisé notre recherche, nous avons travaillé sur ce problème et nous allons présenter ici quelques résultats qui nous permettent de mieux comprendre la dynamique du noyau liquide et que nous avons regroupés sous cinq thèmes: l'étude du mode propre de rotation diurne, la structure du couplage topographique noyau-manteau, la mise en résonance de la rotation du noyau liquide il y a environ 230 millions d'années, la conjecture de l'existence d'une pression zonale de $3 \ 10^7$ Pa et enfin les premières mises en évidence des phénomènes périodiques d'origine interne au noyau. Nous préférons présenter ces résultats sous la forme d'un bilan plutôt que sous la forme d'une communication scientifique et nous nous référons seulement aux publications que nous avons faites sur ce sujet et qui devront être consultées pour des informations supplémentaires.

UNE TRADITION CONTINUEE:
ETUDE DE LA ROTATION PRESQUE DIURNE

Prédit, entre autres, par les théories de Poincaré et de Molodenskii, le mode propre de rotation dû à l'existence du noyau liquide de la Terre (appelé habituellement, bien que de façon incorrecte, mode propre du noyau liquide) de période presque diurne, a été mis en évidence par Lecolazet et Steinmetz en 1974 à partir de l'analyse des perturbations d'amplitude des ondes de marée proches de cette période propre.

Ce phénomène [Legros et Amalvict, 1985; Hinderer, 1986; Hinderer, 1987; Legros, 1987; Hinderer et al., 1991] résulte de la réaction inertielle du fluide du noyau enfermé dans la coque ellipsoïdale du manteau quand celle-ci oscille. Cette réaction se manifeste sous la forme d'une rotation équatoriale qui par pression sur l'interface se couple avec la rotation équatoriale du manteau. Dans ces conditions, la rotation terrestre est un système; ce système est formé des deux rotations équatoriales du noyau et du manteau, il possède donc deux fréquences propres: l'une est le classique mode chandlérien de période 435,2 j, l'autre est le mode presque diurne. Comme certaines ondes de marées luni-solaires ont leur fréquence très proche de celle du mode presque diurne, leur amplitude est augmentée par effet de résonance; la déformation de la Terre qui en résulte change son champ de gravité qui peut être décelé par un gravimètre sensible. La figure 1 montre comment sont amplifiées les ondes $P_1, K_1, \psi_1, \phi_1$ et comment on peut déterminer la fréquence du mode presque diurne (observations à Strasbourg, 1973 - 1983).

Les recherches sur ce mode propre de rotation se sont poursuivies aussi bien sur le plan théorique que sur le plan de l'acquisition et de l'interprétation des données. Signalons parmi d'autres les résultats suivants. D'une part une reformulation d'un modèle théorique assez général pour étudier l'influence
<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>Fig. 1</figcaption></figure>

des divers paramètres qui interviennent dans l'expression de la fréquence propre: élasticité du manteau, couche fluide superfi- cielle, frottement de l'interface etc... [Hinderer, 1987; Legros, 1987]. D'autre part, la période de ce balancement presque diur- ne a été déterminée avec précision à l'aide de l'analyse des don- nées gravimétriques de divers observatoires européens; l'écart à la période sidérale (T) a été trouvé égal à T/434,2 [Neuberg et al., 1987]. Remarquons que cette valeur de la période a été confirmée par les méthodes de la géodésie spatiale (références dans [Neuberg et al., 1987] et [Hinderer et al., 1989]).

Le tableau 1 montre les perturbations des ondes de marées au voisinage de la fréquence du mode presque diurne. Ces perturbations sont exprimées par le facteur gravimétrique d. Les données analysées sont celles du gravimètre "supracon- ducteur" [Hinderer et al., 1990a] pour une période d'enregist- trement allant du 12/07/87 au 21/08/89.

<table><caption>Tableau 1</caption><thead><tr><th>Onde de marée</th><th>δ</th><th>RMS</th><th>κ</th><th>RMS</th></tr></thead><tbody><tr><td>O<sub>1</sub></td><td>1,1465</td><td>0,0004</td><td>-0,10</td><td>0,02</td></tr><tr><td>P<sub>1</sub></td><td>1,1470</td><td>0,0009</td><td>0,03</td><td>0,05</td></tr><tr><td>S<sub>1</sub></td><td>1,2112</td><td>0,0597</td><td>-0,10</td><td>2,32</td></tr><tr><td>K<sub>1</sub></td><td>1,1343</td><td>0,0003</td><td>0,10</td><td>0,01</td></tr><tr><td>Ψ<sub>1</sub></td><td>1,2892</td><td>0,0381</td><td>0,78</td><td>1,69</td></tr><tr><td>φ<sub>1</sub></td><td>1,1592</td><td>0,0222</td><td>0,14</td><td>1,10</td></tr><tr><td>θ<sub>1</sub></td><td>1,1380</td><td>0,0240</td><td>0,30</td><td>1,21</td></tr></tbody></table>

La valeur de la période du mode presque diurne obtenue à partir des observations est extrêmement intéressante d'un point de vue géodynamique car elle diffère de la valeur théorique (dont l'écart à la période sidérale est T/466,6 obtenue par Wahr (références dans [Neuberg et al., 1987] et [Hinderer et al., 1989]). Cette différence n'a pas encore reçu, pour l'instant, de solution définitive; nous allons proposer une solution possible.

Malgré cette différence, il apparaît maintenant hors de doute qu'il existe bien un mouvement de rotation propre au noyau fluide, mouvement qui a pu avoir dans le passé un rôle très important comme nous allons voir dans le prochain paragraphe, mais nous allons auparavant regarder la structure du couplage topographique.

COUPLAGE TOPOGRAPHIQUE GENERAL
ET MOUVEMENT D'ORIGINE MAGNETIQUE

Le couplage par pression sur la forme ellipsoïdale de l'interface qui intervient dans l'étude de la rotation propre du noyau que nous avons décrite précédemment, nous est apparu comme un cas particulier d'un phénomène général de couplage par pression active (originaire de la dynamique du noyau autre que la rotation) sur toute topographie possible de l'interface noyau-manteau.

Pour cela nous avons considéré la topographie comme un écart à la forme sphérique du noyau et nous l'avons développé en série de fonctions sphériques. Considérant alors un champ de pression quelconque provenant de la dynamique du noyau, nous l'avons également développé en série de fonctions sphériques. A partir des relations d'orthogonalité, on obtient alors une expression assez simple pour le couple topographique général [Hinderer et al., 1990 b].

L'application géophysique de cette formule mathématique présente évidemment deux facettes: d'une part elle repose sur la connaissance de la topographie qui peut être connue par des études de sismologie comme celle de Morelli-Dziewonski et d'autre part elle nécessite la prise en considération des pressions qui proviennent des divers mouvements du noyau qui peuvent agir sur cette topographie.

L'étude du couple total résultant présente un grand intérêt pour la connaissance du noyau. En effet par son action il per- turbe la rotation du manteau terrestre et l'observation de ces perturbations permet de "remonter" aux pressions agissantes et de mieux connaître la dynamique interne; cette perturbation fournit donc un nouvel "observable" de cette dynamique, en particulier par les méthodes de la géodésie spatiale.

Il faut également remarquer que ce champ de pression, non seulement exerce un couple, mais produit également une déformation élastique. Celle-ci peut se calculer à partir de la théorie de la gravito-élasticité de la Terre qui tient compte des nouvelles conditions aux limites à la base du manteau. La solution de ce problème s'exprime par l'introduction de nou- veaux nombres de Love qui généralisent les classiques nombres de Love dus aux conditions aux limites en surface [Legros, 1987; Hinderer, 1987].

Cette déformation élastique produit des variations de pesanteur en surface et les nombres de Love qui en résultent permettent de calculer de nouveaux facteurs gravimétriques relatifs aux sources d'origines internes [Legros et Amalvict, 1985; Hinderer, 1987; Legros, 1987; Hinderer et Legros, 1989]. Par l'intermédiaire de ces facteurs gravimétriques il apparaît donc un deuxième observable des processus d'origi- ne interne qui est inclus dans l'enregistrement continu des variations du champ de gravité détectées par des gravimètres très sensibles comme le gravimètre "supraconducteur" [Hinderer et al., 1990a].

Ainsi, les modélisations que nous avons proposées fournissent un outil très utile pour l'analyse de la dynamique du noyau, outil dont nous nous servons pour les recherches en cours et qui a déjà servi pour l'étude de l'influence des pressions d'origine magnétique.

En effet, comme il sera précisé dans l'article suivant, les chercheurs de l'IPGP ont pu déterminer les champs de vitesse qui sont à l'origine de la variation séculaire du champ magné- tique terrestre; ils ont pu également en déduire, sous certaines hypothèses, le champ de pression correspondant. Nous avons pu calculer les couplages dus à ce champ [Le Mouël et al.,
<figure><img src="image_39.png" /></figure>

1985; Hinderer et al., 1987; Hinderer et al., 1990b]. Les pre-mières conclusions les plus intéressantes sont les suivantes: ce couplage semble peu efficace (mais son action n'est pas exclue) pour exciter le mouvement du pôle, mais il pourrait intervenir pour lui donner une certaine dérive pour de plus longues échelles de temps; par contre il peut jouer un rôle plus important dans la variation de décade de la rotation axiale de la Terre. Les travaux dans ce domaine se poursuivent.

## ROTATION RESONANTE DU NOYAU ET CRISE GEOLOGIQUE

L'étude de la dynamique du noyau est intéressante en soi pour connaître mieux l'intérieur de la Terre, mais elle est également intéressante pour son influence sur la dynamique de la planète Terre dans son ensemble et pour ses répercussions géologiques. Nous allons présenter ici un exemple en étudiant la mise en résonance exacte de la rotation du noyau [Hinderer et Legros, 1988; Legros et al., 1990].

Nous avons vu que l'onde de marée $\psi_1$ a son amplitude amplifiée puisque sa fréquence est proche de celle du mode propre de rotation lié au noyau fluide; comme nous l'avons dit, cela provient du fait que ce système oscillant est proche d'un état de résonance. Peut-on penser qu'il puisse exister une possibilité de résonance totale? Pour cela il faut rechercher à quelles conditions la différence entre les deux fréquences $\sigma_{\psi_1}$ et $\sigma_r$ peut s'annuler au cours du temps. La fréquence $\sigma_{\psi_1}$ de l'onde $\psi_1$ de marée est liée au mouvement de la Terre autour du Soleil, phénomène astronomique reconnu comme stable au cours du temps; son écart à la fréquence sidérale est donc $\Omega_0/366,25$ où $\Omega_0$ est la fréquence sidérale actuelle. Que peut-on dire de l'évolution temporelle de l'écart de la fréquence $\sigma_r$ à la fréquence sidérale? Cet écart est proportionnel à la fréquence sidérale elle-même et à l'aplatissement dynamique du noyau; il fait intervenir également les effets de l'élasticité du manteau. L'aplatissement dynamique, en première approximation, dépend de la composition de la Terre et de la rotation axiale (=fréquence sidérale) au carré; donc l'écart de la fré-

<table><caption>Tableau 2 Résonance presque diurne viscosité et amplitude</caption><thead><tr><th></th><th>ω<sup>r</sup><br>ω<sup>a</sup></th><th>ω<sup>2</sup>Ω<sup>b</sup><br>3</th><th>u = h<sup>1</sup>P<br>ρg</th><th>θ<sup>2</sup>b</th><th>S<sup>c</sup><sub>θθ</sub>-S<sup>c</sup><sub>λλ</sub></th><th>E<sup>c</sup><sub>v</sub></th><th>E<sup>c</sup><sub>k</sub></th></tr></thead><tbody><tr><td>actuel</td><td></td><td>7,5 10<sup>-3</sup></td><td>3,1 10<sup>-4</sup></td><td>1,2</td><td>2,5</td><td>3,2 10<sup>5</sup></td><td>7,0 10<sup>4</sup></td></tr><tr><td>Zschau</td><td>510</td><td>3,8</td><td>1,6 10<sup>-1</sup></td><td>0,6 10<sup>3</sup></td><td>1,3 10<sup>2</sup></td><td>8,3 10<sup>10</sup></td><td>1,8 10<sup>10</sup></td></tr><tr><td>Auteurs</td><td>3800</td><td>28,5</td><td>1,2</td><td>4,6 10<sup>3</sup></td><td>9,5 10<sup>3</sup></td><td>4,6 10<sup>12</sup></td><td>1,0 10<sup>12</sup></td></tr></tbody></table>
quence $\sigma_r$ à la fréquence sidérale est proportionnelle, par une quantité que l'on peut considérer comme constante, au cube de la fréquence sidérale. Ainsi la possibilité d'une résonance exacte est directement liée à l'évolution temporelle de la fréquence sidérale ou de la rotation axiale de la Terre.

Or, il est bien connu que cette rotation axiale est variable au cours du temps et, si on néglige des perturbations plus localisées dans le temps, telles que celles dues aux glaciations, il est admis une décélération séculaire de l'ordre de 5,9 $10^{-22}$ rds s$^{-2}$. A partir de ce taux il est facile de calculer l'époque où la différence $\sigma_{\psi 1} - \sigma_r$ s'annule; on trouve que l'époque de la résonance exacte a eu lieu dans le passé il y a 225 millions d'années environ. (Dans une étude plus détaillée on peut montrer que cette date peut varier entre 225 et 236 millions d'années). L'évolution de la rotation du noyau relativement à sa valeur actuelle est montrée sur la figure 2.

Ainsi la dynamique en rotation du noyau fluide de la Terre a pu évoluer au cours du temps et a pu passer par un état critique il y a environ 230 millions d'années. Qu'a-t-il pu se passer alors? La réponse à cette question est difficile. Pour une Terre parfaitement élastique, les effets auraient été évidemment catastrophiques, mais il est clair que les effets de viscosité ont fortement amoindri les effets de cette résonance. Nous montrons dans le tableau 2 les valeurs de certains paramètres pour différentes hypothèses sur la viscosité. La figure 2 fait intervenir une viscosité proche de celle de Zschau. Ce processus a pu entraîner des déplacements journaliers en surface (à 45°) d'amplitude comprise entre 30 cm et 3 m et la puissance dissipée en chaleur comprise entre $10^{10}$ et $10^{12}$ W. Bien que la durée du phénomène ait été brève, de l'ordre de 3 millions d'années, il semble cependant difficile d'admettre que ces perturbations thermiques et mécaniques aient été sans influence sur la dynamique de la planète.

Disons simplement que ce phénomène mécanique se situe à la limite Permien-Trias. Or il semble bien, d'après Courtillot et Besse, qu'il y ait eu vers cette date à la fois un accroissement du taux des inversions du champ magnétique, une reprise des dérives vraies du pôle et le début de la rupture de la Pangée. Faut-il mettre ces phénomènes géologiques en corrélation avec nos résonances mécaniques [Legros et al., 1990], en particulier l'échaufement de l'interface noyau-manteau est-il en relation avec un changement dans le taux d'inversion du champ magnétique? La chaleur dégagée au cours de cet événement unique a-t-elle perturbé le régime de la dynamo terrestre et modifié la convection du manteau? Ces questions restent, pour l'instant, sans réponse. Dans l'affirmative il faudrait supposer que la viscosité du manteau terrestre est plus faible que celle qui a été admise dans cette étude, ce qui, corrélativement, donnerait une amplitude plus forte aux phénomènes que nous avons décrits. Notons également que l'existence d'une telle corrélation serait un argument en faveur de la valeur actuellement admise du taux de décélération terrestre.

Cette étude sur la résonance montre bien l'intérêt de la connaissance de la dynamique du noyau pour l'étude de la dynamique globale de la Terre.

### UNE CONJECTURE: EXISTENCE D'UNE PRESSION ZONALE DE 3 $10^7$ PA DANS LE NOYAU

Cette étude [Legros et al., 1989] sur la dynamique du noyau est assez différente des précédentes car elle repose sur une hypothèse pour laquelle, pour l'instant, on n'a pas vérifié la réalité physique et dont l'explication elle-même ne peut être que plausible. Pourquoi, alors, présenter une telle étude qui

peut paraître tout à fait fictive et qui s'est présentée à nous au hasard d'un calcul? Tout simplement à cause de ses implications géodésiques et géodynamiques. En effet nous allons montrer succinctement que cette hypothèse permet de résoudre simultanément quelques énigmes géodésiques (c'est-à-dire des différences inexplicuées entre la théorie et les observations), à savoir: l'écart entre l'aplatissement terrestre observé et l'aplatissement hydrostatique, l'écart entre la valeur de la fréquence chandlérienne observée et la fréquence théorique, l'écart entre la valeur observée de la fréquence du mode presque diurne (dont nous avons parlé plus haut) et sa valeur théorique.

Il est difficile d'expliquer simplement comment cette hypothèse résoud les trois énigmes précédentes puisque ceci résulte d'une démonstration parfaitement "calculatoire", nous allons essayer d'expliciter la physique sous-jacente.

Le problème de la figure hydrostatique de la Terre se résoud habituellement par l'étude de la forme de l'équipotentielle d'un corps fluide autogravitant et en rotation autour de son axe. Il est facile de penser que l'existence d'une pression zonale forte (d'origine thermique) dans le noyau fluide va exercer sur le manteau une pression qui va le déformer; il est également facile d'admettre qu'à longue échelle de temps la réponse du manteau sera de nature fluide. Dans ces conditions la solution des équations de la gravito-élasticité, dans leur limite fluide avec des conditions aux limites en potentiel et en pression interne (que nous avons introduites dans le 2ème paragraphe), donne la forme de l'équipotentielle de surface et de l'interface noyau-manteau. Le tableau 3 montre les perturbations apportées par la pression $P_{20}$ aux habituels aplatissements géométrique et dynamique de la Terre et de son noyau (notés par un H).

$$ 
\begin{aligned}
\varepsilon(a) &= \varepsilon_H \left( 1 - 0,138 \frac{P_{20}}{\rho^c b^2 \Omega^2} \right) \\
\varepsilon(b) &= \varepsilon_H^c \left( 1 - 3,281 \frac{P_{20}}{\rho^c b^2 \Omega^2} \right) \\
\lambda_1 &= \lambda_{cw} \left( 1 + 0,064 \frac{P_{20}}{\rho^c b^2 \Omega^2} \right) \\
\alpha(a) &= \alpha_H \left( 1 + 0,294 \frac{P_{20}}{\rho^c b^2 \Omega^2} \right) \\
\alpha(b) &= \alpha_H^c \left( 1 - 3,281 \frac{P_{20}}{\rho^c b^2 \Omega^2} \right) \\
\lambda_2 + \Omega &= (\lambda_{qd} + \Omega) \left( 1 - 2,177 \frac{P_{20}}{\rho^c b^2 \Omega^2} \right)
\end{aligned}
$$

<caption>Tableau 3</caption>

Il est plus difficile de comprendre les effets de cette pression sur les modes propres de rotation. Pour cela il faut penser que sous l'action des rotations équatoriales de la Terre et de son noyau, l'interface noyau-manteau se déforme pour prendre la forme d'un ellipsoïde légèrement penché qui tourne avec une périodicité presque diurne et chandlérienne. Cette déformation donne une topographie sur laquelle la pression zonale exerce un couple (cf 2ème paragraphe) qui modifie donc simultanément les deux rotations. Les perturbations apportées aux valeurs classiques sont également écrites dans le tableau 3, mais il faut
remarquer que les fréquences propres de rotation sont perturbées de deux façons indépendantes, d'une part par la variation d'aplatissement, d'autre part par l'effet direct du couple que nous avons décrit. Comme on le voit dans le tableau 3, toutes ces perturbations sont déterminées de façon univoque.

Nous avons calculé les valeurs des perturbations pour différentes valeurs de $P_{20}$ et nous les présentons ainsi que les valeurs observées dans le tableau 4.

<table><caption>Tableau 4: Influence numérique de la pression $P_{20}$</caption><thead><tr><th></th><th>0</th><th>2.10<sup>7</sup> Pa</th><th>3.10<sup>7</sup> Pa</th><th>4.10<sup>7</sup> Pa</th><th>Valeurs observées</th></tr></thead><tbody><tr><td>1/ε</td><td>299,83</td><td>298,76</td><td>298,23</td><td>297,7</td><td>298,25</td></tr><tr><td>1/α</td><td>307,8</td><td>305,5</td><td>304,3</td><td>303,2</td><td>304,4</td></tr><tr><td>1/α<sup>c</sup></td><td>396,0</td><td>365,0</td><td>351,2</td><td>338,5</td><td></td></tr><tr><td>T<sub>cw</sub> = 2π/λ<sub>cw</sub></td><td>433,6</td><td>434,3</td><td>434,7</td><td>435,0</td><td>435,2</td></tr><tr><td>T<sub>qd</sub> = 2π/λ<sub>qd</sub> +Ω</td><td>466,6</td><td>441,7</td><td>430,2</td><td>419,3</td><td>434,2</td></tr></tbody></table>

Nous voyons que la valeur $3 \ 10^7$ Pa donne des valeurs calculées proches des valeurs observées, à la fois pour les aplatissements géométrique et dynamique en surface et les périodes des modes propres de rotation malgré deux perturbations antagonistes (en géométrie et en couplage).

Quel processus physique peut engendrer une pression zonale de degré 2 d'une telle amplitude? Il est clair que les mouvements de nature magnéto-hydrodynamique à l'intérieur du noyau liquide ne produisent, en général, que des pressions de l'ordre de quelques centaines de pascals. Une contrainte d'une centaine de bars peut effectivement être associée à un mouvement de convection dans le manteau inférieur, mais un tel mécanisme ne rentre absolument pas dans le cadre des équations proposées. Une telle contrainte peut, en effet, changer la topographie de l'interface noyau-manteau, mais ne peut expliquer, dans les proportions requises, la variation des aplatissements du noyau et de la Terre; de plus, elle est incapable de coupler mécaniquement le noyau au manteau, et donc d'altérer les fréquences propres des modes de rotation. Nous pensons que l'explication la plus plausible fait intervenir des contraintes thermo-élastiques résultant d'une augmentation de température (de nature zonale) à la frontière noyau-manteau. La source d'énergie nécessaire serait due à la friction visco-magnétique à cette frontière lors de la décélération de la rotation axiale de la Terre et de son noyau au cours des temps géologiques.

Cependant, les résultats obtenus nous ont paru assez remarquables pour postuler l'existence d'une pression zonale de $3 \ 10^7$ Pa dans le noyau fluide.

### AUSCULTATIONS GRAVIMETRIQUES DES MODES DU NOYAU

Comme le montrent les études précédentes, hors les observations des variations d'origine interne du champ magnétique de la Terre, les principaux observables de la dynamique du noyau sont les variations dans la rotation terrestre et les variations du champ de pesanteur: méthode de la géodésie spatiale et gravimétrie de précision. Nous allons donc insister davantage dans cette dernière étude [Florsch et al., 1990] sur l'auscultation de la dynamique du noyau que nous permet le gravimètre "supraconducteur" G.W.R. installé dans le fort J9 tout près de Strasbourg et qui est en état de marche sans discontinuité depuis février 1987 [Hinderer et al., 1990a]. Il faut remarquer au préalable que les informations apportées par un appareillage de ce type sont très générales et extrêmement intéressantes, et concer-

nent, en dehors de l'enregistrement des classiques marées gravimétriques (qui nous informent sur le mode presque diurne), aussi bien les perturbations d'origine atmosphérique et océanique que les perturbations d'origine interne.

Un problème qui nous intéressait a priori était la détection des modes propres du noyau (mode de gravité ou modes ultra-lents) dont la périodicité est obligatoirement supérieure à l'heure. On pouvait trouver dans les spectres étudiés dans la littérature certains pics dont l'amplitude significative était parfois attribuée à l'existence de ces modes ultra-lents. Un premier résultat intéressant de l'analyse du signal donné par le gravimètre "supraconducteur" fut effectivement l'existence d'un certains nombre de ces pics, figure 3, dont l'interprétation se révèle très rapidement extrêmement simple: il s'agissait tout simplement des harmoniques du jour (comparaison haut et bas figure 3). Ce résultat est intéressant dans la mesure où théoriquement la limite inférieure de ces modes ne doit pas descendre beaucoup au dessous de 10 h. En revanche, sur la figure 4, en bas, après avoir ôté les harmoniques du jour, il semble rester un triplet peut-être non significatif qui serait interprétable comme les modes de Slichter. Ces modes ne sont pas, en fait, des modes de gravité, mais des modes "sismologiques" relatifs au mouvement de translation de la graine solide dans le noyau fluide. La période des modes de Slichter est très sensible à la différence entre la densité du fluide à l'interface et la densité moyenne de la graine, paramètre assez mal défini actuellement dans les modèles de Terre (on a marqué en pointillé dans la figure 4 les positions théoriques pour le modèle 1066 A). Dans ces conditions leur observation apparaît donc des contraintes sur les modèles de Terre.

Qu'en est-il actuellement du problème des modes ultra-lents? Sur le plan théorique, il a été proposé [Crossley et al., 1990] une modélisation des possibilités d'observation à partir des effets de déformation et d'attraction par l'introduction de nouveaux types de nombres de Love. La quête de leur présence sur les enregistrements de gravité se continue dans l'attente qu'un processus d'excitation adéquat leur permette d'avoir une amplitude convenable.

Nous avons montré les principaux résultats obtenus à Strasbourg sur la dynamique du noyau liquide au cours des cinq dernières années. La modélisation théorique fondamentale qui a été faite, les données acquises par le gravimètre "supraconducteur" vont permettre de prolonger ces études et de cerner davantage la dynamique de la profondeur liquide du globe. En effet notre meilleure connaissance de la structure des couplages rend cette dynamique observable, non seulement par les variations du champ magnétique qu'elle génère mais aussi par les perturbations de la rotation terrestre et les modifications de son champ de gravité.

### REFERENCES

* Crossley, D., J. Hinderer and H. Legros, On the excitation detection and damping of core modes, *Phys. Earth Planet. Int.* (sous presse), 1990.

* Florsch, N., J. Hinderer, D. Crossley, H. Legros and B. Valette, Spectral analysis of the residual signal of a superconducting gravimeter below one day period, *Phys. Earth Planet. Int.*, (sous presse), 1990.

* Hinderer, J., Resonance effects of the Earth's fluid core, in *Earth Rotation: solved and unsolved problems* (A. Casenave ed.), 277-296, Reidel, Dordrecht, 1986.

* Hinderer, J., Sur quelques aspects en rotation et déformation d'une planète à noyau liquide, manteau élastique et couche fluide superficielle, *Thèse de doctorat d'Etat ès Sciences Physiques, Université Louis Pasteur, 16 septembre 1987.*
<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>Fig. 3</figcaption></figure>

<figure><img src="image_41.png" /><figcaption>Fig. 4</figcaption></figure>
Hinderer, J., C. Gire, H. Legros and J.L. Le Mouël, Geomagnetic secular variation, core motions and implications for the Earth's wobble, *Phys. Earth Planet. Int.*, **49**, 121-221, 1987.

Hinderer, J. and H. Legros, Tidal flow in the Earth's core: a search for the epoch and amplitude of exact resonance in the past, in *Structure and Dynamics of the Earth's Deep Interior, AGU Monograph Series*, **46**, 79-82, 1988.

Hinderer, J. and H. Legros, Elasto-gravitational deformation, relative changes in gravity and Earth dynamics. *Geophys. J.*, **97**, 481-495, 1989.

Hinderer, J., W. Zürn and H. Legros, Interpretation of the strength of the "nearly diurnal free wobble" resonance from stacked gravity tide observations. *Proc. 11th Int. Symp. Earth Tides, Helsinki* (sous presse), 1989.

Hinderer, J., H. Legros, J. Bonnin et N. Florsch, Rapport préliminaire sur le "gravimètre supraconducteur" installé à Strasbourg. Février 1987 - Janvier 1990, 1990a.

Hinderer, J., Jault, D., Legros, H. and Le Mouël, J.L., Core-mantle topographic torque: a spherical harmonic approach and implications for the excitation of the Earth's rotation by core motions, *Phys. Earth Planet. Int.* **59**, 329-341, 1990b.

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Legros, H. and M. Amalvict, Rotation of a deformable earth with dynamical superficial layer and liquid core. Part I: Fundamental equations, *Ann. Geophysica*, **3**, 655-670, 1985.

Legros, H., Sur quelques problèmes de dynamique planétaire, *Thèse de doctorat d'Etat et Sciences Physiques, Université Louis Pasteur, 16 septembre 1987*.

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Legros, H., J. Hinderer et J. Bonnin, Sur la mise en résonance simultanée des rotations équatoriales terrestres il y a 230 millions d'années. *Comptes-rendus Acad. Sci. Paris, 311, Série II*, 993-998, 1990.

Le Mouël, J.L., C. Gire, et J. Hinderer, Sur l'excitation possible de l'oscillation chandlérienne par les mouvements à la surface du noyau, *Comptes-rendus Acad. Sci. Paris, 301, Série II*, 27-32, 1985.

Neuberg, J., J. Hinderer and W. Zürn, Stacking gravity tide observations in Central Europe for the retrieval of the complex eigenfrequency of the nearly diurnal free wobble, *Geophys. J. R. astr. Soc.*, **91**, 853-868, 1987.
1

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IMAGERIE DE LA LITHOSPHERE PAR ENREGISTREMENT DE SOURCES SISMIQUES NATURELLES ET ARTIFICIELLES

ANNE PAUL, MICHEL CAMPILLO ET GEORGES POUPINET

Laboratoire de Géophysique Interne et Tectonophysique
Observatoire de Grenoble
BP 53X - 38041 Grenoble Cedex

De 1987 à 1990, un effort important a été consacré à la reconnaissance de la structure de la lithosphère, notamment au sein des opérations ECORS et LITHOSCOPE. 1100 km de sismique terrestre et 2700 km de sismique marine ont été acquis depuis 1983 par ECORS, pour partie dans de projets internationaux. Ces profils ont permis de préciser la structure de la chaîne varisque, celles des Pyrénées et des Alpes, et ont apporté un nouvel éclairage sur les zones en extension des bassins de la Manche, de la Mer Celtique, du Golfe de Gascogne et du Fossé Rhénan. L'imagerie des structures sous des angles d'incidence supérieurs à ceux de la sismique verticale, en réfraction ou grand-angle, s'est révélé d'un intérêt majeur, notamment pour l'interprétation des profils Nord de la France, Golfe de Gascogne et Alpes. La qualité des images de la croûte inférieure réflective a permis de proposer un age pour ces réflecteurs, et de conduire des études détaillées de leurs caractéristiques dans le but de préciser leur origine. Depuis sa création en 1988, le parc de stations LITHOSCOPE a été utilisé pour construire des coupes lithosphériques notamment sous le Fossé Rhénan, la chaîne des Mauritanides et en Finlande. L'étude des résidus télésismiques a apporté de nouvelles contraintes aux modèles structuraux des Pyrénées et des Alpes. Enfin, des anisotropies de vitesses crustales ont pu être décelées par des méthodes sismologiques, ainsi que des anomalies d'atténuation apparente de la croûte en France.

From 1987 to 1990, a great effort has been devoted to imaging the structure of the lithosphere, in particular within the ECORS and LITHOSCOPE projects. Since the beginning of ECORS in 1983, 3800 km of deep seismic profiles have been recorded both on land (1100 km) and at sea (2700 km) partly within international collaborations. The deep structures of the variscan chain, the Pyrenees and the Alps is now known with more accuracy and the processes of crustal extension have been precised from the examples of the basins in the Channel and Celtic Sea, the Bay of Biscay and the Rhine Graben. The contribution of wide aperture seismic data, like refraction and wide-angle reflection, has proved to be of major importance in the interpretation of vertical seismics recorded in northern France, in the Bay of Biscay and in the Alps. The quality of the images of the reflective lower crust has allowed detailed studies of the characteristics of the reflections in order to precise their origin. Since its creation in 1988, the set of LITHOSCOPE seismic recorders has been used to build cross-sections of the lithosphere, for example under the Rhine Graben, the Mauritanides and in Finland. The study of teleseismic residuals has put new constraints on the structural models of the Pyrenees and the Alps. Some indications of anisotropy in crustal velocities have been detected from seismological methods and a map of apparent attenuation of the crust in France has been proposed.

INTRODUCTION

De 1987 à 1990, le programme ECORS d'étude de la croû-
te continentale par sismique réflexion verticale et grand-angle
a permis de poursuivre l'investigation de la croûte en France
entamée en 1983. Ses principaux résultats, ainsi que ceux
d'études plus locales utilisant des techniques similaires seront
rappelés dans une première partie. Sur les profils ECORS,
comme ailleurs en Europe ou aux Etats-Unis, la sismique ver-
ticale profonde a fourni une image assez inattendue de la
croûte inférieure et du Moho, fréquemment marqués par de
nombreuses réflexions de fortes amplitudes, quasi-hizon-
tales mais très discontinues latéralement. La seconde partie
leur sera consacrée. A l'exception des chaînes alpine et pyré-
néenne, la sismique réflexion ne donne que rarement accès
aux structures lithosphériques au-delà du Moho. C'est le
domaine de l'analyse des anomalies de transmission des
ondes télésismiques enregistrées par le parc de stations
LITHOSCOPE. Les premiers résultats des opérations menées
depuis 1988 feront l'objet de la troisième partie. Enfin, la der-
nière partie sera consacrée aux mesures d'atténuation et
d'anisotropie dans la croûte conduites par des méthodes sis-
mologiques.

RESULTATS DE SISMIQUE REFLEXION; LE PROGRAMME ECORS

Etat d'avancement du programme ECORS

Le programme ECORS (Etude de la Croûte continentale et Océanique par Réflexion et réfraction Sismiques) a été lancé en 1983 par L'Institut National des Sciences de l'Univers (INSU), L'Institut Français du Pétrole (IFP) et Elf Aquitaine. L'Institut Français pour la Recherche et l'Exploitation de la Mer (IFRE-MER) les a re joints pour les opérations de sismique marine.

1100 km de sismique terrestre et 2700 km de sismique
marine ont été enregistrés à ce jour dans neuf opérations, aux-
quelles ont participé d'autres groupes de sismique profonde
européens. Ces opérations sont (Figure 1): Nord de la France
(1983-1985, 228 km de terrestre), SWAT et WAM en Manche
et Mer Celtique dans une collaboration avec le groupe anglais
BIRPS (1983, 1600 km de marine), Golfe de Gascogne (1984,
295 km de marine), Pyrénées en collaboration avec les espa-
gnols (1985-1986, 270 km de terrestre), Alpes en collaboration
avec les italiens de CROP (1985-1986, 200 km de terrestre)
puis Jura-Bresse (1987, 114 km de terrestre), Golfe du Lion et
Ouest-Sardaigne en collaboration avec CROP (1988, 770 km
de marine), Fossé Rhénan en collaboration avec le groupe alle-
mand DEKORP (1988, 233 km de terrestre) et Pyrénées-
<figure><img src="image_42.png" /></figure>

**Fig. 1.** Carte de localisation des profils ECORS et BIRPS-ECORS (mise à jour: septembre 1989) par-rapport aux principales structures géologiques de France et des pays voisins [extraite de *Bois and ECORS Scientific Party*, 1990].

Arzacq (1989, 98 km de terrestre). Dans presque tous les cas, la sismique verticale a été complétée par l'acquisition de sismique réfraction et grand-angle à l'explosif, ainsi que de données gravimétriques, magnétiques et magnéto-telluriques.

### Principaux résultats des différents profils

Notre propos se limite ici à décrire brièvement les principaux résultats des opérations de sismique verticale menées dans le cadre d'ECORS. Le lecteur intéressé par une description plus exhaustive pourra se reporter aux publications générales [par exemple: *Bois et al.*, 1987; *Bois*, 1989; *Bois et ECORS Scientific Party*, 1990], ou à celles relatives à chacun des profils. Golfe du Lion, Fossé Rhénan et Pyrénées-Arzacq étant encore en phase d'interprétation ou de traitement, il ne sera pas fait mention de leurs résultats ici.

### Profil Nord de la France

Les résultats du premier profil ECORS ont déjà été mentionnés dans le précédent rapport CNFGG 1982-1986 [*Bois et Damotte*, 1986], ainsi que dans de nombreuses publications [notamment *Cazes et Torreilles*, 1988]. Il a permis la mise en évidence d'un grand détachement plat émergeant à la Faille du Midi, interprété

comme le chevauchement frontal de l'orogène varisque. La croûte inférieure est marquée sur la majeure partie du profil par des réflexions très énergétiques, relativement horizontales et latéralement discontinues. Ce litage sismique disparaît vers le nord sous le bloc cadomien du Brabant. Toutefois, la sismique réflexion-réfraction verticale à l'explosif enregistrée le long du profil jusqu'à 45 km de distance source-récepteurs [*Damotte*, 1988; in *Cazes et Torreilles* (éds); *Damotte et Bois*, 1990] a permis d'enregistrer des réflexions dans la croûte inférieure du Bloc du Brabant. De plus, le Moho invisible en sismique verticale sous ce même Brabant a pu être localisé par sismique grand-angle [*Hirn et al.*, 1987; *Hirn*, 1988; in *Cazes et Torreilles* (éds)]. En ce qui concerne la Faille de Bray, où la sismique verticale montrait une zone sourde sur toute l'épaisseur de la croûte et laissait donc supposer la présence d'une discontinuité majeure affectée par un léger déplacement vertical, la sismique réfraction-réflexion a permis de lever le doute en démontrant que les réflexions de la croûte inférieure ne sont pas affectées par la faille [*Damotte et Bois*, 1990]. Dans les deux cas - Bloc du Brabant et Faille de Bray - la mauvaise qualité de la sismique verticale a pu être imputée à l'addition de traces bruitées ou décorrelées par des structures de subsurface très chahutées. La contribution des autres techniques sismiques, réfraction-réflexion à grands offsets et réflexion grand-angle, s'est révélée décisive dans l'interprétation finale.
## Profils SWAT et WAM

Ces deux campagnes ont été opérées par le groupe anglais BIRPS. En Manche et Mer Celtique, les profils SWAT montrent une image assez similaire à celle du profil Nord de la France, avec quelques rares réflecteurs pentés interprétés comme traces de chevauchements varisques dans la croûte supérieure, et un spectaculaire litage sismique dans la croûte inférieure [BIRPS et ECORS, 1986; Bois et al., 1990]. Plus à l'ouest, le profil WAM semble montrer un affaiblissement des réflexions de la croûte inférieure, accompagné d'un amincissement de la zone litée à l'approche de la marge atlantique de l'Eperon de Goban [Peddy et al., 1989; Bois et al., 1990]. L'étude de la transition entre croûte continentale et croûte océanique était l'un des objectifs de WAM; mais la qualité de l'image est fortement dégradée par la présence de forts multiples de fond de l'eau.

## Profil Golfe de Gascogne

La principale caractéristique de ce profil est la présence du Bassin de Parentis en son centre [Pinet et al., 1987a, b]. Le litage de la croûte inférieure, bien visible au nord et au sud, disparaît brutalement sous le bassin. La question s'est posée de l'origine de cette disparition: réel amincissement crustal par disparition totale de la croûte inférieure ou manque de pénétration de la sismique verticale dû à une trop grande épaisseur de sédiments dans le bassin (15 km)? Mais l'inversion de profils à point commun central enregistrés perpendiculairement au profil principal a permis d'obtenir des modèles de vitesse crustaux qui confirment une nette élévation du Moho sous le Bassin de Parentis [Marillier et al., 1987].

Une série de profils grand-angle en éventail ayant été enregistrés de l'extrémité sud du profil Nord de la France à l'extrémité nord du profil Gascogne, ces 3 ensembles de données forment une coupe sismique continue de la chaîne varisque sur plus de 800 km. La signature sismique de la croûte depuis le Bloc du Brabant jusqu'au Bassin de Parentis a été étudiée par Matte et Hirn [1988] en relation avec l'histoire géologique de la chaîne varisque.

## Profil Pyrénées

Il traverse la chaîne dans son intégralité depuis le Bassin d'Aquitaine jusqu'au Bassin de l'Ebre. Contrairement aux profils réalisés à travers la chaîne varisque, des réflecteurs nombreux et énergétiques sont ici visibles sur toute l'épaisseur de la croûte [ECORS Pyrenees Team, 1988; Choukroune et ECORS Pyrenees Team, 1989; Choukroune et al., 1990]. Ils montrent une géométrie en éventail avec des pendages nettement dirigés vers l'intérieur de la chaîne au nord comme au sud. Ces pendages affectent aussi la croûte inférieure litée qui apparaît sur quasiment toute la longueur du profil, avec le Moho à sa base. La croûte ibérique est plus épaisse que le croûte européenne, et nettement fléchie vers le nord jusque sous la faille Nord-Pyrénéeenne. Le fléchissement de la croûte européenne est moins marqué. L'acquisition de données complémentaires de sismique grand-angle, ainsi que le retraitement de la partie profonde du centre du profil (enregistrée jusqu'à 25 s au lieu de 15 habituellement) a permis à Daignières et al. [1989] de préciser la géométrie des structures profondes dans la zone où la croûte européenne semble poinçonner la croûte ibérique. Ils ont pu mettre en évidence un réflecteur profond à fort pendage qui pourrait correspondre au raccordement entre

Moho européen sus-jacent et Moho ibérique sous-jacent. Dans cette hypothèse, l'imbrication de la croûte européenne dans la croûte ibérique serait d'ampleur limitée et ne dépasserait pas la trace en surface de la Faille Nord-Pyrénéeenne.

## Profils Alpes et Jura-Bresse

De la bordure orientale du Massif Central au Massif Cristallin Externe de Belledonne, la section sismique (Figure 2a) montre une image relativement classique avec une croûte supérieure presque transparente surmontant une croûte inférieure très réflective [Bergerat et al., 1990; Nicolas et al., 1990]. L'approfondissement du Moho vers les zones internes est visible. Par contre, le litage sismique de la croûte inférieure disparaît brutalement sous l'arrière du Massif de Belledonne et le Moho devient indétectable par sismique verticale sur tout le reste du profil jusqu'à la Plaine du Pô. La partie interne de la chaîne, entre le Front Pennique et l'arrière du Massif du Grand Paradis, est marquée par de nombreuses réflexions (ou diffractions) entrecroisées présentant une faible corrélation latérale. Un événement remarquable est visible dans cette zone sous la forme d'un groupe de réflexions parallèles à pendage est et à forte continuité latérale dont la trace recoupe la surface au voisinage du Chevauchement Pennique Frontal. A l'est du Grand Paradis, les réflexions deviennent encore plus rares, jusqu'à l'apparition du remplissage sédimentaire de la Plaine du Pô.

Dans cette traversée des Alpes Occidentales, les principales informations sur la structure profonde ont été apportées par la sismique grand-angle (Figure 2b). Les profils longitudinaux et en éventail réalisés préalablement au profil vertical ont en effet permis de localiser le Moho autochtone jusque sous le Grand Paradis où il atteint une profondeur de 55 km [ECORS-CROP Deep Seismic Sounding Group, 1989]. Dans les zones internes (zone briançonnaise), les profils en éventail ont mis en évidence un réflecteur intracrystal situé vers 25-30 km de profondeur. Interprété comme le Moho allochtone, il serait donc un marqueur d'éraillage lithosphérique sous les Alpes Occidentales. Sa réponse moins énergétique et plus basse fréquence pourrait expliquer sa non-détection par sismique verticale [ECORS-CROP Deep Seismic Sounding Group, 1989].

## Autres résultats de sismologie expérimentale

Comme nous l'avons vu, le programme ECORS a permis une étude détaillée de la géométrie des réflecteurs et autorisé certaines vérifications ou révisions de modèles géodynamiques. La structure sismique de la croûte supérieure a aussi été étudiée à partir de profils de réfraction ou réflexion grand-angle dans le cas du développement de modèles structuraux locaux [par exemple Dubuisson et al., 1988; ou Biberon, 1989]. Ferrucci et al. [1989] ont pu mettre en évidence une très grande hétérogénéité des structures profondes en utilisant des profils de réflexion en éventail enregistrés dans la région de Naples.
<figure><img src="image_43.png" /><figcaption>Fig. 2. Coupes sismiques des Alpes Occidentales résultats des profils ECORS Jura-Bresse et ECORS-CROP Alpes. a: Synthèse des pointés des réflexions ("line drawing") sur les sections de sismique verticale depuis le Massif Central jusqu'à la Plaine du Pô. L'axe vertical est en temps double et la section est non-migrée (figure extraite de la Lettre ECORS Information n° 7 de Juin 1990). b: Comparaison des résultats de la sismique verticale (pointillés) et de la sismique grand-angle (traits épais) sur la partie centrale du profil ECORS-CROP Alpes, après migration géométrique des "line-drawings" ([d'après Sénechal, 1989]. Il faut noter que la superposition des 2 types de réflecteurs sur une même coupe peut être sujette à caution puisque les réflecteurs de sismique grand-angle ont dû subir une projection sur le plan de coupe de la sismique verticale [cf. Thouvenot et al., 1990].</figcaption></figure>
NATURE ET ORIGINE DE
LA CROUTE INFERIEURE LITEE ET DU MOHO

La très forte réflectivité de la croûte inférieure observée sur la plupart des profils ECORS, comme ailleurs en Europe (Iles Britanniques, Allemagne,...) ou aux Etats-Unis (Basin and Range), est un des résultats les plus marquants des programmes d'étude de la croûte continentale par sismique réflexion. Elle a donc fait l'objet de nombreux travaux. *Bois et al.* [1987] et *Bois et al.* [1988] ont établi des corrélations entre la géométrie de la croûte inférieure réflective et du Moho sur les différents profils et l'histoire tectonique. Le contraste entre l'image actuelle de la chaîne varisque où Moho et croûte inférieure sont globalement horizontaux, et celle des chaînes tertiaires où ils sont affectés par la collision, indiquent que litage sismique et Moho sont d'age post-varisque et pré-alpin. *Matte et Hirn* [1988] argumentent de l'absence de réflectivité de la croûte inférieure et de la signature plus faible et basse-fréquence du Moho à grand-angle sous le bloc cadomien du Brabant pour suggérer que le litage et le Moho plus réflectif observés plus au sud ont une origine directement liée à l'orogène varisque.

Une étude détaillée de la réflectivité sur le profil Nord de la France par *Marthelot et Bano* [1990] confirme que les réflexions crustales profondes ont des caractéristiques très différentes de celles qui sont enregistrées en sismique pétrolière dans les zones sédimentaires. La densité et l'énergie des réflexions varient en quelques dizaines de kilomètres. Localement, l'extension latérale des signaux est souvent inférieure au rayon de la première zone de Fresnel, soit 4 à 5 km [*Andrier*, 1989]. Ces caractéristiques suggèrent une forte hétérogénéité de la croûte inférieure avec toutefois un allongement marqué des structures dans le plan horizontal [*Marthelot et Bano*, 1990]. *Paul et Nicollin* [1989] ont relevé une forte attention des hautes fréquences dans la réflexion sur le Moho enregistrée le long du profil Nord de la France à grand-angle. Elle peut être expliquée par la transmission à travers un milieu stratifié à échelle hectométrique où alterneraient des niveaux de vitesses sismiques rapides et lentes. L'amplitude des contrastes nécessaires pour expliquer l'anomalie observée - couches lentes à 5.8 - 6.7 km/s et couches rapides à 7.0 - 7.6 km/s - suggère une alternance de matériaux acides d'origine crustale et de matériaux basiques qui pourraient être d'origine manteHique: L'amplitude des contrastes de vitesses trouvés a été confirmée par *Dietrich* [1990] à partir d'une inversion nonlinéaire de points de tir du profil Golfe de Gascogne. Sur ce même profil, *Andrier* [1989] a montré que les caractéristiques spectrales des réflexions à incidence verticale sont compatibles avec une épaisseur dominante d'ordre hectométrique pour les structures réfléchissantes de base de croûte. La comparaison de données verticales et grand-angle entre les parties externe et interne des Alpes a confirmé la différence de nature entre le Moho autochtone sous les Massifs Cristallins Externes, qui correspond à une discontinuité de vitesse bien marquée sous un litage hectométrique, et le Moho allochtone de la zone Briançonnaise, où la transition croûte-manteau est plus graduelle.

STRUCTURES LITHOSPHERIQUES DEDUITES
DE L'ANALYSE D'ARRIVEES TELESISMIQUES;
LE PROGRAMMME LITHOSCOPE

Le projet LITHOSCOPE de l'INSU a pour but principal d'étudier la structure de la lithosphère et de l'asthénosphère à partir de l'observation des temps d'arrivée des ondes télésismiques. Un parc de 67 stations sismologiques (45 capteurs verticaux et 23 capteurs triaxiaux) est aujourd'hui opérationnel. Ce matériel spécifique a été développé en collaboration avec CEIS-Espace [*Poupinet et al.*, 1985].

Considérant le nombre limité de stations, l'objet principal, mais non exclusif, a été de construire des coupes lithosphériques sous des zones présentant un intérêt géologique particulier. *Mourgues et al.* [1990] ont étudié la bordure du craton africain sous la chaîne des Mauritanides tandis que *Mantyniemi et al.* [1990] opéraient à la limite de la province archéenne de Scandinavie dans le Sud Ouest de la Finlande. Dans le premier cas (Mauritanides) des variations de vitesse importantes des ondes P dans le manteau supérieur ont été mises en évidence et ont pu être corrélatées avec les unités géologiques de surface. Les

<figure><img src="image_44.png" /></figure>

**Fig. 3.** Modèle de structure lithosphérique des Alpes occidentales à partir de l'analyse des temps de parcours des ondes télésismiques. [Guyoton, 1991]. a: carte de localisation des stations et de la limite supposée entre les micro-plaques briançonnaise (au nord du trait continu) et provençale (au sud); b: coupe lithosphérique suivant AA', l'axe de plongement du manteau lithosphérique (en grisé).
<figure><img src="image_45.png" /></figure>

<figure><img src="image_46.png" /><figcaption>Fig. 4 Résultats de l'inversion tri-dimensionnelle des anomalies de temps d'arrivée télesismiques dans le Graben du Rhin [d'après Glaun et al., 1991]. Les anomalies de vitesse des ondes P sont indiquées en pourcentage par rapport au modèle de référence: les temps d'arrivée ont été corrigés de l'effet des sédiments et des structures crustales. a: vue en carte à 28 km de profondeur; b: vue en coupe selon une transversale orientée nord-ouest-sud-est et située au nord du fossé, le long du profil ECORS-DEKORP Nord</figcaption></figure>
données recueillies en Finlande n'indiquent pas de structures subcrustales particulières sous la suture précambrienne étudiée mais, par contre, elles conduisent à supposer l'existence d'une anisotropie de vitesse dans le manteau archéen.

La structure de la croûte dans les régions des Pyrénées et des Alpes est maintenant mieux connue à la suite de nombreux profils de sismologie expérimentale et des opérations ECORS. L'étude des résidus de temps de parcours télésismiques permet d'explorer les structures subcrustales. Poupinet et al. [1990] ont mis en évidence l'incaissement progressif de la lithosphère le long d'un profil Sud-Nord transverse à la chaîne des Pyrénées. La lithosphère Ibérique épaisse s'étend au-delà de la faille Nord Pyrénéenne et de la brutale remontée du Moho qui semble lui être associée [Daignières et al., 1989]. L'étude de la structure profonde des Alpes occidentales par analyse de résidus télésismiques réalisée dans le cadre du projet SISMALP [Guyoton, 1991] indique une paléosubduction du manteau lithosphérique de la plaque Européenne sous la plaque Adriatique (Figure 3). L'axe de la subduction (environ N40) et la géométrie du plongement (jusqu'à 220 km) ont pu être précisés.

Le Fossé Rhénan a fait l'objet d'une campagne international [Glahn et al., 1990]. Une zone d'anomalie de faible vitesse a pu être décelée sous le graben jusqu'à environ 60 km de profondeur (Figure 4). Cette anomalie ne traverse donc pas toute la lithosphère et il semble que l'origine du Fossé Rhénan ne puisse être associée à une remontée mantellique, comme le rift Est Africain.

## ANISOTROPIE ATTENUATION DANS LA CROUTE

Les effets d'une anisotropie de propagation ne semblent pas devoir être limités au manteau supérieur. En-effet, à partir d'observations de tremblements de terre, Zollo et Bernard [1989] ont décelé au voisinage même de la source une anisotropie des vitesses associée au champ de contraintes, tandis que Iannaconne et Deschamps [1989] montraient cet effet à l'échelle régionale.

Les ondes guidées dans la croûte peuvent être un élément supplémentaire d'information sur les caractéristiques des matériaux (vitesses et atténuation) et sur la géométrie des frontières structurales majeures. Campillo [1987] et Maupin [1989] ont étudié l'influence de variations latérales des structures sur de telles ondes. L'existence d'une anisotropie crustale peut avoir une influence notable, en particulier sur la polarisation des ondes Lg [Maupin, 1990]. En utilisant un grand nombre d'enregistrements courte période, il est possible de cartographier l'atténuation apparente de la croûte à partir des ondes Lg [Campillo et Plantet, 1991]. Les résultats obtenus indiquent que l'atténuation apparente peut être corrélée avec l'hétérogénéité de la croûte profonde.

## REFERENCES

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# STRUCTURE ET PROPRIETES DU NOYAU TERRESTRE DEDUITES DE LA PROPAGATION DES ONDES SISMIQUES

ANNIE SOURIAU

Groupe de Recherche de Géodésie Spatiale
Observatoire Midi Pyrénées
14, avenue E Bellin - 31400 TOULOUSE

## INTRODUCTION

La connaissance de la distribution des vitesses sismiques et densités dans le noyau terrestre est fondamentale pour apporter des contraintes à divers problèmes fondamentaux tels que la différenciation chimique de la Terre, son bilan thermique ou sa dynamique interne. Par exemple, une possible stratification du noyau liquide, ou la forme des discontinuités entre manteau, noyau liquide et noyau solide (ou graine), ont des conséquences sur la rotation de la Terre. De même, la nature chimique de la graine, et l'éviction probable d'éléments légers lors de sa cristallisation, ont des implications pour le bilan thérmique de la Terre et l'entretien de la dynamo terrestre.

Dans les modèles globaux de Terre, la structure du noyau est principalement contrainte par les temps de propagation des ondes PKP reportés dans les bulletins et par les périodes de vibrations propres de la Terre. Une amélioration de ces modèles nécessite donc soit une analyse plus fine de ces données, soit l'étude de phases différentes nécessitant généralement le redépouillement de sismogrammes. La disponibilité des données de nouveaux réseaux numériques (dont le réseau GEOSCOPE, réseau mondial d'appareils à large bande développé par l'INSU) a facilité de telles études. Par ailleurs, la décision au niveau international d'une période d'observation des phases secondaires pour des séismes sélectionnés ("International Seismological Observing Period") a été une incitation à l'étude des phases du noyau.

## LA RÉGION D’

L'étude du noyau est indissociable d'une meilleure connaissance de la couche D" à la base du manteau, qui est fortement hétérogène et perturbe les temps de propagation et amplitudes des ondes du noyau. Malgré de nombreuses études sismologiques de D", les résultats sont encore très dispersés et une cartographie fiable des hétérogénéités de D" n'est pas encore disponible. La nature de ces hétérogénéités est également imprécise. Les modélisations numériques de la convection mantélique dans un milieu compressible avec chauffage interne [Machetel et Yuen, 1989a] font apparaître des hétérogénéités de nature thermique à la base du manteau, mais l'existence d'hétérogénéités chimiques est également probable. Des observations récentes relatives à la coda des ondes P pour des séismes des Kouriles et d'Amérique Centrale enregistrés en France ont permis d'identifier, en certaines régions du globe, une discontinuité en haut de la couche D" [Houard et Nataf, 1991]. Ces observations favorisent l'hypothèse d'hétérogénéités de nature chimique. Par ailleurs, la comparaison des hétérogénéités de D" déduites des modèles de convection avec celles déduites de la propagation des ondes sismiques permet de donner des limites supérieures à la température moyenne à la base du manteau [Machetel et Yuen, 1989b].

## LE NOYAU LIQUIDE

Le tiers le plus externe du noyau liquide est mal échantillonné par les rais des ondes PKP, qui ont leur point le plus bas à de plus grandes profondeurs. Les ondes SKS et SKKS, qui se propagent comme ondes de cisaillement dans le manteau et comme ondes de compression dans le noyau liquide, offrent au contraire la possibilité de préciser la structure de cette partie du noyau liquide. L'analyse des temps différentiels SKKS-SKS permet d'éliminer les perturbations dues aux hétérogénéités manté liques et aux incertitudes sur la localisation du foyer, mais ne permet pas d'enlever la contribution des hétérogénéités de D". Les résidus des temps de propagation SKKS-SKS pour des séismes entre 85° et 140°, enregistrés dans les réseaux GEO SCOPE et GDSN, ont été calculés par rapport au modèle de référence PREM [Dziewonski and Anderson, 1981] et corrigés d'ellipticité. Ces résidus présentent une dérive en fonction de la distance épicentrale qui peut être expliquée par de faibles perturbations des vitesses sismiques moyennes dans le noyau liquide et dans D". Après correction de cette dérive, ils présentent une dépendence en latitude, qui suggère une organisation cylindrique des structures dans la partie externe du noyau liquide de [Souriau, et Poupinet, 1990]. Cependant, l'impossibilité de séparer la contribution de D" de celle du noyau liquide ne permet pas d'écarter une contribution importante de D" dans cette dépendance en latitude.

Les résidus relatifs S3KS-SKKS (ondes réfléchies respectivement 2 fois et 1 fois sous la discontinuité noyau-manteau) permettent d'éliminer en grande partie la contribution de D", et de préciser les propriétés des 100 kilomètres supérieurs du noyau liquide. Ces résidus imposent un gradient de vitesse plus élevé que celui du modèle PREM immédiatement sous la discontinuité noyau-manteau. Combinés aux résidus de SKKS-SKS, ils suggèrent la présence d'une très mince couche à faible vitesse (quelques kilomètres d'épaisseur) immédiatement sous la discontinuité noyau-manteau [Souriau et Poupinet, 1991].

Par ailleurs, la comparaison des résidus relatifs S3KS-SKS et SKKS-SKS (Figure) à une distance épicentrale donnée montre une relation linéaire entre ces deux quantités, qui est bien expliquée par la présence d'hétérogénéités à grande longueur d'onde dans la couche D" [Souriau et Poupinet, 1991].

Parallèlement à l'analyse de la propagation des ondes dans le noyau, qui permet de préciser sa structure radiale, l'observation possible de modes périodiques du noyau à très basse fréquence à suscité des études théoriques sur les mouvements du liquide à l'origine de tels modes [Rieutord, 1991]. Le problème de la stratification du noyau liquide reste cependant encore mal contraint.
LE NOYAU INTERNE

La structure du noyau interne est très mal connue. Les pre-
mières observations révélant des écarts importants à la symé-
trie sphérique ont porté sur les valeurs des résidus moyens des
ondes PKIKP ayant traversé le noyau interne, comparées aux
valeurs obtenues pour les ondes P, qui n'ont traversé que le
manteau [Poupinet et al., 1983]. Les résidus beaucoup plus
élevés pour les trajets équatoriaux que pour les trajets
polaires indiquent soit une forte ellipticité de la graine, soit
une anisotropie dans la graine. La première alternative a pu
être rejetée grâce à l'étude, pour différentes latitudes, des
temps de propagation des ondes PKiKP réfléchies à incidence
quasi-verticale sur la surface de la graine, comparés à ceux
des ondes PcP réfléchies sur la surface du noyau liquide.
Cette étude a montré que l'ellipticité de la graine est très
faible, en accord avec la valeur prévue pour la vitesse de rota-
tion de la Terre [Souriau et Souriau, 1989]. Par ailleurs, l'ani-
sotropie de la graine a été confirmée par d'autres études des
ondes PKIKP, et par les vibrations propres de la Terre. La dis-
tribution de cette anisotropie avec la profondeur, et l'existen-
ce possible d'une stratification ou même d'hétérogénéités
latérales dans la graine, restent des questions ouvertes, dont
les réponses conditionnent les modèles de formation de la
graine et de sa dynamique interne.

REFERENCES

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<figure><img src="image_47.png" /></figure>
# VISCOSITE DU NOYAU

JEAN-PAUL POIRIER

Institut de Physique du Globe - Université Pierre et Marie Curie
4, place Jussieu - Tour 14 - 75230 Paris Cedex

La viscosité du noyau liquide, siège des courants de convection de la dynamo terrestre, est un des paramètres géophysiques les plus mal connus, et les estimations varient de 12 ordres de grandeur. Adoptant une approche systématique, à la Birch, [Poirier, 1988], il a été possible de mettre en évidence une relation entre les valeurs expérimentales de l'énergie d'activation de la viscosité de 30 métaux liquides, dont le fer, et de leur température absolue de fusion: $Q = gRT_f$, avec $g \approx 3$.

Une relation semblable existe pour le fluage à haute température et la diffusion dans les solides, mais avec des valeurs de g d'un ordre de grandeur plus élevé. On a montré, dans le cas du mercure, pour lequel les données nécessaires sont disponibles, que la même formule pouvait être appliquée pour un métal donné, lorsque la température de fusion varie avec la pression. L'effet de pression sur la viscosité est pris en compte, comme pour le fluage des solides, par son effet sur la température de fusion:

$$ \eta = \eta_0 \exp\left(\frac{gT_f(P)}{T}\right) $$

Il en résulte que la viscosité d'un métal à son point de fusion reste constante, quelle que soit la pression. La viscosité du noyau à l'interface graine-noyau liquide est donc identique à celle du fer à sa température de fusion à pression ambiante, soit 6 centipoises; elle est évidemment encore plus faible (environ 3 centipoises) à la frontière noyau-manteau. Il est donc parfaitement justifié de négliger la viscosité dans les calculs de mouvements au noyau et de géodynamo.

## REFERENCES

Poirier, J.P., Transport properties of liquid metals and viscosity of the Earth's core, Geophys. J. Int., 92, 99-105, 1988.
<figure><img src="image_48.png" /></figure>
# TRAVAUX CONCERNANT L'ALEA SISMIQUE
EFFECTUES EN FRANCE

PASCAL BERNARD ET PIERRE-YVES BARD

Laboratoire de Géophysique Interne et Tectonophysique
Observatoire de Genoble
B.P. 53X 38041 - Grenoble Cedex

## INTRODUCTION

Le vocable "risque sismique" recouvre des champs scientifiques et technologiques extrêmement vastes et variés. Nous ne nous intéressons ici qu'à ses composantes les plus amont, celles qui en fait conditionnent l'aléa sismique, à savoir la sismotectonique et la sismologie des mouvements forts. En particulier, tous les travaux ayant trait au comportement dynamique des sols et des structures, où la recherche française est très active, ne sont pas repris ici, car ils ne ressortent pas traditionnellement du CNFGG.

## SISMOTECTONIQUE ET ALEA SISMIQUE

Plusieurs groupes français sont impliqués dans les études d'aléa sismique et de sismotectonique:

L'équipe de sismogénèse de l'IPGP, associe des sismologues et des géodésiens, et collabore étroitement avec le laboratoire de Tectonique de l'IPGP. Les recherches actuelles mettent à profit les récents progrès de l'instrumentation (Récepteurs GPS pour le positionnement satellite; enregistreurs numériques à grande dynamique pour les sismomètres), et s'orientent vers des programmes d'études de terrain pluridisciplinaires, comme l'étude du Golfe de Corinthe, sans doute la structure sismotectonique active la plus marquée du bassin méditerrannéen, étude financée par le programme européen EPOCH.

Le laboratoire de Tectonique de l'IPGP, collaborant avec diverses équipes de sismologues, de géodésiens et de géochronologues, privilégie le développement de techniques de mesures précises, aussi bien sur le terrain que par télédetection satellite, pour quantifier les vitesses de déformation récentes et les déplacements cosmiques des derniers grands séismes. Un des terrains privilégiés par cette équipe est la région de déformation intracontinentale de la Chine associée à la collision Inde-Asie, mais d'autres régions, notamment dans le bassin méditerranéen et en Amérique Latine, sont aussi étudiées.

Le LGIT de Grenoble poursuit une étude systématique de la déformation du domaine égéen et du champ de contrainte associé. Les résultats de plusieurs campagnes de terrain ont d'importantes conséquences sur les modèles géodynamiques proposés: ils montrent en particulier un champ de contrainte hétérogène, ce qui nécessite une forte composante de déformation interne.

Le laboratoire de Tectonique et de Géochronologie de Montpellier se concentre sur les déterminations du champ de contrainte et de déformation, en grande partie dans le bassin méditerranéen (mesures de terrain, télédetection, modèles numériques). Il participe à de nombreux programmes d'étude de risque sismique: Benevento (Italie), financée par le programme européen EPOCH, Pyrénées, France, Caucase.

Le groupe Risque et Génie Sismique du BRGM, à Marseille, s'est principalement concentré sur les études appliquées, pour définir l'aléa sismique de sites précis (implantation d'usines, de barrages, de centrales thermiques ou nucléaires), aussi bien dans des régions de sismicité élevée à l'étranger et dans les Antilles françaises qu'en des régions de sismicité plus faible, comme en France. Il participe aussi au projet Benevento (Italie) du programme EPOCH.

Un important travail a récemment permis la définition d'un zonage sismotectonique de la France et des régions limitrophes (collaboration CEA/IPSN, USTL, GEOTECSIS, IPGS).

La sismotectonique développée par les divers groupes français apparaît donc en constante progression, adaptant rapidement de nouveaux outils à ses besoins et privilégiant des collaborations pluridisciplinaires (tectonique, géologie, géodésie, sismologie), ce qui la rend hautement compétitive à l'échelle internationale.

Il peut être remarqué cependant que les incertitudes cumulées des méthodologies et mesures des différentes disciplines intervenant dans la détermination de l'aléa sismique d'un site (identification de segments de failles actifs, estimation de leur vitesse moyenne récente, mise en évidence de leur dernière activation sismique, analyse des séismes historiques régionaux et identification de leur source, définition d'une magnitude ou d'une intensité caractéristique, définition d'un mouvement de référence,...) posent encore un sérieux problème de fiabilité, notamment dans les région peu sismiques pour lesquelles toutes ces données sont rarement obtenues à un niveau de précision suffisante, particulièrement en France.

Au vu du foisonnement des études de ces divers groupes de recherche, un classement régional semble la façon la plus simple pour donner une image d'ensemble des travaux réalisés ces quatre dernières années.

## ITALIE

Benevento. Dans le cadre du projet européen EPOCH "BENEVENTO", l'USTL de Montpellier (P. Bousquet, H. Philip) et le BRGM de Marseille (B. Sauret) ont réalisé une campagne de géotectonique pour identifier les segments actifs de la région de Benevento, zone d'aléa sismique élevé mais de sismicité instrumentale actuellement très faible. Le BRGM a aussi collaboré sur ce projet pour un microzonage de la ville de Benevento (P. Mouroux). L'université de Nice (Meneroux) a maintenu pendant 6 mois un réseau de sismographes sensibles pour analyser les effets de site, près de la ville. Lors de la crise exceptionnelle de 1990, localisée au coeur de la lacune sismique, l'IPGP (A. Deschamps et P.Bernard) a mis sur pied une campagne d'enregistrement sismique.
Séisme d'Irpinia 1980 (Appenins méridionaux). L'IPGP (P.Bernard, A. Zollo) ont proposé un modèle de la cinématique de rupture du séisme d'Irpinia de 1980 (M=6.9, 3000 morts) prenant en compte les données accélérométriques locales, associées aux autres données (télésismogrammes, répliques, géodésie).

Séisme des Abruzzes 1986 (Appennins Centraux). L'analyse des enregistrements à trois composantes des répliques du séisme des Abruzzes de 1986 à mis en évidence une anisotropie crustale du milieu, liée au régime tectonique (A. Deschamps).

Calabre. Des missions de terrain ont révélé l'existence de failles actives quaternaires de grande dimension (Tapponnier, Meghraoui).

GRECE

Domaine Egéen. Plusieurs campagnes de deux mois d'étude de la sismicité (en 1986, 1988, 1989) ont permis de préciser la géométrie de la subduction égénne et l'activité crustale (D. Hatzfeld), ainsi que le champ de contrainte associé.

Crète. Une campagne d'un mois d'enregistrement de la sismicité dans l'ouest de la Crète a révélé l'activité modérée de la plaque subductée sous la crète et le régime superficiel d'extension Est-Ouest observé ailleurs en Crète et dans le sud du péloponèse (Lyon-Caen et Armijo).

Golfe de Corinth. En préparation d'une étude du Golfe de Corinth financée par la C.E.E. (programme EPOCH), une mission de terrain a été réalisée en 1990 dans la région de Patras pour identifier les failles actives (R. Armijo) et initier un réseau géodésique (GPS, nivellement classique, triangulation).

Séisme de Kalamata de 1986 (sud Peloponèse). Les enregistrements des répliques du séisme de Kalamata ont été analysés (Lyon-Caen et Armijo). Les localisations et les mécanismes au foyer révèlent un mécanisme complexe, corrélé avec les observations tectoniques de surface.

Sismicité historique de la Grèce. Dans le cadre d'une étude des grands séismes grecs, l'escarpement de faille du séisme de Sparte de 464 BC a été identifié (Armijo, Lyon-Caen et Papanastassiou).

CAUCASE

L'intervention de terrain qui a immédiatement suivi le séisme de Spitak (M=6.5, 1988), organisée par A. Cisternas pour la sismicité et H. Philip et C. Bousquet pour la tectonique a permis de connaitre la structure de détail des segments de faille activés. Des études tectoniques ultérieures ont mis en évidence l'activité quaternaire de cette faille.

ALGERIE

Région d'El Asnam. J.C. Ruegg a collaboré à l'actualisation des mesures du réseau géodésique localisé dans la zone activés par le séisme de 1980, pour suivre les déformations cosismiques, et à son extension. Par ailleurs, des études de paléosismicité par tranchées ont été réalisées sur la faille activée en 1980 (Meghraoui et al.).

Séisme de Tipaza (1989). L'IPG de Strasbourg (Dorbath) est intervenu pour enregistrer les répliques du séisme de Tipaza (ouest Alger).

MAROC

Plusieurs campagnes de sismicité (associant des stations numériques pour l'étude du mouvement du sol) ont été conduits à Al Hollima et Agadir. Les mécanismes calculés sont les premiers mécanismes fiables dans cette région. Une étude de l'aléa sismique a abouti à une carte d'intensité.

FRANCE

De nombreuses études locales ont été réalisées par le BRGM pour la définition de l'aléa sismique de sites particuliers (centrales nucléaires, barrages, usines). Une étude de terrain dans les Pyrénées orientales a révélé des failles actives pouvant générer de grands séismes millénaires (Tapponnier). L'évolution récente du champ de contrainte dans les Alpes méridionales a été étudiée (Ritz). L'activité quaternaire de la faille des Cévennes a été analysée par Bousquet. Des études de l'aléa sismique en Guadeloupe et en Martinique ont été réalisées par le BRGM (Mouroux, Godefroy, Sauret): Sismicité historique [P. Bernard et P. Godefroy, 1987], et tectonique quaternaire (B. Sauret), ainsi qu'une étude de microzonage de la ville de Pointe-à-Pitre. Le zonage sismotectonique de la France proposé en collaboration par plusieurs groupes (CEA/IPSN, USTL, IPGS, GEOTECSIS) propose d'une part une base de données informatisée sur les déformations et les contraintes crustales, et d'autre part une méthodologie permettant d'intégrer ces données dans un modèle sismotectonique préliminaire [Philip et al., 1991].

EQUATEUR

Les déformations actives observées ont été reliées à la sismicité [Winter, 1990].

CHILI

Une étude pluridisciplinaire du cycle sismique (sismicité, géodésie, tectonique) a été entreprise sur le gap sismique du nord chili par plusieurs organismes français. (I.P.G. de Strasbourg, I.P.G. de Paris, ORSTOM) et Chiliens. L'activité tectonique de la faille d'Atacama est analysée dans le contexte de la subduction de la plaque Nazca-Amérique du sud [Armijo et Thiele, 1990].

MEXIQUE

Les données de la campagne de microsismicité dans l'isthme de Tehuantepec (cooperation UNAM-IPGP) ont été analysées pour révéler la structure fine du changement de pente de la plaque subductée (Gaulon et al.). Dans le golfe de Californie, l'analyse des données géodésiques, tectoniques et sismologiques sur la partie centrale du Golfe de Californie indique que le mouvement relatif plaque Pacifique- Amérique du nord est compatible avec celui de la faille de San Andreas, mais que les déformations actuelles sont réparties sur toute la largeur du golfe plutôt que localisées sur une frontière précise [Lesage et al., 1989].

ETATS-UNIS

L'analyse des accélérogrammes de la région d'Imperial Valley en Californie a révélé l'existence d'une forte anisotropie de fissuration du bassin sédimentaire, en corrélation simple avec la direction actuelle du champ de contrainte [Zollo et Bernard, 1989].
## ASIE

Les vitesses de déplacement holocène des failles principales de l'Asie Nord- Himalayenne ont pu Ntre déduites d'un travail de géomorphologie quantitative par le groupe de Tapponnier. Des grands séismes récents ont été identifiés sur certaines des failles majeures de la région.

Une image de la déformation intracontinentale du domaine tibetain et de sa vitesse a été réalisée par l'étude des mécanismes au foyer des séisme (H.Lyon- Caen).

## DJIBOUTI

L'analyse néotectonique et géodésique des déformations du Rift d'Asal à Djibouti, de l'Holocène à l'actuel, permet une quanification précise des déplacements sur les failles actives (0.1 à 1.1 cm/an) et des mécansimes sismiques et cosismiques qui intervient dans l'évolution du Rift [Ruegg et al., 1990]. L'analyse des déformations globales et des mécanismes au foyer lors de la crise sismique du Rift d'Asal de 1978 a montré la relative indépendance de ces deux phénomènes (Gaulon et al.).

## MOUVEMENTS FORTS

### Méthodes d'étude

**Instrumentation et données.** Les seuls instruments accélérométriques existant actuellement sur le sol français sont ceux installés dans les centrales nucléaires, auxquels s'adjoignent quelques instruments épars gérés par le CEA ou les IPG. C'est seulement très récemment que les communautés sismologique et parasismique françaises ont pris conscience de cette grave lacune, qui a commencé à être comblée avec d'une part le lancement d'une opération "réseau accélérométrique mobile" (INSU), constitué d'enregistreurs RefTek et de capteurs Guralp CMG5, et d'autre part des efforts de sensibilisation des autorités concernées, encore infructueux hélas, pour la constitution d'un réseau permanent. Parallèlement, un réseau mobile "européen" d'accéléromètres à grande dynamique va être constitué dans le cadre du programme EPOCH, qui pourra compléter temporairement le réseau français.

Pour pallier ce manque de données propres, le CEA continue à enrichir sa "sismothèque", qui compte maintenant quelques milliers d'accélérogrammes, la plupart en provenance des USA, du Japon, et de l'Italie, et où les informations sur la magnitude, les intensités et les conditions de site ont été homogénéisées (autant que possible). Ce travail est mené en étroite collaboration avec l'Imperial College (Londres) et l'ENEA/ENEL (Rome), et concerne également les procédures de traitement "standard" des enregistrements analogiques type SMA-1 (bruit de digitalisation, corrections de ligne de base et filtrages).

Les seuls instruments accélérométriques français ayant donc produit des données ces 4 dernières années sont les 2 stations à grande dynamique (120 dB) installées dans la région d'Arette (Pyrénées Atlantiques): outre l'étude des aspects instrumentaux pour la conception du réseau accélérométrique mobile de l'INSU, l'analyse de ces données s'est pour l'instant limitée à l'établissement d'une loi simple reliant l'accélération maximale à la magnitude et à la distance; la qualité des données permet cependant d'envisager à relativement court terme l'étude de problèmes de source (lois d'échelle), de propagation (atténuation, hétérogénéités, anisotropie) et d'effets de site.

**Outils d'interprétation.** Les études sur les mouvements forts réalisées en France au cours des 4 dernières années ont porté soit sur l'analyse d'enregistrements obtenus en d'autres points du Globe (principalement Californie, Mexique, Italie et Grèce) avec des techniques "classiques" (comme par exemple des études par régression sur la dépendance de certains paramètres en fonction de M et de D), soit sur la mise au point d'outils méthodologiques et/ou numériques pour mieux analyser ces enregistrements, voire pour caler des modèles essayant de prédire ces mouvements forts dans un contexte tectonique et géologique donné.

Par exemple, les enregistrements accélérométriques, de par leur contenu fréquentiel et leur proximité à la faille sismogène, sont des données précieuses pour mieux connaître et la source et le milieu de propagation. Parallèlement aux informations obtenues par essai / erreur avec des modélisations directes (cf paragraphe suivant), de nouvelles méthodes ont été développées à l'IPGP pour extraire simplement et directement de l'information des accélérogrammes eux-mêmes. Elles utilisent principalement la polarisation des ondes S, dont il a été montré que, pour un intervalle de magnitude donné, il est possible d'identifier une bande de fréquences et de distances sur lesquelles elle est stable et directement reliée à la source (mécanisme, localisation), et à l'anisotropie du milieu de propagation. En conséquence, elle a été utilisée pour contraindre le mécanisme de certains séismes (Italie, Californie), et a ainsi permis de mettre en évidence des anisotropies marquées probablement reliées à la fissuration non aléatoire en bon agrément avec le champ de contraintes régional. Les premières applications en Californie donnent des résultats encourageants.

Par ailleurs, les formes d'ondes ont aussi été utilisées pour inverser certains paramètres de la rupture (point de nucléation, vitesse de rupture, dimensions,...) de séismes bien enregistrés. D'un autre côté, la modélisation numérique directe est depuis plusieurs années une composante forte de la sismologie des mouvements forts en France. Au cours de la période 87-90, l'essentiel des travaux a porté sur le rayonnement de sources sismiques étendues - dont la cinématique est supposée connue a priori -, dans des croûtes stratifiées, et la diffraction des ondes sismiques par les hétérogénéités de surface. Peu de travaux ont été effectués, par contre, sur les aspects dynamiques de la rupture, c'est-à-dire sur le pourquoi et le comment de l'initiation, de la propagation et de l'arrêt de la rupture.

Tous ces travaux ont été en grande majorité effectués à l'aide de la modélisation dite du "nombre d'onde discret", sous ses diverses versions (Aki-Larner, DWN couplée avec des méthodes de frontières), qui a été étendue à l'étude de milieux de plus en plus complexes (géométriquement: multicouches irréguliers 2D; et rhéologiquement: poroélasticité biphasique), pouvant aussi intégrer des effets de source proche. Les problèmes de diffraction 3D n'ont cependant pas encore été abordés (limitations en temps calcul). Des méthodes voisines (méthodes de frontières) sont cependant aussi en cours de développement, et d'autres méthodes, développées à l'origine à d'autres fins (Eléments finis, Equations intégrales de frontière) ont également été appliquées à l'étude des effets de site, en milieu soit bidimensionnel diphasique non-linéaire, soit tridimensionnel élatisque linéaire.
## Principaux résultats

**Source sismique.** D'un point de vue strictement théorique, il a été montré que la coupure haute-fréquence ("$f_{max}$") observée dans tous les accélérogrammes naturels pouvait être due à l'existence d'une zone de cohésion à l'avant du front de rupture; cette interprétation va à l'encontre des explications classiques en termes d'atténuation de proche surface, mais est supportée par divers résultats récents (US, Japon, France), et surtout corroborée par une étude statistique des valeurs de "$f_{max}$" observées sur l'ensemble des enregistrements italiens, montrant que $f_{max}$ dépend aussi bien de la magnitude et/ou de la distance épicentrale que des conditions géologiques du site d'enregistrement.

L'analyse de quelques enregistrements en champ proche de séismes de tailles variées (Michoacan, Imperial Valley) tend par ailleurs à montrer que les modèles en fissure sont mieux adaptés que les modèles en dislocation ou aspérité libre, ce qui peut être important lorsque l'on veut modéliser des séismes de forte magnitude et donc de source très étendue comme une juxtaposition de sous-évènements de taille modérée.

Enfin, la modélisation numérique de telles sources complexes a pu être réalisée sur l'exemple du séisme de Kalamata (Grèce, 1986), et a montré l'extrême importance, en champ proche, de l'histoire de la rupture sur la partie de la faille située à proximité immédiate, comme d'ailleurs de la vitesse de la rupture lorsque celle-ci approche (ou dépasse) la vitesse des ondes S. Il n'existe malheureusement à l'heure actuelle que très peu de données et même de réseaux instrumentaux à même de permettre de faire des inversions précises de la rupture (et en particulier en Europe). Il en résulte que les modèles sont très mal contraints et sont incapables de fournir des estimations fiables, c'est-à-dire à faible écart-type, des mouvements courtes périodes qu'il'on peut attendre en champ proche.

**Propagation crustale.** Les études de modélisation réalisées sur les séismes récents de Kalamata (Grèce) et de San Salvador ont montré l'extrême importance de la structure de la croûte superficielle (en particulier de son gradient de vitesse), sur l'amplitude des mouvements en surface. D'un autre côté, les études sur le séisme de Michoacan ont montré que, pour de très gros séismes, les effets lointains (plusieurs centaines de kilomètres) sont dus pour l'essentiel aux ondes Lg guidées dans la croûte (qui peuvent occasionner des dommages si elles sont relayées par des effets locaux).

**Effets de site.** La période 87-90 a été marquée au niveau mondial par un regain d'interêt pour les effets de site, notamment sur site sédimentaire, en conséquence des séismes de Michoacan du 19/9/85 puis de Loma Prieta du 17/10/89. En France aussi, on a observé ce même regain d'interêt, avec des études purement instrumentales, d'autres purement théoriques, et d'autres enfin cherchant à comparer les 2 approches.

C'est ainsi que diverses campagnes de mesure ont eu lieu, réalisées par différentes équipes (LRPC Nice, LGIT Grenoble et CEA/BERSSIN), portant soit sur les effets topographiques (vallée de la Roya, France; et Epire, Grèce) soit sur les effets de la couverture sédimentaire (Belluno, Italie; Benevento, Italie; Arudy, France; Monaco -en cours-; région de Thessalonique, Grèce; Haute-Ubaye, France; vallée d'Alhoceima, Maroc; région de Lambesc, France). Toutes ces campagnes ont mis en évidence d'une part des amplifications assez systématiques sur les sédiments récents, et d'autre part des amplifications pouvant être extrêmement importantes

(quelques dizaines dans le domaine spectral), mais non systématiques, sur les reliefs topographiques. Elles n'ont cependant apporté aucune contribution sur le niveau de non-linéarité de comportement des sols meubles, tous les enregistrements ne concernant que des mouvements faibles; elles ont également illustré la difficulté des mesures en milieu urbain.

Un volume assez important d'études, essentiellement numériques, a concerné le site particulier de Mexico: la conclusion en est que, en dehors de l'hypothèse a priori très peu vraisemblable d'un amortissement extrêmement faible ($Q > 200$) dans les argiles de la "zone du lac", il n'existe à l'heure actuelle aucune explication satisfaisante (ni géométrique, ni rhéologique) aux amplifications mesurées dans ces argiles, dont la durée dépasse largement les prévisions des modèles les plus pessimistes (et les plus irréalistes); cela semble montrer que certains mécanismes physiques des effets de site restent à découvrir.

Un certain nombre d'autres études ponctuelles sur l'amplification des couches superficielles meubles se sont révélées plus satisfaisantes en termes de comparaison théorie-observations (McGee Creek, Californie; vallée Chusal Tadjikistan; et plus récemment Garner Valley, Californie), et suggèrent de plus que le facteur de qualité dans de telles formations est lui aussi fortement dépendant de la fréquence: soit avec un accroissement de $Q$ avec $f$, comme dans la croûte, soit au contraire avec une décroissance de $Q$ avec $f$.

Cet assez fort intérêt pour les effets de site s'est enfin traduit par une participation française assez importante à l'expérience de comparaison aveugle observations / prédictions numériques menée sous l'égide de l'IASPEI et de l'IAEE sur le site de Turkey Flat (Californie centrale), qui se renouvelle ra en 1991 à Ashigara Valley au Japon.

## Application à la prédiction des mouvements forts

Tous ces modèles peuvent en principe être appliqués à l'estimation des mouvements forts à attendre en certains sites. Il faut bien reconnaître toutefois qu'ils ont d'une façon générale trop sophistiqués par rapport au peu de renseignements dont on dispose, et il vaut donc mieux encore se tourner vers d'autres méthodes, plus empiriques, comme par exemple l'utilisation des fonctions de Green empiriques (recherches en cours à l'IPGS, au CEA, et au LGIT), ou bien des modèles "spectraux" inspirés de celui de Boore en 1983 (IPGP, BRGM).

Dans la perspective des nouvelles réglementations sismiques française (AFPS 90) et européenne (Eurocode EC8), des études de régression ont été réalisées au LGIT, principalement sur la base des enregistrements accélérométriques italiens et du réseau SMART-1 de Taiwan, pour mieux apprécier d'une part les niveaux spectraux que l'on est en droit d'attendre en France et d'autre part les formes spectrales (= spectres de réponse normalisés par $a_{max}$) adaptées aux conditions de site.

Une autre étude statistique est actuellement en cours, en collaboration entre le LGIT et l'ENP Alger, portant sur la caractérisation et la quantification de la non-stationnarité des signaux accélérométriques, et son évolution en fonction des paramètres principaux des séismes (magnitude, distance épicentrale, conditions de site).

L'application des travaux sur les effets de site a concerné d'une part les études de microzonage entreprises en France dans le cadre du programme des PER (Plans d'Exposition aux
Risques), à l'occasion duquel une méthodologie générale a
donc dû être élaborée, et d'autre part la participation à cer-
tains projets européens, permettant en particulier la confron-
tation des méthodologies de microzonage mises en œuvre
dans divers pays du pourtour méditerranéen. Ces diverses
études appliquées ont en particulier révélé l'importance, pour
de nombreuses villes européennes, des "dépôts anthropiques"
(souvent constitués des ruines et débris consécutifs aux
séismes passés), et simultanément la difficulté à évaluer leur
réponse sismique.

CONCLUSION

Il convient de remarquer que, si la smotectonique est en
général bien reconnue par la communauté française des
Sciences de la Terre comme une discipline importante et
digne d'intérêt, il n'en va pas de même pour tout ce qui
concerne la sismologie des mouvements forts et leurs applica-
tions à l'estimation de l'aléa sismique. De ce fait, si la pre-
mière semble bien soutenir les comparaisons au niveau inter-
national, la seconde souffre probablement d'un trop grande
part faite à la modélisation numérique: cela est à relier au
retard certain accusé de façon criante par la France en matière
d'instrumentation accélérométrique, retard qui concerne éga-
lement, quoique dans une moindre mesure, l'ensemble des
pays européens et méditerranéens: on ne peut que souhaiter
que la Décennie 1991-2000 sera l'occasion pour l'Europe et
encore plus pour la France de combler cette lacune.

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<figure><img src="image_49.png" /></figure>
# L'ERUPTION DU VOLCAN KELUT (JAVA EST, INDONESIE) DE FEVRIER 1990.
## ANALYSE PRELIMINAIRE DES OBSERVATIONS GEOLOGIQUES ET GEOPHYSIQUES.

INDYO PRATOMO

*Volcanological Survey of Indonesia - Jl. Diponegoro 57 - Bandung 40122 - Indonésie*

SURONO

*Volcanological Survey of Indonesia - Jl. Diponegoro 57 - Bandung 40122 - Indonésie*
Laboratoire d'Instrumentation Géophysique - Université de Savoie - BP 1104 - 73011 Chambéry Cedex

JEAN-LOUIS BOURDIER

Département des Sciences de la Terre et U.R.A. - C.N.R.S. n°1366,
Université d'Orléans - B.P. 6759 - 45067 Orléans Cedex 2, et C.R.V.

PHILIPPE LESAGE ET JEAN VANDEMEULEBROUCK

*Laboratoire d'Instrumentation Géophysique - Université de Savoie, BP 1104 - 73011 Chambéry Cedex*

PIERRE M. VINCENT

Département des Sciences de la Terre - Centre de Recherches Volcanologiques
et U.R.A. C.N.R.S. n°10 - Université Blaise Pascal - 5, rue Kessler,
63038 Clermont-Ferrand Cedex

Le Kelut est un strato-volcan andésifique de structure volcano-tectonique complexe, en particulier dans la zone sommitale où se trouve une formation de dôme de lave andésitico-basique. Une éruption explosive de ce volcan s'est produite le 10 février 1990 avec une phase en régime plinien de plusieurs heures, suivie de quelques explosions les 11 et 12 février. L'activité sismique, la température du lac de cratère et le bruit de bullage ont été enregistrés en continu pendant la période pré-éruptive. Des précurseurs ont été observés trois mois avant l'éruption et indiquent une migration du magma à faible profondeur accompagnée d'une faible libération d'énergie sismique. Des multiplets sismiques et des événements monochromatiques sont analysés et des implications sur les mouvements de fluide sont discutées. Pendant cette éruption, environ 0,2 km³ de produits à composition d'andésite basique (55% SiO₂) a été émis. Des observations préliminaires sur l'étendue et la stratigraphie des dépots, ainsi que sur les effets destructifs induits par les produits pyroclastiques isolés ou combinés sont discutées dans ce rapport.

Kelut volcano (Eastern Java, Indonesia) is an andesitic strato-volcano with a complex volcano-tectonic structure, particularly on its summitial area, which is occupied by the andesite-basaltic lava dome formation. An explosive eruption occured on February 10, 1990 at Kelut volcano with a main sustained phase of plinian column emission for several hours, and was followed by some recurrent explosions on February 11 and 12. Seismic activity, lake temperature and bubbling noise were continuously monitored during the pre-eruptive stage. Precursors appeared three months before the eruption and indicated a magma migration at shallow depth with a low release of seismic energy. Seismic multiplets and monochromatic events are analysed and implications on fluid movements discussed. During this eruption, about 0.2 km³ of products of basic andesitic composition (55% SiO₂) have been emitted. We report here preliminary observations on the extent and stratigraphy of deposits, and on the destruction effects produced by individual or combined pyroclastic products.

## INTRODUCTION

Dans la partie est de Java, le volcan Kelut (7.65°S, 112.19°E, alt.1731 m) est un strato-volcan au profil surbaissé qui compte parmi les plus actifs et les plus meurtriers volcans d'Indonésie. Sa structure est complexe (Figure 1). Deux amphithéâtres ouverts respectivement sur les flancs Sud et Ouest avaient été interprétés comme pouvant résulter de la déstabilisation de ces flancs. Pour celui de l'Ouest, le plus

récent, cette hypothèse vient d'être confirmée par la décou-verte de coulées d'avalanche typiques, maintenant visibles grace à la destruction de la forêt au cours cette dernière érup-tion: il s'agit donc bien d'une caldera d'avalanche, à l'inté-rieur de laquelle s'est déroulée toute l'activité récente.

Le Kelut a connu précédemment quatre éruptions dans le siècle, en 1901, 1919 (5160 victimes) [Kemmerling, 1921], 1951 (7 victimes) [Reksowirogo, 1974] et 1966 (210 victimes) [Reksowirogo, 1974]. Ces éruptions ont toutes présenté des
<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>Fig. 1 Carte morpho-structurale du Mt.Kelut: 1. formation du volcan primitif; 2. formation du volcan intermédiaire; 3. formation du volcan récent; 4. coulées de lave; 5. dômes de lave; 6. rempart de la caldera d'avalanche; 7. édifice cratérique; 8. linéament structural (faille).</figcaption></figure>

caractères communs: éruption explosive de courte durée (quelques heures); volume modeste de magma émis (100 à 200 Mm³) sous forme de retombées ponceuses et de nuées ardentes de type "St.Vincent" (d'après nos observations des dépôts historiques). Les victimes ont été principalement causées par des lahars formés dès le début des éruptions ("lahars primaires"), en raison de la présence d'un lac de volume important dans le cratère.

La surveillance de l'activité sismo-volcanique du Kelut débuta en 1966, et récemment le V.S.I. installa trois stations sismiques analogiques situées à l'Ouest de l'édifice sur G. Lirang, G. Umbuk, et S.Glatik, respectivement à 0.5, 3.3 et 4.5 km du cratère. Dès 1988, dans le cadre de la coopération franco-indonésienne, nous avons installé au milieu du lac de cratère une station de surveillance des paramètres acoustiques et thermiques. Il s'agissait, de manière originale, de mesurer des niveaux de pression acoustique reliés à l'activité volcanique, parmi lesquels, dans les fréquences audiométriques, le bruit dû à l'important phénomène de bullage existant sur le

lac. Durant la période du 26 décembre 1989 au 20 janvier 1990, une station sismique numérique à déclenchement automatique fut rajoutée au réseau indonésien, à G.Lirang, en parallèle avec la station analogique.

Une nouvelle éruption s'est produite au Kelut le 10 février 1990, caractérisée par une phase principale en régime plinien de quelques heures seulement. L'éruption a été précédée, à partir de novembre 1989, par des évènements sismiques et par des variations importantes des paramètres physiques mesurés - température et niveaux de pression acoustique -. Cette note décrit l'activité sismo-volcanique et les variations thermiques pré-éruptives, caractérise brièvement le déroulement de l'éruption et présente des données préliminaires sur la nature, l'extension et la stratigraphie des produits émis.
## ACTIVITE SISMIQUE PRE-ERUPTIVE

Durant les années précédant l'éruption de 1990, le réseau sismologique indonésien a détecté une sismicité volcanique faible. avec un nombre moyen d'évènements inférieur à 2 par jour. La reprise d'activité débute le 9 Novembre 1989, soit trois mois avant l'éruption, par l'émergence d'une crise sismique et l'augmentation rapide du bruit de bullage et des températures. Durant la période du 9 novembre au 31 janvier 1990, les séismes volcaniques sont relativement peu nombreux, 8 par jour en moyenne et peu énergétiques. Nous avons calculé le taux quotidien d'énergie sismique libérée à partir des enregistrements de la station de G.Lirang, la station la plus proche du cratère et la moins bruitée, par la formule $Log E = 11.3 + 11.5*M$ [Lee and Stewart, 1983], où M est la magnitude locale. L'énergie totale libérée (Figure 2) durant cette période est faible, de l'ordre de $5.5 10^{15}$ ergs, avec un taux moyen de libération de l'ordre de $5 10^{13}$ ergs par jour. Du 7 au 15 novembre 1989 et du 5 au 25 décembre 1989, le taux de libération d'énergie est en moyenne constant. Des décroissances notables de ce taux apparaissent du 15 au 17 novembre, du 20 novembre au 3 décembre, puis du 25 décembre au 12 janvier. A chaque fois, ces décroissances sont compensées par l'énergie dégagée lors de crises sismiques se produisant à la fin de ces périodes.

Durant la période du 26 décembre 1989 au 18 Janvier 1990, l'utilisation de la station numérique à grande dynamique permit de distinguer quelques aspects originaux de la sismicité du Kelut.

A partir des temps d'arrivée des ondes P et S, nous avons estimé la distance des hypocentres à la station de G.Lirang (Figure 3). Ces déterminations montrent que la sismicité se répartit dans une zone étroite, les distances variant de 600 à 900 mètres. Les sources sont donc situées à moins de 300 mètres de profondeur sous le lac, si on les suppose à la verticale du lac, lieu des éruptions de février 1990.

Parmi les signaux sismiques enregistrés, on étudiera plus particulièrement ici deux types particuliers, des groupes d'évènements aux formes d'onde semblables appelés multiplets, et des signaux monochromatiques.

<figure><img src="image_51.png" /><figcaption>Fig. 2 Energie sismique libérée en valeur cumulée pendant la période pré-éruptive.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_52.png" /><figcaption>Fig. 3 Distance des hypocentres à la station de G.Lirang.</figcaption></figure>

## Etude des multiplets

Un multiplet est un ensemble de séismes qui génèrent des ondes de formes semblables; ces séismes sont produits soit par une source reproductible dans le temps, soit par plusieurs sources ayant le même mécanisme et très proches les unes des autres. La comparaison détaillée de ces signaux par des méthodes spectrales permet une relocalisation relative très précise et peut apporter des informations sur l'évolution de la source et du milieu environnant [Poupinet et al., 1984; Poupinet et al., 1985; Fréchet, 1985]. Des multiplets ont été observés sur plusieurs volcans actifs dont le volcan Klyuchevskoy [Tokarev, 1966], l'origine de ceux-ci étant attribuée le plus souvent à un épisode de fracturation hydraulique lors d'une montée magmatique.

Sur le Kelut, 8 multiplets comportant de 3 à 11 évènements chacun se sont produits durant la période de fonctionnement de la station numérique. Ces évènements sont caractérisés par une faible magnitude. La figure 4 (a et b) présente 11 séismes ayant eu lieu du 12 au 15 janvier 1990, et formant un multiplet. A l'intérieur de ces multiplets, la cohérence entre les sismogrammes des ondes S et de la coda est en général plus forte que celle des ondes P. La variabilité de la polarisation et de la forme des ondes P observée à l'intérieur de chaque groupe pourrait correspondre à de petites variations de mécanismes au foyer dans le cas où la station se trouverait proche d'un plan nodal. L'analyse spectrale des signaux montre que les ondes de volume contiennent des fréquences beaucoup plus élevées que la coda. Celle-ci est caractérisée par la présence de fréquences dominantes à 3, 6 et 8 Hz, et par une décroissance lente de son amplitude comparée à celle des ondes de volume. Ces propriétés de la coda sont caractéristiques de la présence d'un ou plusieurs résonateurs au sein du volcan. En utilisant des méthodes interspectrales développées pour l'étude des doublets sismiques [Fréchet, 1985], nous avons calculé les différences des distances hypocentrales des séismes du multiplet. Dans tous les cas, ces différences sont inférieures à 30 m, ce qui confirme la stationnarité de la source. Malgré la précision d'une telle méthode, aucune migration nette de la source n'a pu être mise en évidence durant cette période; nous présentons sur la figure 5 les différences des distances hypocentrales du multiplet déja représenté sur la figure 4.
<figure><img src="image_53.png" /></figure>

<figure><img src="image_54.png" /><figcaption>Fig. 4 a et b Sismogrammes d'un multiplet sismique formé de onze évènements.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>Fig. 5 Variations des distances hypocentrales des séismes du multiplet de la figure 4. La distance du premier évènement est prise comme référence.</figcaption></figure>

## Etude des séismes monochromatiques

La figure 6 présente l'ensemble des évènements de type monochromatique enregistrés sur le Kelut du 26 décembre 1989 au 7 janvier 1990, ainsi que les spectres d'amplitude correspondants. Ces signaux sont caractérisés par une première arrivée impulsive de polarité positive ou négative, par la superposition, dans les premières arches, d'un signal à beaucoup plus haute fréquence et par une décroissance exponentielle régulière de leurs amplitudes. Le contenu spectral est remarquablement monochromatique: tous les séismes jusqu'au 3 janvier ont présenté une fréquence de 6 Hz, qui passe à 5 Hz pour tous les séismes suivants. Sur certains spectres, on peut noter l'apparition d'une harmonique de cette fréquence, située à 10 ou 12 Hz suivant les cas.

Ces signaux semblent correspondre à une excitation par un signal haute fréquence d'un résonateur à plus basse fréquence propre, phénomène lié à des mouvements de fluide à l'intérieur d'un conduit magmatique. Le changement de fréquence observé entre le 3 et le 6 janvier pourrait être relié à une modification de la géométrie du résonateur, ou à une variation des propriétés physiques du fluide.

## VARIATION DE LA TEMPERATURE DU LAC

De juillet 1988 jusqu'au jour de l'éruption, la station automatique installée au milieu du lac de cratère mesura toutes les trois heures les températures de l'eau à 6 et 15 m de profondeur, avec une précision de 0.1°C. La figure 7 présente les variations de la température de surface de septembre 1989 à février 1990, excepté durant une période de panne du circuit d'alimentation. Les apports thermiques durant la période prééruptive proviennent essentiellement de la convection provoquée par le flux de gaz chauds émanants des fumerolles sublacustres. Les profils thermiques effectués en 1970 [Tokarev, 1966] et 1988 montrent que le lac possède une température homogène à cause des courants de convection turbulents créés par ces fumerolles très actives. La température mesurée par la plateforme à 6 m de profondeur est donc tout à fait représentative de la température moyenne du lac dans son volume.

Avant novembre 1989, les variations maximales mesurées sont de l'ordre de 1 à 2 degrés, les réchauffements sont lents, les refroidissements par apport d'eau météorique sont plus rapides. Dès le 9 novembre, en corrélation avec la première crise sismo-volcanique, l'augmentation du flux gazeux mesuré par son bruit acoustique, se traduit par un réchauffement anormal de la température du lac,
<figure><img src="image_56.png" /><figcaption>Fig. 6 Séismes monochromatiques enregistrés sur le Kelut, et leur spectres d'amplitude.</figcaption></figure>