n'existe pas en Tunisie de gros ordinateurs adaptés ni de tables vibrantes ni d'appareils de mesure pour employer la méthode modale ni à plus forte raison la méthode dynamique. C'est une confirmation de ce que nous disions en tête du paragraphe III.

PHILIPPE [44] décrit la structure antisismique du Mitsui Building au Japon (55 étages). Les fondations et le noyau central sur les premiers étages ont pu être réalisés en béton armé mais le reste de l'immeuble a dû être construit en acier malgré ses inconvénients.

Des précautions antisismiques sont relatées à propos des viaducs de Martigues [45] et de Stalussa [46] et, dans un très long article consacré aux Centrales nucléaires [47], on peut relever les mesures antisismiques qui y sont prises.

## V. PROTECTION CONTRE LES EBRANLEMENTS SISMIQUES DUS AUX TIRS D'EXPLOSIFS

Il s'agit des méthodes d'emploi de l'explosif qui évitent d'occasionner des dégâts aux bâtiments voisins par ébranlement sismique lors de tirs assez proches ou au moment de l'effondrement brutal d'un édifice à détruire (cheminées d'usine le plus souvent).

En France, l'utilisation dans ces buts d'amorces à retards ou à microretards est tellement passée dans la pratique courante qu'elle ne donne même plus lieu à des publications. DE SAMBUCY [48] a cependant rassemblé dans un article les mesures de protection contre les effets sismiques sur les constructions anciennes de Lyon prises au cours du percement en pleine ville du Tunnel de la Croix Rousse et une étude a été publiée [49] au sujet des recommandations de l'AFTES sur les tirs à l'explosif et leurs effets sismiques.

Lorsque nous avons eu à tirer de très grosses charges d'un coup (de 5 à 10 tonnes) pour des expériences sismologiques, il a bien fallu nous fier à des formules établies par nous en fonction de la nature géologique supposée du sol. Nous croyons nécessaire de rappeler aussi l'existence de phénomènes dont on ne parle jamais qu'en hésitant : ceux du "guidage" des ondes sismiques auxquels donne parfois naissance la géologie du sous sol. Nous avons eu l'occasion de le constater au moins une fois avec une absolue certitude : 3 charges de 80 kg tirées a 2 secondes d'intervalle ont suffi pour faire fissurer à 3 km,100 de distance les murs de la cave et des 3 premiers étages d'un hôpital qui venait d'être construit. L'étude géologique détaillée du terrain a pu être faite : elle a expliqué le fait que des immeubles moins solides et plus proches n'aient subi aucun dégât : ils étaient en dehors du "guide d'onde".

D'autre part, dans les tirs, séismiques ou non, faits en surface ou à faible profondeur, une bonne part de l'énergie libérée l'est sous la forme d'une onde de choc aérienne. Or la vitesse de ces ondes est d'autant plus grande que leur surpression de crête est plus grande, ce qui n'est pas le cas des ondes sismiques. Après avoir calculé les charges et l'espacement des tirs (pour faire effondrer au sol un bâtiment en quelques secondes) de telle sorte que les ondes sismiques occasionnées par le choc sur le sol des débris successifs ne soient pas dangereuses pour les bâtiments voisins, il nous est arrivé d'être obligé de refaire tout ce calcul parce que, si les vitres et verrières les plus proches n'avaient rien à craindre des ondes de choc aériennes, par contre, à une certaine distance la superposition de ces ondes aériennes résultait en une surpression de crête dépassant celle que supportent les vitres.

## BIBLIOGRAPHIE

[1] ARNOULD, (1977). - Risques Géologiques, assurances et aspects légaux, séismes et inondations, données économiques et géologiques nécessaires au calcul des primes. *Bul. Lab. Ponts et Chaussées*, n° 87, p. 21-32.

[2] La surveillance et la prévention contre les risques sismiques en France. *Rev. Industr. Minérales*, juin 1975, 57, n° 6, p. 308-12.
[3] Les règles parasismiques françaises et leurs annexes. Paris, Eyrolles 1976

[4] DESPEYROUX. — La construction des immeubles de grande hauteur en zone sismique. *Travaux*, n° 467 (14e conf. des journées Francophones de l'Urbanisme vertical)

[5] PHILIPPE D. — La réglementation japonaise sur les immeubles de grande hauteur. *Construction*, nov. 1976, n° 11, 6p;

[6] Conférences des Français au 7e Congrès de la Précontrainte. Chapitre de la tenue aux séismes. New York, 26 mai-1er juin 1974.

[7] Principes de sécurité du 1er ordre pour les codes de calcul du béton. Développement et réalisation des principes ap-profondis de la sécurité des ouvrages. Derniers progrès de la théorie des réalisations et des prévisions. Communic. françaises à la Commission Européenne du béton. *Bul. Lab. des Ponts et Chaussées*, n° 112, juil. 1976, 43 p.

[8] FROMONT. — Les constructions mixtes. Profil à froid et béton. *Profil*, 14, mars-avril 1976, 4 p.

[9] BORDET — Centrales Nucléaires et géothermie. Contribution à attendre des géologues dans l'analyse de leurs sites. Nécessité de l'étude de l'action des séismes sur leur site. Règles à appliquer. *Ann. Inst. du Bâtiment et des Travaux Publics*, 1976, n° 338, p. 73-98.

[10] JEANPIERRE et LIVOLANT — Analyse de la tenue des réacteurs nucléaires aux séismes. Méthode de calculs et d'ex-périmentation. Colloque sur les méthodes d'étude et de simulation des chocs. oct. 1974, Lyon.

[11] JEANPIERRE et LIVOLANT — Méthodes usuelles et analyse sismique des Centrales Nucléaires. Obtention des spectres de planchers avec application à deux centrales l'une à neutrons rapides, l'autre à eau pressurisée. Colloque des spé-cialistes OCDE sur la conception antisismique des réacteurs nucléaires. 1-3 déc. 1975.

[12] LIVOLANT, BARBREAU et COSTES — Protection des Centrales nucléaires contre les séismes. Etude des mouvements sismiques. Les séismes de référence. Méthodes de calcul et essais sur tables vibrantes. *Rev. du Genie nucleaire*, n° 1 janv. 1977. 8 p.

[13] BETBEDER — Analyse séismique des Centrales Nucléaires. Conf. à la Section Construction et séismes. Ecole Nat. Ponts et Chaussées, 1977.

[14] Bureau VERITAS (HURE). — Règles pour la tenue aux séismes d'équipements et installations nucléaires. Oct. 1975. Note d'information M-164-BM 3, 53 p.

[15] HURE et MARYSE. — Comportement d'une tuyauterie de réacteur nucléaire sous un séisme, amélioration des méthodes usuelles. *Bul. Tech. du Bureau Véritas*, 58, n° 2, fév. 1976.

[16] Une révision du calcul sismique des grands barrages. Commission Internationale des grands barrages. Comité des trem-blements de terre. Bul. n° 27, mars 1975.

[17] BALDY et THEROND. — Le remplissage du lac de retenue de Ste Croix du Verdon. Contraintes enregistrées et surveil-lance sismique. *Travaux*, 493, mars 1975, 7 p.

[18] PLICHON. — Les élastomères frettés et les appuis à friction, moyens modernes de supportage antiséismique. Colloque des Spécialistes OCDE, Déc. 1975, 17 p.

[19] PLICHON. — Appuis antiséismiques pour Centrales Nucléaires. Conf. à la Section Construction et Séismes. E.N.P.C., oct. 1977.

[20] PLICHON. — L'utilisation des appuis en élastomères dans la construction paraséismique. *Les Travaux Publics*, n° 1019, 1978.

[21] JOLIVET et RICHLI — Un système de fondations antiséismiques pour les Centrales Nucléaires. Conf. SMIRT à San Francisco 15-19 août 1977.

[22] PAVOT, RENAULT et RICHLI. — Première application des appareils antiséismiques à friction. La Centrale Nucléaire de KOEBERG en Afrique du Sud. Conf. 9 mai 1978 à l'Inst. du Bât. et des Trav. Pub., Paris (à paraître).

[23] BETBEDER-MATIBET et LIVOLANT. — Protection des Centrales Nucléaires contre les séismes. *Revue PCM*, n° 10, oct. 1977.

[24] BERRIAUD, CEBE, LIVOLANT et BULAND — Essai sur table vibrante du cœur d'un réacteur nucléaire à haute tem-pérature. Comparaison avec les résultats obtenus à l'aide d'un modèle mathématique non linéaire. Colloque des Spé-cialistes OCDE, 1975.

[25] NAYROLES et DELFOSSE — Projet de bâtiment prototype équipé du nouveau système antisismique GAPEC. Essai du modèle à la table vibrante. Rapport final à la DGRST 7571230, 9 p., 9 h.t.

[26] DELFOSSE G. — Un nouveau système asismique très efficace : le système GAPEC. 6e conf. Intern. du Génie Paraséis-mique à New Delhi, jan. 1977.

[27] NAYROLES B. — Le système GAPEC. *Courrier du CNRS* 1978, n° 27, p. 3-8.

[28] PAQUET — Etude expérimentale du comportement dynamique des structures. *Ann. Inst. Bât. et Trav. Publ.*, dec. 1976, n° 345, 22 p.

[29] LIVOLANT, HOFFMAN et GAUVAIN. — Mesures et calcul de poutres en béton armé soumises à des efforts dyna-miques. Conf. sur l'analyse des structures des Centrales Nucléaires, leur projet et leur construction. (Rio de Janeiro, avr. 1978).
[30] FENOUX. - Centrales nucléaires et Géothermie. Les fondations des Centrales. Ann. Inst. Bâtiment et Trav. Publ. 1976, N° 338, p. 73-93.

[31] TASSIOS et LEVANDIS. - Effet répétitif de vibrations horizontales sur la tête des pieux, ibid. mars 1974, n° 105. Ser. Sol et fondations.

[32] BOCQUENET, LE HOUDEC, PICARD et GIRARD. - Les vibrations dues au trafic routier. Action sur l'environnement, Isolation. ibid. 1978, n° 355, 14 p.

[33] La détoction des cavités souterraines. Bul. Lab. des Ponts et Chaussées, n° 92, nov.-déc. 1977.

[34] CHEVASSUS. - Les roches granitiques et leur altération en Bretagne. Rapport de Recherche du Lab. des Ponts et Chaussées, 134 p., nov. 1977.

[35] COSTES. - Schématisation monodimensionnelle du sol pour l'analyse de la réponse sismique dans le cas des fondations encastrées dans le sol. Centre d'Etudes Nucléaires de Saclay à Gif/Yvette.

[36] DELFOSSE G. - Utilisation des fonctions de Green pour la construction d'une matrice élémentaire de flexibilité dynamique. Ann. Inst. Bâtim. et Trav. Publics, n° 325, p. 113-126, 1975.

[37] ARRIBERT et WALLECAMPS. - Calcul des sollicitations de torsion et de flexion dues à des actions horizontales sur des structures à multi étages. La Construction Métallique Française. 1976, 13, n° 4, p. 6-20.

[38] CHEBAT. - Calcul dynamique paraséismique des bâtiments compte tenu des considérations économiques et des probabilités. Thèse Ing. Doct. 1978 (CNRS n° 2199) 187 p.

[39] BETBEDER-MATIBET. - Analyse sismique modale. Journées de la Dynamique des sols tenues à l'Ecole Centrale, juin 1977.

[40] JEANPIERRE et LIVOLANT. - Le calcul direct de la réponse des planchers (par le spectre en transformée de Fourier) aux erands mouvements du sol. Application au projet de réacteur rapide Super Phénix. Colloque ELCALAB, Berlin, 8-11 sep. 1975.

[41] DESPEYROUX. - Analyse et Enseignements du séisme de Roumanie du 4 mars 1977. Etendue des dommages. Déstordres sous l'action des séismes. Actualités SOCOTEC, n° 3, mars 1977.

[42] MONTENEGRO. - Après le tremblement de terre du Guatemala : les dégâts aux constructions en adobe cause des désastres. Solution d'avenir. Bâtir, sept. 1976.

[43] MASTOURI. - Immeuble de 15 étages résistant à un séisme d'intensité IX en Tunisie. L'équipement. n° 17, p. 65-70, juil. 1976.

[44] PHILIPPE D. - Etude parasismique d'immeuble de grande hauteur au Japon. Le Mitsui Building de 55 étages. Construction, jan. 1977, 32, n° 1, 14 p.

[45] DROIN et CORBIERES. - Le viaduc de Martigues. Travaux, dec. 1974, n° 477, 8 p.

[46] Le viaduc de Stalussa en Italie du Sud. Acier-Stahl-Steel Fév. 1974, 39, n° 2, 11 p.

[47] Les Centrales Nucléaires. Travaux, 1977, 113, n° 1019, 43 p.

[48] DE SAMBUCY. - Le tunnel de la Croix Rousse à Lyon. Bul. Lab. des Ponts et Chaussées. Fév. 1974, 10 p.

[49] A.F.T.E.S. Recommandations sur l'étude des effets sismiques des tirs à l'explosif. Tunnels et Ouvrages souterrains. Mars-Avr. 1974, 4 p.

En terminant ce relevé, nous nous devons d'adresser tous nos remerciements pour l'aide qu'ils nous ont apportée à M. MOHAMMADIOUN, Docteur ès Sciences au CEA, pour les Centrales Nucléaires, et à M. GRASSET, Ingénieur E.P. au Centre de documentation du Bâtiment et des Travaux Publics, en ce qui concerne les structures.
V. ONDES DIFFRACTEES PAR LE NOYAU TERRESTRE

Yves ROCARD

Association A.L.P.E.N.S.

2, rue des Fossés St-Marcel - 75005 PARIS

Au début de notre période quadriennale, la France a décidé une campagne de tirs nucléaires souterrains au Pacifique.

J'ai pu faire à ce moment la remarque que l'on connaissait mal les ondes PKP des tirs nucléaires, du fait que les antipodes des principaux champs de tir (Névada, Kazakstan, Nouvelle Zemble, Lob Nor) tombent largement en mer loin de terres habitées, tandis que les antipodes de l'atoll de Mururoa, champ de tir prévu, tombent dans les parages de La Mecque, ce qui donne pour la limite des PKP (un cercle de 4000 km de rayon, à partir des antipodes) des zones très habitées et faciles d'accès, notamment le Sud-Est de la France, l'Est de la Suisse, l'Italie du Nord, l'Est de la Bavière, etc...

Cette situation a été appréciée par le L.D.G. (Laboratoire de Détection et de Géophysique) s'occupant de la détection lointaine des explosions nucléaires au Commissariat à l'Energie Atomique, qui a fait profiter A.L.P.E.N.S. de quelques unes de ses stations mobiles d'enregistrement lors des occasions qui s'offraient. Mlle BEAUFILS et quelques chercheurs du Laboratoire de Géophysique Appliquée, Professeur Pierre MECHLER, Université PARIS VI, ont participé au travail, ainsi que G. BONNET à la Station du L.D.G. à LORMES (Nièvre) dont nous aurons à reparer.

Le point le plus intéressant à éclaircir était celui de la *frange caustique limite des PKP* ayant tangenté le noyau et connue pour procurer une amplification d'environ 10 sur les signaux arrivant à une distance de 143°5 de l'épi-centre. Cette donnée qui est la conclusion d'un travail de HAI (1963 — Annales de Géophysique) était obtenue à partir de deux bons exemples de séismes (Iles Tonga, Nouvelles Hébrides) ayant donné des rapports d'amplitude de 10 à 1 chacun sur deux sismographes par hasard bien placés en distance.

Il nous est apparu que les tirs nucléaires allaient pouvoir fournir beaucoup plus d'informations :

1. La connaissance d'un point de tir permet de grouper un grand nombre de sismographes aux distances à expérimenter.

2. Le fait qu'une série de tirs a lieu presque au même point permet de juxtaposer sur un même diagramme amplitude-distance, des données de sismographes déplacés d'un tir à l'autre, et définir la courbe d'amplitude pas à pas avec une grande densité de points.

3. Les tirs ont lieu pratiquement à une profondeur minimum, qui, au point de vue sismique, procure des séismes de profondeur nulle, permettant d'observer une caustique des PKP pour des séismes superficiels.

L'expérience nous a montré en outre que le caractère concentré, quasi ponctuel du tir nucléaire, était nécessaire pour procurer une courbe amplitude-distance assez détaillée et reproductible d'un évènement à l'autre, ce que nous n'avons jamais pu retrouver dans les séismes naturels.
Une autre conclusion concerne la sensibilité de la réception au point de vue "détec-
tion" des tirs nucléaires : si on est bien calé sur la frange dans une station à faible bruit, un
tir d'un 1/2 KT donne des signaux parfaitement lisibles.

Ne pouvant dans ce rapport que donner les grandes lignes des résultats, nous les citerons
plutôt dans un ordre historique.

1 – L’Atoll de Fangataufa (50 km de Mururoa) a envoyé vers le Sud-Est de la France des signaux PKP plus faibles que lorsque les tirs sont passés à Mururoa : probablement en raison de la structure Moho sous ces atolls.

2 – Le travail de HAI nous invitait à nous placer à 143°5 des tirs ce qui a conduit à expérimenter un sismographe sur la côte des Chavants, village des Houches, près de Chamonix, sur un granit en principe excellent : le bruit de fond dû aux passages de camions sur la route Genève-Chamonix située à 600 m de distance à vol d'oiseau a rendu impossible la détection de tirs même de 8 à 10 KT bien enterrés.

3 – Nous nous sommes alors déplacés à des distances un peu plus grandes des tirs, plus proches des antipodes. Un site au fond d'une galerie de mine du Valgaudemar a été équipé d'une petite cave qui reste disponible ; et nous avons trouvé une situation excellente à Bonneval sur Arc, au fond de la vallée de la Maurienne : le sismographe vertical courte période est installé près de l'enregistreur, à une altitude de 1800 m. Il est à 40 m d'une Centrale électrique qui le sature complètement par son bruit (à 12 Hz vraisemblablement 50 Hertz/4) mais on s'est débarrassé entièrement de ce bruit par un filtre passe bas à 5 Hertz – On ne trouve plus alors qu'un bruit de 40 A°, trois fois plus faible que dans les meilleures stations du Réseau Sismique Français – De plus, le bruit n'augmente pas dans le vent, propriété que nous n'avions encore jamais rencontrée. Bonneval-sur-Arc nous a paru mériter une station permanente que nous avons montée (G. BONNET) avec du matériel L.D.G.

Au point de vue des PKP de Mururoa, des tirs de l'ordre de 8 ou 10 KT et moins nous
y ont donné des signaux excellents.

4 – Les stations fixes de St-Paul-en-Forêt et de La Mourre (vers Draguignan) du L.D.G. reçoivent des PKP sur les mêmes tirs, mais plus faibles qu'à Bonneval et surtout dans un bruit bien plus élevé, tandis que Lorgues (dans la même région) reçoit beaucoup moins bien. Nous avons expérimenté de nombreux sites provisoires dans l'extrême Sud-Est : le Tanneron atteint et dépasse St-Paul-en-Forêt, et on a enregistré des amplitudes doubles à Castellar au Nord de Menton.

Ceci incitait à passer en Corse : trois stations entre Calvi et Bastia nous ont fourni des
amplitudes encore meilleures : le maximum se situait donc en mer.

5 – Nous avons eu ensuite connaissance des signaux obtenus à Davos (Suisse), Gräfenberg et Bad Reichenhall pour un tir de l'ordre de 10 KT, avec des amplitudes bien supérieures à ce que nous avions en France. Il devenait évident que le maximum de la frange caustique n'était pas à 143°5 mais plutôt au-delà de 145°.

En disposant alors quatre stations mobiles en Italie, lors d'un tir heureusement plus
puissant (ordre de grandeur 100 KT) nous avons pu encadrer correctement le maximum de
l'amplitude sur la caustique que nous plaçons avec assez de précision à 145°55 de distance
de l'épicentre d'un séisme en surface.

6 – Les résultats (amplitude en fonction de la distance) obtenus lors de deux tirs à peu près aussi puissants et d'épicentres extrêmement voisins ont alors été portés sur un même diagramme qui dans sa première version fournissait une courbe [1] amplitude-distance pour la magnitude 5,8 définie par 32 points et plaçant à 15.000 A° le maximum d'amplitude à 145°55.

Depuis, quelques éléments nouveaux nous sont parvenus.

a) un sismographe italien à Salo (Lac de Garde) a fourni un enregistrement avec 20.000 A°
Mais ce sismographe est installé sur un terrain d'alluvions qui peut procurer une augmentation d'amplitude par son impédance caractéristique *ρc* plus faible.

b) trois sismographes allemands dans les Alpes (Dr. GEBRANDE, Dr. SCHMEDES, Institut für theoretische und angewandte Geophysik, Münich) qui auraient été très bien placés en distance, ont fourni des signaux valant 1/2, 1/3 et 1/6 de ce qu'on aurait lu sur la courbe. Il semble que la structure géologique sous les Alpes dévie les signaux, même si elle ne module pas leurs amplitudes.

c) par contre, quand nous avons cherché l'extrapolation de la caustique au Nord des Alpes, vers Passau et la frontière autrichienne, un signal aussi fort qu'autour du Lac de Garde nous a appris que les phénomènes y redevenaient réguliers, la caustique y procurant la même amplification de signaux.

L'examen (même superficiel) de la répartition des amplitudes sismiques dans la région de la caustique appelle fatalement la remarque de *l'aspect* d'un ensemble de franges d'interférences.

J.P. MASSOT, chercheur au Laboratoire de Détection et de Géophysique du CEA, a eu le mérite de réaliser qu'il pouvait s'agir d'interférences réelles [2] : en partant de signaux synthétiques issus de sources soumises à un pas de déplacement de 0°1, il retrouve exactement la position en distance des pics d'amplitude principaux et secondaires. Ainsi les oscillations de la courbe d'amplitude peuvent s'expliquer par des franges d'interférences composées à partir de trois ondes (PKP₁ – PKIKP – PKP₂) suivant des trajectoires différentes mais arrivant en même temps à la précision d'une, voire deux périodes, soit une ou deux secondes, introduisant ainsi la notion de fréquence du signal dans la magnitude observée en un point.

Dans le cas de séismes profonds, le calcul comme la simple géométrie du phénomène vis-à-vis du noyau montrent que la distance de la caustique à l'épicentre va se raccourcir quelque peu : pour les séismes profonds (600 km) on va la retrouver à 143°5 environ, raccordant ainsi les résultats actuels pour la profondeur nulle, à ceux de Haït.

L'analyse des temps de propagation permet en outre à J.P. MASSOT de proposer provisoirement un modèle nouveau de la face externe du noyau [2].

## REFERENCES

[1] ROCARD Y. – Les ondes sismiques interfèrent. *Pour la Science*, mai 1978, p. 12-14

Il a été récemment possible de préciser l'influence d'un changement de puissance dans les tirs sur la forme de la courbe d'amplitude.

Lorsque, par exemple, le tir passe de 100 à 10 KT, la fréquence sur le sismogramme change de 1,0 à 1,4 Hz environ. Le changement de longueur d'onde provoque une modification de la courbe d'amplitude qui se déplace, de part et d'autre de la distance 145°55 pour la diffraction au bord du noyau interne, et, pour les interférences entre les différentes phases PKP, autour de la frange d'ordre zéro, définie sur la carte par une ligne Menton-Munich.

Le diagramme amplitude-distance indiqué sur la figure se déforme donc d'une manière assez complexe et, vers 145°30, nous prévoyons des stations possédant un minimum de sensibilité pour les gros tirs et un maximum pour les petits tirs, privrété qu'il est très avantageux de rechercher pour le travail de détection.

Grâce aux enregistrements fournis par les Drs H. Gebrande et P. Schmedes, on a pu mettre en évidence un tel effet, et trouver des stations présentant un record de sensibilité pour les petits tirs.

[2] MASSOT J.P. – Analyse des phases sismiques PKP reçues en Europe de tirs souterrains au Pacifique. Essai de modélisation. Commun. CSE Strasbourg 2 sept. 1978.
<figure><img src="image_20.png" /></figure>

Courbe de variation de l'amplitude observée (en pointillé) suivant la distance à l'épicentre indiquée par les cercles concentriques. (d'après J.P. Massot).
# VI. ETUDE DU MANTEAU
## ONDES SUPERFICIELLES ET VIBRATIONS PROPRES DE LA TERRE

Nelly JOBERT

Institut de Physique du globe, 4, place Jussieu, 75005 PARIS

## MODELES REGIONAUX POUR LES ONDES P ET LES ONDES S

Des modèles pour les ondes S ont été obtenus jusqu'à 200 km de profondeur à partir de la dispersion des ondes de surface (A. Souriau-Thévenard, 1976 a et b). Cette étude est faite à partir de 3 stations mobiles à longues périodes à enregistrement numérique sur minicassettes, qui s'ajoutent aux observatoires permanents.

Pour les ondes P, une étude des résidus des temps de propagation des explosions nucléaires a été faite en France et dans le Benelux (A. Souriau-Thévenard, 1977).

Ces deux études ont permis de mettre en évidence l'existence de fortes hétérogénéités latérales du manteau supérieur. Dans les régions stables (Bretagne, Bassin Parisien, Bassin d'Aquitaine), on trouve une structure proche de celle des boucliers canadien et scandinave. Les modèles d'ondes S obtenus pour ces régions sont en bon accord avec ceux obtenus pour les ondes P à partir de grands profils sismiques. Contrairement aux régions stables, les zones d'extension oligocènes sont caractérisées par une couche à faible vitesse prononcée ; les Alpes, le Sud Est du Massif Central et le Bassin Algéro Provençal présentent également de très faibles vitesses, rappelant celle des rifts africains ou de l'Ouest des Etats-Unis. La bordure Nord des Pyrénées semble au contraire présenter des vitesses élevées, et l'étude des variations azimutales des résidus des temps de propagation des ondes P dans le fossé rhénan a montré l'existence possible d'anisotropie dans cette région (A. Souriau, 1978).

Une étude plus détaillée de la Belgique et du Luxembourg a été faite. Des structures anormalement lentes corrélées à de fortes anomalies gravimétriques y ont été mises en évidence, elles sont attribuées à l'existence possible d'appareils volcaniques sous ces régions (A. Souriau-Thévenard, 1979).

Pour l'étude des Pyrénées, où d'autres études ont lieu parallèlement (voir la rubrique Séismicité), 3 stations ont été installées par A. Souriau.

Ces études de structure profonde permettent une corrélation des paramètres caractéristiques du manteau supérieur avec le flux de chaleur, cette corrélation met en évidence l'apport de chaleur dû au refroidissement de la zone à faible vitesse.

D'autre part, une comparaison des structures hercyniennes et antécambriennes conduit à envisager une accrétion de la croûte par différenciation de la partie supérieure du manteau (A. Souriau-Thévenard, 1978).

## ONDES DE SURFACE ET STRUCTURE DES REGIONS OCEANIQUES

L'étude de la vitesse de groupe des ondes de Love et de Rayleigh engendrées par des séismes d'Afrique du Nord et enregistrées à Rabat et à Beni-Abes en Algérie, à conduit à envisager une croûte de vitesse assez faible et d'épaisseur totale de l'ordre de 30-35 km pour le Nord de l'Afrique (Cara, Hatzfeld, 1977). Par ailleurs, une mesure isolée de vitesse de phase
d'onde de Rayleigh entre les stations de Malaga et de Ifrane montre l'existence d'une couche sédimentaire très importante — de l'ordre de 10 km d'épaisseur — et suggère l'existence d'une croûte moyenne assez mince dans une région comprenant le Rif et la mer d'Alboran.

Des mesures de vitesse de groupe des ondes de Rayleigh ont été effectuées de part et d'autre de la ligne Açores-Gibraltar dans l'Atlantique. Les valeurs trouvées sont explicables par un modèle de bassin océanique classique compte tenu de l'épaisse couche sédimentaire existant près des marges continentales. Bien qu'un manteau anormalement lent ait été proposé au voisinage de la ligne Açores-Gibraltar, l'étude du projet AG-RBA montre que cette hypothèse n'est pas nécessaire pour expliquer les données (Cara, Hatzfeld, 1976, 1977).

La vitesse de groupe des ondes de Rayleigh dans les bassins du Cap-Vert et des Canaries entre 15 s et 30 s de période a été mesurée à partir d'enregistrements provenant des stations de M'Bour et Ponta-Delgada. Les courbes de dispersion obtenues, compte tenu de la couche d'eau, sont proches de celles du bassin océanique du Pacifique (L. Dorbath, 1976). On constate cependant que dans le Sud de la zone étudiée (région comprenant la crête de la Sierra Leone) les vitesses sont plus basses que la moyenne au-delà de 20 s et qu'au niveau des îles du Cap-Vert elles sont plus élevées.

L'analyse des ondes de Rayleigh sur des trajets parallèles à la dorsale des Reykjanes a permis d'observer un accroissement de la vitesse de groupe avec l'âge de la lithosphère (de 0 à 20 MA). Bien qu'une large famille de modèles soit compatible avec ces données, on trouve, en supposant qu'une zone à faible vitesse existe sous la lithosphère, que l'épaisseur de la lithosphère reste constante de 0 à 20 MA (60 à 80 km) et que la vitesse des ondes y croît avec l'âge. De plus, si la vitesse sous la croûte est supposée égale à 4.5 km/s (ondes $S_n$) (Evans, Sacks et Girardin, 1977), l'existence d'une zone partiellement fondue dans la "lithosphère" peut être envisagée pour les régions très proches de la dorsale (0-8 MA) (Girardin et Jacoby, 1978; Evans, Sacks et Girardin, 1976).

La variation de la distribution de la vitesse des ondes P avec la profondeur en milieu océanique est étudiée (N. Girardin) en associant l'écart des temps de propagation de l'onde PP (corrigé des anomalies de station et d'épicentre) avec le point de réflexion, et en comparant avec les réflexions sous un bouclier.

Dans le cadre de l'ATP "Géodynamique" de l'INAG, un projet de recherches sur la structure du manteau a été entrepris par N. Jobert et R. Gaulon. Une station à longue période a été implantée à Tahiti et fonctionne depuis janvier 1977 avec la collaboration de l'ORSTOM ; une deuxième station vient d'être installée à Kipapa (Hawaï) avec l'aide du Pacific Tsunami Warning Center.

## FACTEUR DE QUALITE

Les recherches sur les écarts à l'élasticité parfaite par l'exploitation systématique des enregistrements numériques de 4 stations à très longe période des Instituts de Physique du Globe a permis un développement des recherches sur le facteur de qualité des vibrations propres de la Terre et de la vitesse de phase associée à un tour de Terre (G. Roult, 1975 ; N. Jobert, G. Roult, 1976).

Les estimations du facteur de qualité ont été obtenues pour les modes fondamentaux sphéroïdal et toroïdal et quelques harmoniques, dans le domaine de 100 à 600 secondes ; les moyennes de ces résultats ont été utilisées dans une inversion permettant d'obtenir un modèle de répartition du facteur de qualité intrinsèque avec la profondeur dans l'Intérieur du Globe : A. Deschamps (1977) a obtenu un modèle de dissipation pour la Terre en inversant les mesures du facteur de qualité des modes sphéroïdaux et toroïdaux. Les modèles obtenus sont similaires, avec deux zones de forte atténuation entre 100 et 350 km de profondeur, et en-dessous de 750 km de profondeur, et une zone de faible atténuation entre ces deux zones.
# HETEROGENEITES LATERALES DU MANTEAU SUPERIEUR

Les écarts à la symétrie sphérique ont été étudiés d'un point de vue global, à l'échelle régionale et par modélisation.

## Vibrations propres et ondes du manteau (mode fondamental)

Un procédé permet de mesurer, sur le spectre des vibrations propres obtenu en une station, les écarts systématiques en vitesse de phase liés aux hétérogénéités latérales le long du grand cercle, et obtenus habituellement par le procédé classique qui utilise les phases des différents trains d'ondes progressives (N. Jobert et al., 1978).

A très longue période, les vitesses de phase observées suivant des grands cercles sont nettement en relation avec les régions traversées par les ondes du manteau (N. Jobert et G. Roult, 1976). Une recherche de régionalisation a été effectuée par J.J. Lévêque (1976, 1978) à l'aide de données anciennes et récentes ; une régionalisation du Globe en 4 zones (océans jeunes, océans anciens, boucliers, régions tectoniques) est la plus satisfaisante. Les vitesses de phase correspondantes mesurées pour les ondes de Rayleigh ont été inversées (vitesse des ondes S) et les modèles obtenus présentent des différences à des profondeurs supérieures à 300 km ; le modèle tectonique, en particulier, se caractérise par de grandes vitesses en profondeur. Les vitesses sont plus faibles pour les océans jeunes que pour les océans anciens, et les régions de bouclier ne présentent pas de couche à moindre vitesse.

## Dispersion régionale des premiers modes supérieurs

L'analyse spatiale de trains d'ondes de surface à travers un réseau de stations sismologiques longue période s'étendant sur une distance de l'ordre de 4000 km rend possible la mesure de la dispersion des premiers modes supérieurs entre 20 et 100 s de période (Cara, 1976, 1977).

Le manque de pouvoir de résolution régionale intrinsèque à cette méthode pose un problème qui a pu être en partie résolu par l'utilisation de filtres en vitesse de phase, permettant d'isoler un mode d'ondes de surface avant d'en analyser la dispersion par des méthodes classiques. Une application à des enregistrements de séismes intermédiaires des Nouvelles Hébrides enregistrées aux Etats-Unis a montré qu'on pouvait mettre en évidence des variations régionales : le premier mode supérieur de l'onde de Rayleigh, par exemple, présente des vitesses de phase plus élevées au centre des Etats-Unis qu'à l'Ouest de ceux-ci. Les vitesses de phase observées à travers l'océan Pacifique sur une lithosphère de 90 Ma sont par ailleurs proches de celles observées dans l'ouest des Etats-Unis (Cara, 1977, 1978a).

Une inversion linéaire de ces données a été faite en perturbant la vitesse des ondes S d'un modèle moyen de Terre (Cara et Deschamps, 1978). Les variations principales de vitesse des ondes S sont confinées dans les premiers 250 km de profondeur, l'Ouest des Etats-Unis présentant les vitesses les plus faibles et l'Est les vitesses les plus fortes. Entre 300 et 500 km de profondeur une situation inverse semble se présenter, bien que l'assez faible écart de vitesse obtenu à ces profondeurs soit à la limite des barres d'erreur des modèles. Aucune information ne peut être extraite de nos données aux profondeurs supérieures à 600 km. Les modèles absolus correspondants sont en bon accord avec ceux obtenus à partir du mode fondamental seul, pour l'Océan Pacifique et les Etats-Unis, dans les premiers 200 km de profondeur. Notons par ailleurs, que d'assez forts gradients verticaux de vitesse des ondes S ont été trouvés sous les Etats-Unis, vers 360 et 540 km de profondeur.

Une inversion d'un ensemble de données similaires pour l'Europe et le nord de l'Eurasie permet d'obtenir des informations sur les hétérogénéités latérales existant dans la distribution de la vitesse des ondes S jusqu'à 600 km de profondeur environ (M. Cara, Thèse 1978).
Contrairement à ce qui est trouvé dans les régions stables du centre et du Nord-Est des Etats-Unis, ainsi que dans l'ensemble de l'Ouest de l'Europe, on ne trouve pas de canal à moindre vitesse marqué dans le Manteau Supérieur pour des trajets joignant le Japon au Bouclier Scandinave et traversant le Nord de l'Eurasie.

Par ailleurs, une étude d'onde de Love entre le Nord du Bouclier Scandinave et le Sud du Bloc Ibérique (Nercessian, 1977), suggère l'existence d'une anisotropie des paramètres élastiques du Manteau Supérieur (Cara).

## ONDES A LONGUE PERIODE CANALISEES DANS LE MANTEAU

A la suite de grands séismes, les appareils de stations françaises à très longue période enregistrent des phases distinctes des ondes du manteau (N. Jobert et al., 1977) : les trains d'ondes de différents ordres apparaissent (surtout la phase x d'ordre 2, trajet inverse) principalement sur la composante longitudinale, avec une vitesse de groupe variant de 7,5 à 5,5 km/s, et une période apparente de 40 à 200 s. Ces caractéristiques semblent peu dépendre de la profondeur du foyer.

Du point de vue des ondes de volume, ces trains d'ondes sont associés à des ondes S ayant subi des réflexions multiples à la surface de la Terre (vitesses de phase 9-10 km/s) ; l'interprétation proposée est un phénomène d'interférence entre des ondes nS et nSmP à longue période, par couplage à la surface de la Terre entre des ondes P guidées par le gradient du manteau supérieur et des ondes SV guidées dans l'ensemble du manteau.

Une interprétation par modes normaux (N. Jobert, 1978) fait intervenir des extrema de vitesse de groupe associés à l'existence de gradients de vitesse dans le manteau comme pour les phases Sa. Pour des séismes superficiels, la superposition d'une dizaine d'harmomiques radiaux de vibrations sphéroïdales suffit à la construction de sismogrammes synthétiques dans le domaine de périodes et de vitesse considéré. La comparaison avec des enregistrements à longue période (Pérou, 3 oct. 74, Sumba 19 août 77) montre un bon accord avec le modèle global 1066 B de Gilbert et Dziewonski pour les arrivées d'ordre supérieur à 3. Il est nécessaire d'introduire une croûte continentale pour une bonne représentation de l'arrivée d'ordre 2 à Moulis, pour le séisme du Pérou, 1974.

## BIBLIOGRAPHIE

* CARA M. (1976). — Observations d'ondes $S_n$ de type SH. *Pure and Applied Geophysics*, **114**, (4), p. 141.

* CARA M. et HATZFELD D. (1976). — Vitesse de groupe de l'onde de Rayleigh de part et d'autre de la ligne Açores-Gibraltar. *Ann. Géophys.*, **32**, fasc. 1, p. 85.

* CARA M. et HATZFELD D. (1977). — Dispersion des ondes de surface de part et d'autre de la ligne Açores-Gibraltar et en Afrique du Nord (périodes inférieures à 80 s.). *Bull. Soc. Géol. de France, XIX*, n° 4, p. 757.

* CARA M. (1977). — Dispersion des deux premiers modes de l'onde de Rayleigh entre 50 s et 150 s de période. *C.R. Ac. Sci.*, série B, **284**, p. 177.

* CARA M. and DESCHAMPS A. (1978). — Lateral heterogeneity in the upper mantle from higher Rayleigh modes. 1978 AGU Spring Meeting Report, EOS, *Transactions A.G.U.*, **59**, n° 4, p. 319.

* CARA M. (1978a). — Regional variations of higher Rayleigh-mode phase velocities : a spatial filtering method. *Geoph. J.R. Astr. Soc.*, **54**, p. 439.

* CARA M. — Etude du manteau supérieur à partir des harmoniques des ondes de surface. Thèse de Doctorat d'Etat, U. Paris VI, 14 déc. 1978.

* DESCHAMPS A. (1977). — Inversion of attenuation data of free oscillations of the Earth (fundamental and first higher modes). *Geophy. Journ. of the R.A.S.*, **50**, p. 699.

* DORBATH L. (1976). — Vitesse de groupe des ondes de Rayleigh dans les bassins du Cap Vert et des Canaries. *Ann. Géoph.*, **32**, p. 319.
EVANS R., SACKS S. and GIRARDIN N. (1976). — A preliminary model of the structure of oceanic lithosphere in the area north of Iceland. Ann. Rep. of the Dir. Dept. of Terr. Magnetism, Carnegie Institution Year Book 76, p. 822.

EVANS R., SACKS S. and GIRARDIN N. (1977). — Upper mantle structure beneath young oceanic crust from broad band seismic observations. 1977 A.G.U. Spring Meeting Report, EOS, *Transactions A.G.U.*, 58, n° 4, p. 510.

GIRARDIN N. and JACOBY W. (1979). — Rayleigh wave dispersion along Reykjanes ridge. *Tectonophysics*, 55, Processes at mid-ocean Ridges.

JOBERT N., CARA M. (1978). — Very long period mantle waves. A.G.U. Spring Meeting Report, EOS, *Transactions A.G.U*, 59, n° 8, p. 811.

JOBERT N. et ROULT G. (1976). — Periods and damping of free oscillations observed in France after 16 earthquakes. *Geoph. J.R.A.S.*, 45, p. 155.

JOBERT N., GAULON R., DIEULIN A. et ROULT G. — Sur des ondes à très longue période, caractéristiques du manteau supérieur. *C.R. Ac. Sc.*, série B, séance du 6 juin 1977, 285, p. 49.

JOBERT N., LEVEQUE J.J. et ROULT G. (1978). — Evidence of lateral variations from free oscillations and surface waves. *Geophys. Res. Letters*, 5, 7, 1978, p. 569.

JOBERT N. (1978). — Contribution of some particularities in the dispersion curves to numerical seismograms computed by normal modes. *J. of Computational Physics*, Z. Alterman Memorial Issue), 29, n° 3, p. 404.

LEVEQUE J.J. (1976). — Regionalisation du manteau supérieur à partir des dispersions des ondes superficielles. Rapport de D.E.A., IPG Paris, 1976.

LEVEQUE J.J. — Régionalisation du manteau supérieur à partir des dispersions d'ondes superficielles à longue période. Thèse de Doctorat de 3e cycle, U. Paris Sud, 4 déc. 1978.

MARTEL L. (1977). — Transmission et réflexion d'une onde de Rayleigh sur une marche. Comm. Seism. Européenne, Cracovie. *Publ. Inst. Géophys. Pol. Ac. Sc.*, A-6 (117), p. 145.

NERCESSIAN A. (1977). — Profil en ondes transversales pour l'étude des vitesses de phase des ondes de Love. Rapport de D.E.A., IPG Paris.

OKAL E.A. (1976). — A surface-wave investigation of the rupture mechanism of the Gobi-Altaï (Dec. 4 1957) earthquake : *Phys. Earth and Planet. Inter.*, 12, p. 319-328.

OKAL E.A. (1977). — The July 9 and 23 1905 Mongolian earthquakes : A surface wave investigation : *Earth Planet. Sc. Lett.*, 34, p. 326-331.

OKAL E.A. (1977). — The effect on intrinsic oceanic upper-mantle heterogeneity or regionalisation of long-period Rayleigh-wave phase velocities : *Geophys. J.R. Astr. S.*, 49, p. 357-370.

OKAL E.A. (1978). — Observed very long period Rayleigh wave phase velocities across the Canadian shield. *R. Astron. Soc. Geophys. J.*, 53, p. 663-68.

OKAL E.A. — Application de la théorie des modes normaux à des problèmes de source et de structure sismique. Etudes sismiques de l'hétérogénéité latérale du manteau supérieur. Thèses de Doctorat d'Etat, U. Paris VII, mai 1978.

ROULT G. (1975). — Attenuation of seismic waves of very low frequency. *Physics of the Earth and Planetary Interiors*, 10, p. 159.

SOURIAU-THEVENARD A. (1976a). — Structure profonde sous la France obtenue à partir des ondes de surface. *Bull. Soc. Géol. de France*, séance du 2/02/1976. XVIII, 5, p. 1085.

SOURIAU-THEVENARD A. (1976b). — Structure of the crust and upper mantle in the South West of France, from surface waves. *Ann. Géoph.*, 32, fasc. 1, p. 63.

SOURIAU A. — Anomalies des temps de propagation des ondes P pour les explosions nucléaires lointaines et structure profonde sous la France. *C.R. Ac. Sc.*, série D, séance du 16 mai 1977, 284, p. 2471.

SOURIAU A. (1979). — Upper Mantle beneath the Paris Bassin and Benelux, including possible volcanic anomalies in Belgium. *Tectonophysics* (sous presse).

SOURIAU-THEVENARD A. — Le manteau supérieur sous la France et les régions limitrophes au Nord. Thèse de Doctorat d'Etat, U. Paris VI, 14 déc. 1978.
# VII - ZONES DE CONVERGENCE ET LITHOSPHERE CONTINENTALE

Guy PERRIER

Laboratoire de Géophysique Interne

IRIGM - Université de Grenoble I

38041 GRENOBLE CEDEX - France

## LES TELESEISMES ET LES HETEROGENEITES DE LA LITHOSPHERE CONTINENTALE

Un nouveau traitement des anomalies de propagation des ondes longitudinales P calculées à partir des données de 583 observatoires publiées par l'International Seismological Center entre 1964 et 1974 a été effectué par POUPINET (1977). Les résidus des ondes P ont été considérés comme un marqueur des propriétés du manteau supérieur. Des variations importantes ont été mises en évidence à l'intérieur des continents, et plus particulièrement dans les boucliers précambriens pour lesquels les résidus ont tendance à croître lorsqu'on s'éloigne de leurs centres. En première approximation, on observe une dépendance entre le temps de parcours des ondes sismiques et l'âge de la lithosphère à l'intérieur des plaques continentales stables. Cette dépendance du résidu avec l'âge peut s'expliquer par une décroissance du géotherme et un épaississement des plaques continentales après leur formation. On peut ainsi relier l'épaisseur de la lithosphère Z (km) à son âge t (en milliards d'années) par la relation $Z = 10 + 140\sqrt{t}$. Un tel modèle d'évolution explique aussi la dépendance des valeurs du flux thermique avec l'âge comme cela a été proposé par Pollack et Chapman. D'autre part, le fait que le rapport des résidus des ondes S aux résidus des ondes P soit de l'ordre de 1,8, c'est-à-dire une valeur normale, beaucoup moins forte que celles antérieurement admises, incite à ne pas recourir à la fusion partielle généralisée pour expliquer les anomalies de stations mais à considérer que les anomalies de propagation sont essentiellement le reflet de la température de la lithosphère, parfois de l'asthénosphère.

Appliquée aux Alpes occidentales, une telle étude a montré l'existence d'une zone à moindre vitesse très prononcée à l'ouest de la zone d'Ivrea (POUPINET, 1976).

## LES ZONES DE COLLISION CONTINENTALES

Dans le cadre des ses Actions Thématiques Programmées "Méditerranée occidentale" et "Géodynamique", l'Institut National d'Astronomie et de Géophysique a développé deux programmes d'études de zones de collision continentale : l'un dans la région ibéro-maghrébine (collision Afrique-Eurasie) en collaboration avec le Maroc et l'Espagne, l'autre dans l'ouest himalayen (collision Inde-Eurasie) en collaboration avec les USA (MIT).

Du point de vue structural, la mer d'Alboran est caractérisée par une croûte amincie (15 km) de caractère continental surmontant un manteau supérieur lent (7,7 km/s), structure qui est très proche de la structure d'un rift continental. Vers l'Espagne, la transition vers la marge continentale est caractérisée par un épaississement très rapide de la croûte alors que vers le Maroc, ce rapide épaississement est observé seulement pour la région rifaine tandis que dans la partie orientale marocaine, le plongement du Moho se fait de façon plus régulière. Enfin, la mise en évidence de fortes anomalies de vitesses entre les massifs de péridotites de Ronda et de Beni Bouchra semble indiquer une jointure de ces massifs en profondeur
(HATZFELD 1976, et Thèse 1978 ; HATZFELD et BEN SARI 1977 ; et plusieurs autres articles).

Dans l'ouest himalayen, en Afghanistan, une étude détaillée de la zone des séismes intermédiaires de l'Hindu Kush a été réalisée à l'aide d'un réseau portable de stations sismologiques. En trois mois de campagne, près de 1500 séismes de magnitude inférieure à 4 ont été enregistrés dans un domaine de profondeur s'étendant de 70 à 280 km. Les résultats développés par CHATELAIN, ROECKER, MOLNAR et PERRIER (1977) et CHATELAIN (1978) ont permis de montrer l'existence, dans la région de l'Hindu Kush — Pamir, d'une zone sismique continue arquée avec changement de la polarité du plongement de l'ouest (50° vers le nord) vers l'est (60° vers le sud-est). Des trous de sismicité sont observés à la fois en profondeur (trou entre 150 et 250 km qui va se rétrécissant d'ouest en est) et le long de l'arc (les séismes situés entre 70 et 100 km de profondeur le sont au centre de l'arc et non à ses extrémités). De plus, il faut remarquer une absence de sismicité entre la croûte supérieure et 70 km de profondeur ainsi qu'une extension, à l'ouest de la zone, de la sismicité à des profondeurs supérieures à 250 km, contrairement à ce qui était admis antérieurement. Par ailleurs, bien que contenus dans la zone plongeante, les axes de tension T sont en général inclinés par rapport à la direction de plongement. Une telle sismicité peut être reliée à la présence d'une subduction lithosphérique fossile. La sismicité superficielle étudiée principalement sur la faille de Chaman et sur son raccordement avec la faille d'Herat et le Nouristan est importante et continue. Elle apparaît étroitement liée avec la tectonique de surface, les mécanismes focaux montrant un coulissage sénestre sur la faille de Chaman, et une composante de compression voisine de l'horizontale et orientée sensiblement nord-sud dans le Nouristan.

## LES ARCS INSULAIRES.

L'étude des anomalies des ondes P, S et ScS faite par CHOUDHURY, POUPINET et PERRIER (1975) pour des séismes du sud-ouest Pacifique energistrés à la station antarctique de Dumont d'Urville (Terre Adélie) a montré une dépendance importante de ces anomalies avec la région focale (fortement positives pour les Nouvelles-Hébrides, moyennement positives pour les Fiji-Tonga, fortement négatives pour la mer de Banda) et la profondeur des séismes (disparition des anomalies au-delà de 200 km). Les auteurs ont proposé des modèles de vitesse des ondes transversales pour ces trois régions et les ont discutés en relation avec la lithosphère plongeante et les trous de sismicité observés en profondeur (PASCAL, ISACKS, BARAZANGI et DUBOIS, 1978). Une étude plus détaillée de la partie convexe de l'arc des Nouvelles-Hébrides a été faite par GOULA (1978). Deux anomalies importantes ont été décelées à l'ouest de la fosse sud de l'arc (reste de bassin marginal ?) et au niveau de la zone de fracture d'Entrecastreaux (accident transformant arc-arc ?)

PASCAL (1978) a relocalisé par la méthode de "Joint Hypocenter Determination" les séismes de la région Nouvelle Guinée — Nouvelle Bretagne — Iles Salomon pour la période 1964-1973. Intégrant les solutions focales, il a montré qu'une zone de subduction existe sous la Nouvelle Bretagne et les Iles Salomon alors que de la Nouvelle Irlande à la Nouvelle Guinée s'étend une zone de coulissage sénestre. Au nord de la Nouvelle Guinée, la sismicité doit être considérée comme le résultat d'une collision entre un continent et un arc insulaire. Dans cette région, la théorie de la Tectonique des Plaques ne peut s'appliquer rigoureusement. Un nouveau modèle géodynamique faisant également appel à la théorie des champs de lignes de glissement habituellement utilisée en domaine continental est donc proposé.

## LE FLUX DE CHALEUR.

L'Action Thématique Programmée de l'INAG "Transfert d'Energie Thermique à travers l'écorce terrestre" a permis d'améliorer considérablement la connaissance du flux de chaleur
en France (GROUPE FLUXCHAF, 1978). Ce flux est en général supérieur à la moyenne mondiale continentale. Une zone de flux plus important orientée sud-ouest/nord-est et joignant le Massif Central aux Vosges doit être mise en relation avec les zones de distension marquées par les fossés d'effondrement oligocènes de Limagne, de Bresse et du Fossé Rhénan.

Les travaux concernant les sondages sismiques profonds dans les Alpes (auxquels il convient d'ajouter : THOUVENOT, 1976 ; MILLER, ANSORGE, ARIC et PERRIER, 1977) ainsi que les études de sismotectonique et de risque sismique dans la partie française des Alpes sont signalés, avec d'autres références bibliographiques, dans les chapitres Séismicité et Profils sismiques.

BIBLIOGRAPHIE

BOUCHON M. (1978). — The importance of the surface or interface P-wave in near earthquake studies. *BSSA*, 68, 5, p. 1293-1311.

BOUCHON M. (1978). — A dynamic source model for the San Fernando earthquake. *BSSA*, 68, 6, p. 1555-1580.

BOUCHON M. (1978). — Représentation discrète des champs d'ondes sismiques dans le domaine des nombres d'onde avec application des problèmes variés de diffraction. Thèse de Doctorat d'Etat, Grenoble, 203 p.

BUCHBINDER G. et POUPINET G. (1977). — P-wave residuals in Canada. *Can. J. Earth Sc.*, 14, 6, p. 1292-1304.

CHATELAIN J.L., ROECKER S., HATZFELD D., MOLNAR P. et PERRIER G. (1977). — Etude sismologique en Afghanistan, Premiers résultats. *C.R. Som. Soc. Géol. France*, 5, p. 260-262.

CHATELAIN J.L. (1978). — Etude fine de la sismicité en zone de collision continentale au moyen d'un réseau de stations portables : la région Hindu Kush — Pamir, Thèse de 3ème cycle, Grenoble.

CHOUDHURY M., POUPINET G. et PERRIER G., (1975). — Shear velocity from differential travel times of short period ScSS in New Hebrides, Fiji-Tonga and Banda Sea regions, *BSSA*, 65, 6, p. 1787-1796.

CHOUDHURY M.A., SUBHASH S.M.G., GIR R. (1977). Structure de la croûte sous l'Observatoire de Sainte-Marie-aux-Mines par l'analyse des ondes converties PS. *C.R.Ac.Sc.*, 285 B, p. 57-60

GIR R., SUBHASH S.M.G., CHOUDHURY M.A. (1977). — The resolution power of spectral ratio method in crustal structure studies. *Publ. Inst. Geophys. Pol.*, A-4 (115), p. 297-311.

GOULA X. (1976). — Anomalias en los tiempos de propagacion de ondas P en la region de Gibraltar. Implicaciones geodynamicas, 2d congresso nacional de geodesia y geofisica, Barcelona.

GOULA X. (1978). — Structure du manteau supérieur dans la partie convexe de l'arc des Nouvelles Hébrides. Thèse de 3^b^ cycle, Grenoble.

GROUPE FLUXCHAF (BERTAUX M.G., BIENFAIT G., BOTTINGA Y., FONTAINE J., GUYOT G., JOLIVET J., KAST Y., MEUNIER J., OTTLE J., PERRIER G., POUPINET G. et VASSEUR G.), 1978. — Nouvelles déterminations du flux géothermique en France. *C.R. Ac. Sc.*, 286 D, p. 933-936.

HATZFELD D. (1976). — Etude sismologique et gravimétrique de la structure profonde de la mer d'Alboran : mise en évidence d'un manteau anormal. *C.R.Ac.Sc.*, 283 D, p. 1021-1024.

HATZFELD D. et BOLOIX M. (1976). — Resultados preliminares de los perfiles sismicos profundos del mar de Alboran. *Com. Nac. Pro. Geod.*, Granada, p. 19-23.

HATZFELD D. et BEN SARI D. (1977). — Grands profils sismiques dans la région de l'arc de Gibraltar. *Bull. Soc. Géol. France*, XIX, 4, p. 749-856.

MILLER H., ANSORGE J., ARIC K. et PERRIER G. (1978). — Preliminary results of the Alpine longitudinal profile 1975 from France to Hungary, in "Alps, Apennines, Hellenides", Inter-Union Commission on Geodynamics. *Sc. Report N° 38*, Stuttgart, p. 33-39.

PASCAL G., ISACKS B.L., BARAZANGI M. et DUBOIS J., 1978. — Precise relocations of earthquakes and Seismotectonics of the New Hebrides island, *JGR*, 83, 10, p. 4957-4973.

PASCAL G. (1979). — Seismotectonics of the Papua-New Guinea-Salomon islands regions. *Tectonophysics*, sous presse.

PERRIER G. (1978). — Tremblements de terre en Dauphiné-Savoie. *Ingénieur* 1, 27, p. 5-7.

POUPINET G. (1976). — Sur l'existence d'un manteau à très faible vitesse sous les Alpes occidentales et ses implications tectoniques. *Bull. Soc. Géol. France*, XVIII, 5, p. 1073-1083.

POUPINET G. (1977). — Relation entre le temps de parcours vertical des ondes sismiques et l'âge de la lithosphère continentale. *C.R. Som. Soc. Géol. France*, 5, p. 257-259.

POUPINET G. (1977). — Hétérogénéités du manteau terrestre déduites de la propagation des ondes de volume. Implication géodynamique. Thèse de Doctorat d'Etat, Grenoble.

THOUVENOT F., (1976). — Sondages sismiques profonds Alpes 75. Premiers résultats sur la structure de la lithosphère entre les massifs du Revard (France) et du Gothard (Suisse). Dipl. Ing. Géophys., IPG Strasbourg.
# VIII – PROFILS SISMIQUES

Alfred HIRN

Institut de Physique du Globe
4, Place Jussieu, 75005 PARIS

La détermination de la structure profonde par la sismologie expérimentale a été employée pour des problèmes divers dans des régions variées, en milieu continental et océanique :

## I – Croûte continentale :

- zones de dépressions tertiaires telles que la liaison entre vallée du Rhin et vallée du Rhône (Michel, 1978) et la basse vallée du Tage au Portugal (1978).

- chaînes de montagnes récentes telles que la Cordillère Bétique en Espagne (Working group for deep seismic sounding in Spain, 1977), les Alpes septentrionales (Alpine explosion seismology group, 1976) et les Pyrénées (1978).

- passage continent-mer, au voisinage de la Corse (Hirn et Sapin, 1976 ; Morelli et al., 1977) et dans la région de la mer d'Alboran (Working group for deep seismic sounding in the Alboran Sea, 1977).

## II – Manteau supérieur sous le continent :

- dans la lithosphère sous l'Ouest de la France (Hirn et al., 1975) et dans le domaine lithosphère-asthénosphère entre cette région et l'Angleterre (Hirn, 1977).

## III – Croûte océanique :

- l'étude a été concentrée dans la région des Îles Açores, singulières par leur position au voisinage de la dorsale atlantique (1978).

## IV – Manteau supérieur sous la mer :

- dans le bassin occidental de la Méditerranée (Hirn et al., 1977) et au voisinage de la dorsale active de l'Atlantique au Nord des Açores (Steinmetz et al. 1976 et 1977 ; Bottinga et Steinmetz, 1978).

La plupart des opérations d'acquisition de données ainsi que leur interprétation ont été menées à bien avec la collaboration de collègues allemands, britanniques, espagnols, italiens, portugais et suisses.

Sauf exception, l'échantillonnage spatial des structures étudiées ne permet pas une détermination des hétérogénéités locales mais aboutit à une description de paramètres moyens et de leur variation à l'échelle de la dizaine de kilomètres.

### I.1 – Dépressions tertiaires

Dans la zone de liaison entre fossés rhénan et rhodanien, on peut individualiser, comme dans le graben rhénan, le sud de la vallée du Rhône et l'Auvergne, une région où la profondeur de l'interface croûte-manteau est réduite par rapport aux régions bordières ; cependant, sa variation relative n'est ici que de 10 % au lieu de 20 %. Cette région anormale semble s'étendre du sud du Fossé Rhénan vers l'Auvergne plutôt que constituer une liaison avec la zone anormale du sud de la vallée du Rhône ; ceci met en relief une direction transversale par rapport à l'axe méridien de ces dépressions tertiaires.
Une analyse préliminaire des données concernant la dépression du Tage au nord de Lisbonne indique aussi la corrélation de cette dépression avec une remontée de l'interface croûte-manteau, probablement asymétrique.

L'amincissement crustal, particulièrement important si l'on ne considère que la croûte non sédimentaire, ainsi établi dans différentes dépressions tertiaires d'Europe de l'ouest indique que des mécanismes plus complexes qu'un simple effondrement de blocs crustaux doivent être envisagés dans les modèles de leur évolution géodynamique.

## I.2 – Chaînes de montagnes récentes

Dans la Cordillère Bétique comme dans la zone axiale des Pyrénées, un épaississement important de la croûte, que l'on peut rapprocher de celui connu dans les Alpes, a pu être établi. Les structures internes de ces croûtes épaissies pourront être bien définies et comparées pour aboutir à la discussion de leur mode de genèse.

Dans la zone nord-pyréenne, une variation le long de la chaîne de la position et de la nature de la transition croûte-manteau ainsi que des différences importantes de la nature de la croûte sous les sédiments sont apparentes en première analyse. L'interprétation complète de ces données permettra de préciser les hypothèses de formation de la chaîne et fournira un cadre structural pour les études de sismicité et tectonique en cours.

## I.3 – Bordure du continent

Les enregistrements de tirs en mer obtenus en Corse indiquent une épaisseur de croûte normale de 30 km sous ce micro-continent. L'interface croûte-manteau varie très fortement en profondeur à l'ouest de la marge occidentale de la Corse, pour atteindre à cinquante kilomètres à l'Ouest une profondeur voisine de 13 kilomètres, analogue à celle trouvée dans le bassin algéro-provençal.

## II – Manteau supérieur continental

L'existence d'une structure fine de la lithosphère subcrustale sous l'ouest de la France, proposée dès 1973, a pu être confirmée par des expériences complémentaires dans cette région. Au lieu de l'unique onde Pn considérée classiquement comme se propageant jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres de distance, on observe entre 140 et 700 kilomètres de distance des fortes explosions la succession de trois ondes de caractéristiques différentes. Ceci ne peut s'expliquer dans un manteau supérieur homogène et atteste la présence de deux réflecteurs dans la lithosphère subcrustale, vers 50 et 85 kilomètres de profondeur. C'est seulement par la considération des amplitudes des ondes en plus de leurs temps de propagation que la loi de vitesse en fonction de la profondeur peut être déterminée.

Cette structure fine de la lithosphère peut être une cause d'imprécision dans les déterminations d'hypocentres quand des stations sismologiques dans l'intervalle 150 à 1500 kilomètres sont utilisées. La continuité spatiale d'une telle structure stratifiée de la lithosphère serait favorable à la propagation à grande distance des ondes Pn et Sn de la sismologie d'observatoire et si la couche à moindre vitesse située au-dessus du réflecteur à 50 km de profondeur a un comportement rhéologique particulier, elle peut être importante à considérer pour la compréhension du comportement géodynamique de domaines continentaux à l'échelle régionale.

L'obtention de données exceptionnellement denses sur des profils de 1500 kilomètres de long a permis de mettre en évidence un interface plus profond, vers 195 kilomètres, qui correspond au domaine de la couche à faible vitesse de l'asthénosphère. Des différences entre les quelques profils disponibles ainsi qu'une propagation particulière des ondes S pourraient s'expliquer par une anisotropie de vitesse sismique au voisinage d'une transition lithosphère-
asthénosphère. L'échantillonnage actuel ne permet pas d'établir définitivement l'existence d'une telle couche anisotrope qu'il serait fondamental de préciser, sa profondeur pouvant correspondre à celle où se produirait le mouvement entre plaque continentale et milieu sous-jacent et sa direction pouvant indiquer celle de ce mouvement.

Les mesures effectuées depuis, ailleurs en Europe sur de longs profils, grâce à l'intérêt de ce type d'étude démontré par les premiers profils en France, permettent d'affirmer maintenant que la lithosphère inférieure possède généralement une structure fine dont les caractéristiques et la variation spatiale devront être considérées pour la compréhension de l'évolution des domaines continentaux.

### III – Domaine océanique : plateau des Açores.

Un profil traversant la dorsale Atlantique entre les deux îles septentrionales des Açores montre que les signaux sismiques se propagent normalement dans la croûte à travers la zone axiale alors qu'aucun signal engendré dans une bande de 50 kilomètres centrée sur la dorsale et se propageant dans le manteau supérieur n'a pu être observé ; ceci atteste la profonde perturbation du manteau supérieur dans la région axiale. A la différence, aucune atténuation anormale n'est constatée pour les ondes se propageant dans le manteau à l'aplomb du rift de Terceira (entre les îles de Sao Miguel et Terceira) dont la nature est quelquefois assimilée à celle de la dorsale Atlantique.

Une étude détaillée de la croûte entreprise pour deux des îles de l'archipel met en évidence un épaississement d'au moins 50 % de la croûte par rapport à une croûte océanique normale, cet épaississement étant surtout le fait des couches océaniques 1 et 2, de vitesse sismique inférieure à 6 km/s. Des variations locales dans la structure crustale permettent d'étendre en profondeur l'étude des hétérogénéités de structure visibles en surface.

### IV.1 – Manteau supérieur océanique près de la dorsale Atlantique

Des profils de plusieurs centaines de kilomètres de long ont été effectués parallèlement à la dorsale Atlantique au nord des Açores ; ils permettent une étude de la structure de la partie mantélique de la lithosphère pour deux âges différents de celle-ci : 4 et 9 millions d'années. Le profil sur la lithosphère la plus récente met en évidence un réfracteur à vitesse 8,3 km/s à 9 kilomètres de profondeur ; dans la lithosphère plus ancienne un réfracteur de vitesse analogue est trouvé à une profondeur de l'ordre de 30 kilomètres. Un premier modèle de vitesse calculé à partir d'un modèle pétrographique permet une interprétation qualitative de ces observations : les deux réfracteurs correspondraient à deux couches de péridotite résiduelle. Si on admet une pénétration d'eau à un taux de 2 % dans la couche supérieure, des réactions d'hydratation pourraient expliquer la diminution de vitesse qui y est observée au fur et à mesure de son refroidissement, c'est-à-dire de son vieillissement et de son éloignement de la dorsale. Ces données expérimentales conduisent à de nouvelles tentatives de calcul d'un modèle pétrologique afin de rechercher un meilleur accord quantitatif des différentes observations.

### IV.2 – Manteau supérieur sous le bassin de la Méditerranée Occidentale.

Les sismogrammes obtenus en Corse à partir d'une ligne de tirs allant jusqu'aux Baléares permettent en plus de l'onde Pn de vitesse apparente inférieure à 7,8 km/s, de définir deux autres branches d'hodochrone entre 150 et 350 kilomètres de distance. Les retards de ces arrivées et la courbure des hodochrones amènent à interpréter ces ondes comme réfléchies par des interfaces dans le manteau supérieur.

Les ondes Pn obtenues confirment une profondeur de 11 à 13 kilomètres pour l'interface entre la croûte et un manteau dans lequel la vitesse, 7,7 km/s, est plus faible que la normale. Différentes lois de vitesse dans un manteau supérieur à stratification horizontale peuvent
rendre compte des données, par exemple une couche entre 11 et 26 kilomètres de profondeur où le gradient de vitesse avec la profondeur est positif, une couche à faible vitesse de 5 à 10 kilomètres d'épaisseur et, à 60 kilomètres de profondeur, une discontinuité où la vitesse diminue fortement. Ce modèle détaillé n'est pas en contradiction avec celui déduit de la dispersion des ondes de surface.

Une estimation du géotherme conduit à supposer une relation entre la diminution de vitesse à 60 kilomètres de profondeur et une fusion partielle dans le manteau. La nature de la couche à gradient positif sous la croûte et celle de la couche à faible vitesse intralithosphérique peuvent être expliquées par l'hydratation d'un manteau pyrolitique ou la différenciation du manteau lors de sa mise en place à l'origine de ce bassin marin profond.

A la suite de ces campagnes de sismologie, il est apparu nécessaire de réaliser un sismographe fond de mer dont le prototype utilise des sphères auto-flottantes cédées par l'Institute of Oceanographic Sciences (G.B.).

Sept instruments ont été mis en œuvre en juillet 78 pour enregistrer en Adriatique des tirs de réfraction dans le cadre d'une campagne de mesures italienne. Au cours de l'automne d'autres tirs de réfraction ont été enregistrés avec succès en Méditerranée orientale en coopération avec les Universités de Tel Aviv et Hambourg.

On peut dès lors envisager l'augmentation de la durée d'enregistrement, l'équipement en trois composantes, le passage à l'enregistrement numérique, ainsi que d'équiper l'engin de capteurs autres que les sismographes.

## BIBLIOGRAPHIE

* BOTTINGA Y. ET STEINMETZ L. (1979). — A geophysical, geochemical, petrological model of the submarine lithosphere of Tectonophysics (sous presse).

* HIRN A., PRODEHL C. et STEINMETZ L. (1975). — An experimental test of models of the lower lithosphere in Bretagne (France). *Ann. Géophys.*, **31**, 517-530.

* HIRN A. (1976). — Sondages sismiques profonds en France. *Bull. Soc. géol. Fr.*, **18**, 1065-1071.

* HIRN A. et SAPIN M. (1976). — La croûte terrestre sous la Corse : données sismiques. *Bull. Soc. Géol. Fr.*, **18**, 1195-1199.

* HIRN A. (1977). — Anisotropy in the continental upper mantle : possible evidence from explosion seismology. *Geoph. J.R. Astr. Soc.*, **49**, 49-58.

* HIRN A., STEINMETZ L. et SAPIN M. (1977). — A long range seismic profile in the Western Mediterranean Basin : structure of the upper mantle. *Ann. Géophys.*, **33**, 373-384.

* MECHLER P., MSEDDI R. (1977). — Structure du manteau supérieur sous la mer Méditerranée. *Publ. Inst. geophys. Pol. A-4* (115) p. 331-43.

* MENDES VICTOR L.A., FORJAZ V.H. et HIRN A. (1978). — Explosion seismology on Sao Miguel and Terceira (Azores). *EOS*, **59**, p. 321.

* MICHEL B., 1978. — La croûte entre vallée du Rhin et vallée du Rhône : interprétation de profils sismiques et résultats structuraux. Thèse 3ᵉ cycle, Univ. Paris VII, 133 p.

* MORELLI C., GIESE P., CARROZZO M., COLOMBI B., GUERRA I., HIRN A., LETZ H., NICOLICH R., PRODEHL C., REICHERT C., ROEWER P., SAPIN M., SCARASCIA S. et WIGGER P. (1977). — Crustal and upper mantle structure of the northern Appennines, the Ligurian Sea and Corsica, derived from seismic and gravimetric data. *Boll. Geof.*, 75-76, 199-260.

* RUEGG J.C. (1975). — Structure profonde de la croûte et du manteau supérieur du Sud Est de l'Afar d'après les données sismiques. *Ann. de Géophys.* **31**, n° 3, p. 329-60.

* RUEGG J.C. — Main results about the crustal and upper mantle structure of the Djibouti region (TFAI). Proc. Symp. Afar Reg. Bad Bergzabern, vol. I, p. 120-134, Stuttgart 1975.

* STEINMETZ L., HIRN A., SAPIN M., WHITMARSH R. et MOREIRA V. (1976). Zone of P wave attenuation beneath the crust of the Mid-Atlantic ridge. *Bull. Soc. Géol. Fr.*, **18**, 931-936.

* STEINMETZ L., WHITMARSH R. et MOREIRA V. (1977). Upper mantle structure beneath the Mid-Atlantic ridge north of the Azores based on observations of compressional waves. *Geophys. J.R. astr. Soc.*, **50**, 359-380.

* WORKING GROUP FOR DEEP SEISMIC SOUNDING IN SPAIN 1974-1975 (1977). — Deep seismic soundings in Southern Spain. *Pageoph*, **115**, 721-735.
WORKING GROUP FOR DEEP SEISMIC SOUNDING IN THE ALBORAN SEA, 1977. Crustal seismic profiles in the Alboran Sea, preliminary results. *Pageoph*, **116**, p. 167-180.

ALPINE EXPLOSION SEISMOLOGY GROUP (1976). — A lithospheric profile along the axis of the Alps, 1975. *Pageoph*, **114**, 1109-1130.
# IX — PROSPECTION SISMIQUE

## Dominique MICHON

Compagnie Générale de Géophysique
6, rue Galvani F 91301 MASSY

## Gérard GRAU

Institut Français du Pétrole
F 92506 RUEIL-MALMAISON

A la suite du quadruplement du prix des produits pétroliers à la fin de 1973, l'activité géophysique aura connu un niveau d'activité élevé au cours de la période examinée 1975-1978.

En particulier, l'activité sismique a fortement progressé dans le continent Nord-Américain où s'effectuent plus de la moitié des opérations géophysiques mondiales. La C.G.G. a pu ainsi consolider ses positions sur ce territoire où elle compte actuellement en activité 12 équipes sismiques terrestres, un bateau géophysique et trois centres de calcul.

L'Institut Français du Pétrole s'est équipé d'un nouveau navire de prospection sismique, le "Resolution" bien adapté à l'exploration géophysique des bassins sédimentaires profonds et des marges continentales.

La méthode sismique réflexion pour la recherche pétrolière absorbe plus de 90 % des dépenses géophysiques mondiales. Au cours de ces 4 années, elle a considérablement évolué, débordant le cadre de l'étude des formes des horizons géologiques. Elle permet maintenant de répondre avec de plus en plus de précision aux nouveaux objectifs qui lui sont assignés tels que : recherche directe des hydrocarbures, mise en évidence de changement de faciès ou de porosité, évaluation des réservoirs.

Aussi, une coopération plus étroite s'est-elle établie entre géologues et géophysiciens lors de la définition des objectifs et de l'interprétation des résultats.

## EVOLUTION DES METHODES TERRAIN

Le nombre de traces par tir continue à progresser. Après la généralisation de l'exploitation en 48 traces, les études à 96 ou 120 traces deviennent plus nombreuses, aussi bien en terrestre qu'en marine.

La possibilité de disposer d'appareils à grand nombre de traces favorise la sismique dite haute résolution pour laquelle on réduit l'intertrace (30 m au lieu de 100 m) et le pas d'échantillonnage (2 ms au lieu de 4 ms).

Les techniques en 3 dimensions encore peu employées sont limitées à des études de gisement en mer. Dans ce cas, on adopte le plus souvent une grille régulière de profils serrés (50 m entre profils). La méthode par profil large de C.G.G. continue toutefois à présenter de l'intérêt pour des études à terre à plus grande échelle, du fait de son prix de revient moins élevé.

L'exploration par ondes transverses est maintenant industrielle. Différents moyens d'émissions d'ondes S sont mis en œuvre : la méthode du camouflet par explosifs ou cordeau détonant, développée par C.G.G. et l'I.F.P. dans le cadre de la coopération franco-soviétique, le Marthor, mis au point par l'I.F.P., le vibrateur horizontal. Dans leur ensemble, les résultats ont confirmé l'intérêt de la méthode, en ouvrant un champ nouveau pour l'interprétation stratigraphique.
Le procédé Mini-Sosie (a), imaginé par la S.N.E.A. (P), donne des résultats très satis-
faisants pour la sismique à faible profondeur d'investigation notamment pour la recherche de
charbon ou de poches de gaz superficielles et dans les zones où l'environnement interdit tout
déploiement de matériel important.

EVOLUTION DES EQUIPEMENTS DE TERRAIN

Sources terrestres

Les explosifs sont utilisés par plus de la moitié des équipes de prospection, la vibrosis-
mique environ par le tiers. La coupure haute fréquence des vibrateurs a été portée de 40-50 Hz
à 70-80 Hz afin d'augmenter la définition.

C.G.G. a conçu et développé un procédé de chute de poids par hélicoptère, le DROPTER (b), afin de pouvoir réaliser des études sismiques dans des zones inaccessibles aux véhicules, où les explosifs sont prohibés pour des raisons écologiques comme dans certains lieux des Montagnes Rocheuses.

L'Institut Français du Pétrole a réalisé le MARTHOR, source sismique à percussion montée sur véhicule, qui est utilisé pour émettre des ondes SH qui peuvent être polarisées selon les deux directions perpendiculaires au profil enregistré.

L'Institut Français du Pétrole a également mis au point une source sismique légère (SOURSILE) dans laquelle l'impulsion sismique est provoquée par la chute d'une masse de 400 kg, guidée à l'intérieur d'un tube, sur un dispositif de couplage avec le sol. Montée sur un véhicule léger, cette source sismique trouve son application pour les études de petite réfraction, de sismique réflexion à faible profondeur ainsi que pour les carottages de vitesse dans les sondages.

Sources marines

Des études théoriques et empiriques conduites en particulier à la station d'essai C.G.G. de Marseille, ont permis des améliorations sensibles du Vaporchoc (b) : meilleure fiabilité liée en particulier à l'emploi de nouvelles électrovannes, possibilité d'adapter le spectre du signal aux objectifs géologiques, emploi de vannes plus puissantes (PV 80 au lieu de PV 50), utilisation de multitrompes qui conduisent à une meilleure définition tout en conservant la même puissance.

L'Institut Français du Pétrole a poursuivi le développement du FLEXICHOC dont une version plus légère, de 50 cm de diamètre, s'est révélée parfaitement adaptée aux études de sismique à haute résolution grâce à la qualité du signal émis. Ce modèle, dénommé FHC 50, est installé dans des châssis qui peuvent être remorqués à des profondeurs allant jusqu'à 7 mètres, à des distances dépassant 100 mètres, donnant ainsi la possibilité de constituer des dispositifs allongés de sources multiples.

Enregistrement des mesures

L'appareil numérique portable SN 338, à virgule flottante construit par SERCEL, a eu
un succès commercial important, puisque 200 unités ont été mises en service dans le monde
entier, y compris aux Etats-Unis.

<footnote>(a) Marque déposée S.N.E.A. (P).</footnote>

<footnote>(b) Marque déposée C.G.G.</footnote>
SERCEL lance sur le marché à compter de 1977 un appareil télémétrique à très grand nombre de voies : le SN 348, qui représente une nouvelle génération d'équipements de terrain : numérisation de l'information au niveau de la trace, d'où suppression des distorsions et diaphonies et allègement du dispositif (un seul câble à 6 conducteurs quel que soit le nombre de traces). Ce système permet d'enregistrer 500 traces échantillonnées toutes les 4 ms, ou 250 traces – 2 ms ou 125 traces – 1 ms, chaque échantillon comportant 14 bits plus le bit de signe.

Un système d'enregistrement de données sismiques à haute résolution a été développé par I.F.P. (système HR 6300). Cet appareil peut enregistrer en mode numérique et en virgule flottante instantanée les signaux sismiques avec des pas d'échantillonnage allant de 1/8 de milliseconde pour des dispositifs de 6 traves à 1/2 milliseconde pour des dispositifs de 24 traces.

## TRAITEMENT ET INTERPRETATION DES DONNEES

Les moyens mis en place sont adaptés au volume des données sismiques à traiter : soit ordinateurs puissants du type Cyber de CDC, installés par C.G.G. dans les capitales pétrolières telles que Londres, Calgary, Houston, Denver, soit mini-ordinateurs lorsque le niveau de production ne dépasse pas généralement 5 équipes terrestres ou une équipe marine. C.G.G. a développé à cet effet le GEOMAX (b), construit autour d'un Raytheon RDS 500 muni d'un "array processor". Ce système qui peut être mis en place rapidement au voisinage immédiat d'une mission sismique comprend la quasi totalité des programmes disponibles dans les centres lourds.

Les installations de traitement sismique de l'I.F.P. ont été renforcées par l'addition de terminaux Hewlett-Packard dont un peut être relié soit au Centre de Calcul CDC de l'I.F.P., soit à celui de C.G.G. à Massy et qui permet le traitement interactif.

La Division Géophysique de l'I.F.P dispose également du GEOPROCESSEUR pour réaliser le démultiplexage ainsi que les analyses de vitesses des données en provenance des équipes expérimentales et leur traitement automatique en couverture multiple.

Le navire "Résolution" est équipé d'un système de traitement en temps réel, construit autour d'un ordinateur Hewlett-Packard, qui, grâce à un programme original, réalise d'une manière automatique le traitement de la sismique réflexion en couverture multiple d'ordre 24.

D'importants efforts de recherche et de développement sont consacrés tant par les sociétés pétrolières que par les sociétés de service au développement de software d'application.

Parmi les programmes développés par la C.G.G., citons :

- le traitement des profils sinueux, qui entraîne une simplification considérable de la mise en œuvre en zones montagneuses ou habitées ;

- l'analyse des corrections statiques résiduelles, basses et hautes fréquences ;

- l'application des équations des ondes au problème de la migration et à la construction de modèles géologiques suivant la méthode inventée par J. Claerbout ;

- les études du caractère des traces sismiques à partir de la signature enregistrée sur le terrain ou des résultats de diagraphies exécutées dans un forage : nouveau procédé de déconvolution où l'hypothèse à phase minimale de Wiener n'est plus prise en compte que pour l'élimination des multiples ; conversion d'une section sismique en impédances acoustiques avec une résolution d'une dizaine de mètres, ce qui permet une interprétation stratigraphique ;

- l'emploi de la couleur sur les sections sismiques, soit pour rendre plus sensible l'effet d'un paramètre (amplitude, fréquence), soit pour représenter un paramètre supplémentaire (vitesse, pendage latéral). Sercel a mis au point à cet usage un plotter numérique.
A l'I.F.P., les études ont porté sur :

- l'élaboration de programmes de migration et de modèles par la méthode des équations d'ondes de Claerbout en coopération avec la C.F.P. (programme HERMES) et la mise au point d'un programme de migration après stack partiel ;

- l'étude des modèles sismiques par les équations d'ondes complètes ;

- l'étude de méthodes de déconvolution permettant de déterminer l'impulsion sans faire d'hypothèse sur la phase ;

- les méthodes d'interprétation lithologique des profils sismiques basées sur le principe du calcul des impédances acoustiques à partir des traces sismiques ;

- la mise au point de programmes permettant la représentation en couleur des paramètres lithologiques.

C.G.G. et I.F.P. ont étudié en commun les problèmes liés à l'exploitation des enregistrements en ondes transversales. En particulier, étude du rapport entre le temps de propagation des ondes P et des ondes S qui est directement lié au coefficient de Poisson. On peut donc aussi différencier les principaux types de faciès : grès, roches carbonatées, sables, argiles.

## Tendances

Les tendances qui semblent se dégager dès à présent sont les suivantes :

- utilisation de plus en plus fréquente d'un grand nombre de traces (cent et au-dessus) pour augmenter la résolution spatiale en X, Y et Z ;

- mise en œuvre et traitement de techniques de sismique réflexion à bande passante de plus en plus large en vue de l'étude détaillée des gisements d'hydrocarbures, préalable aux opérations de récupération assistée ;

- recherche d'une meilleure précision pour la restitution dans l'espace des réflexions sismiques : programmes de migration, modèles sismiques, étude en 3 dimensions ;

- large recours aux techniques de recherche directe d'hydrocarbures : étude en amplitude préservée, études du caractère des traces sismiques, conversion des sections sismiques en impédances acoustiques ;

- combinaison des ondes P et des ondes S pour les études stratigraphiques ;

- mise en œuvre et exploitation de profils sismiques verticaux en ondes P et S ;

- synthèse des différentes méthodes : traitement de l'image satellite, méthodes électriques ;

- incorporation des microprocessors dans l'instrumentation terrain — pré-traitement sur les zones d'opérations.

## BIBLIOGRAPHIE

- BAMBERGER A., CHAVENT G., LAILLY P. (1977). — *Une application de la théorie du contrôle à un problème inverse de sismique*. Ann. Géoph., XXXIII, n° 1-2, p. 183-200.

- BEAUDUCEL C., CRETIN J. (1975). — *Géoprocesseur : calculateur numérique adapté au traitement du signal*. In : Sème colloque sur le traitement du signal et ses applications (GRETSI), Nice, p. 577-584.

- BECQUEY M., LAVERGNE M., WILLM C. (1977). — *Acoustic impedance logs computed from seismic traces aid lithology*. Oil and Gas Journal, LXXV, n° 52, p. 78-82.

- BOIS P. (1975). — *Compatibilité entre la compression de l'information sismique et son traitement*. Geophysical Prospecting, XXIII, n° 4, p. 682-694.

- BOIS P. (1975). — *L'autocorrélation logique*. In : Sème colloque sur le traitement du signal et ses applications (GRETSI), Nice, p. 585-593.
BOIS P. (1976). — Reconnaissance des horizons sismiques par analyse factorielle discriminante. Geophysical Prospecting, XXIV, n° 4, p. 696-718.

BOIS P. (1977). — *Analyse spectrale generalisée*. In : 6ème colloque sur le traitement du signal et ses applications, Nice, p. 1-8.

BOIS P. (1978). — Filtrage homomorphique. *Rev. Inst. Franc. du Pétrole*, Sept.-Oct. 1978.

DELTEIL J.R., JACQUART G., DAMOTTE B. (1978). — Continental margins of South-Western Indian Ocean. Offsh. Techno. conf., OTC 3264, p. 1835-41, Houston 1978.

DES VALLIERES T., KUHN H., LE MOAL R., DUVAL J. (1978). — *Test of various high resolution seismic devices in hard bottom areas*. Proc. 10th annual Offshore Technology Conference, Houston, vol. 3, OTC 3221, p. 1455-1466.

GRAU G. (1977). — *A short history of ideas concerning the earth's crust. The contribution of A. Mohorovicic*. Geophysical Prospecting, XXV, n° 3, p. 405-414.

GRAU G. (1978). — *Seabed reconnaissance by seismic methods*. Offshore Brazil, Rio de Janeiro, p. 01.1-01.8.

GRAU G., HEMON Ch., LAVERGNE M. (1975). — *Possibilités nouvelles pour la sismique stratigraphique*. In : Proc. 9th World Petroleum Congress, vol. 3, PD 9 (2), p. 225-234, Applied Science Publ. Ltd, London 1975.

HEMON Ch. (1978). — *Equations d'onde et modèles*. Geophysical Prospecting, XXVI, n° 4, p. 790-821.

HEMON Ch., MACE D. (1978). — *Essai d'une application de la transformation de Karhunen-Loève au traitement sismique*. Geophysical Prospecting, XXVI, n° 3, p. 600-626.

LAMER A. (1977). — *Atténuation des multiples en sismique marine par antimoyenne*. Geophysical Prospecting, XXV, n° 1, p. 141-164.

LAVERGNE M. (1975). — *Pseudodiographies de vitesses en offshore profond*. Geophysical Prospecting, XXIII, n° 4, p. 695-711.

LAVERGNE M., WILLM Ch. (1977). — *Inversion of seismograms and pseudo velocity logs*. Geophysical Prospecting, XXV, n° 2, p. 231-250.

SALLE C., DELAPLANCHE J. (1977). — *Techniques nouvelles en géophysique*. Pétrole et techniques, n° 248, p. 26-34.

COMMUNICATIONS PRESENTEES A DES CONGRES

MICHON D. et CUVILLIER Ph. — The interactive terminal as an aid to "WLP" interpretation. *45e Congrès S.E.G.*, Denver, 1975.

PATURET D. — The production and processing of non straight seismic lines by the "SLALOM LINE" method, *45e Congrès S.E.G.*, Denver 1975.

PATURET D. — Display of WLP results by means of color sections. *46e Congrès S.E.G.*, Houston 1976.

MICHON D. — Vertical seismic profiling. *46e Congrès S.E.G.*, Houston 1976.

VAN ZIJL J.S.V. et CECCCHINI A. — Measurement and interpretation of transitory phenomena in deep Schlumberger electrical soundings. *46e Congrès S.E.G.*, Houston 1976.

THOMAS J. — Remote Sensing. *46e Congrès S.E.G.*, Houston 1976.

MICHON D. — P. Wave and S. Wave Combined interpretation in seismic reflection. *47e Congrès S.E.G.*, Calgary 1977.

FOURMANN J.M. — Phase Shaping process to compensate for mixed delay sources and filters. *47e Congrès S.E.G.*, Calgary 1977.

MANIN M. — Vaporchoc II. *47e Congrès S.E.G.*, Calgary 1977.

RAINON E. — Stratigraphic Interpretation. *47e Congrès S.E.G.*, Calgary 1977.

PATURET D. — Automatic search of near surface anomalies by analysis of the Stacking velocities. *47e Congrès S.E.G.*, Calgary 1977.

OMNES G. — Combined EM and DC Prospecting. *47e Congrès S.E.G.*, Calgary 1977.

RAINON E., GLUCK S. et DONDON J. (SNEA (P)). — Modelling the seismic impedances. *48e Congrès S.E.G.*, San Francisco 1978.

GAROTTA R. et OMNES G. — Problems in the interpretation of combined SH and P-waves results. *48e Congrès S.E.G.*, San Francisco 1978.

LAVERGNE M., WILLM C., LACAZE J. — Lithological determination in sand-shale sequence. *48e Congrès S.E.G.*, San Francisco 1978.

PATURET D. — A method for attenuation of multiple reflections and determination of stacking velocities. *48e Congrès S.E.G.*, San Francisco 1978.

MICHON D. et BAIXAS F. — Wideband preservation techniques for improved definition of seismic data. *48e Congrès S.E.G.*, San Francisco 1978.
PATURET D. et GAROTTA R. - SLALOM LINE Method : the lay out and processing of non straight seismic line. 37e Congrès E.A.E.G., Bergen 1975.

MICHON D. et TARIEL P. - Amplitude preservation during migration. 37e Congrès E.A.E.G., Bergen 1975.

FOURMANN J.M. et DUVAL J. - Multichannel seismic reflection ghosts processing. 37e Congrès E.A.E.G., Bergen 1975.

JONCHERAY B., THOMAS J. et VANARD P. - Vertical seismic profiling. 37e Congrès E.A.E.G., Bergen 1975.

PATURET D. - A method of identification and attenuation of multiple reflections. 38e Congrès E.A.E.G., La Haye 1976.

ANDRIEUX P. - Electromagnetic soundings applied to the determination of permafrost thickness. 38e Congrès E.A.E.G., La Haye 1976.

MICHON D. - The combined use of P and S waves in seismic reflection. 38e Congrès E.A.E.G., La Haye 1976.

CECCHINI A. et ANDRIEUX P. - L.F. Approximation in EM Soundings. 39e Congrès E.A.E.G., Zagreb 1977.

ROCROI J.P. et CECCHINI A. - Use of combined DC and AC methods in electrical prospecting. 39e Congrès E.A.E.G., 1977.

FOURMANN J.M. et POSTIC A. - Phase and amplitude shaping for signature compensation and stratigraphic deconvolution. 39e Congrès E.A.E.G., Zagreb 1977.

MANIN M. - Vaporchoc II - A steam gun - with adjustable amplitude and frequency spectrum. 39e Congrès E.A.E.G., Zagreb 1977.

PATURET D. - Détérioration of high and low frequency static corrections. 39e Congrès E.A.E.G., Zagreb 1977.

NAUDY H. - Upward continuation of a Bouguer anomaly. 39e Congrès E.A.E.G., Zagreb 1977.

BAMBERGER A., CHÂVÉNT G., HEMON Ch., LAILLY P. - Inversion de sismogrammes à incidence normale. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

BOIS P. - Reconnaissance de forme autorégressive pour la délimitation des réservoirs d'huile et de gaz. 40e Congrès E.A.E.G.

HEMON Ch. - Simulation de la source dans les calculs de modèles sismiques par schémas explicites aux différences finies. 40e Congrès E.A.E.G.

MICHON D. - How to improve the definition of seismic reflection data. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

PATURET D. - Study of residual normal moveout corrections and colour display of stacking velocities. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

GAROTTA R. - Combined pressure and shear waves survey. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

LERAT C. et TARIEL P. - Dereverberation of marine reflection data through wave equation. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

WLODARCZAK R. et MICHON D. - The risks of an excessive spatial filtering in field recording. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

CECCHINI A. et ROCROI J.P. - Influence of a dipping ground surface on electrical measurements. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

CLAUTRIER J.P., LERIDON J. et WAKSMANN G. - Contribution of processed Landsat Images to Aerogeophysical interpretation in mineral exploration. 40e Congrès E.A.E.G., Dublin 1978.

MICHON D. - Exploitation de profils sismiques non rectilignes. Journée de l'AFTP, 1975.

MICHON D. - Comment utiliser les résultats WLP dans une interprétation sismique. Journée de l'AFTP, 1976.

MICHON D. - Les Ondes transverses en sismique reflexion. Journée de l'AFTP, 1977.

DELAPLANCHE J. et MICHON D. - Les carbonates en géophysique. Journée de l'AFTP, 1978.
X — MICROSEISMES METEOROLOGIQUES

Pierre BERNARD

Institut de Physique du Globe
4, place Jussieu — 75005 PARIS

M. GRINDA a donné les conclusions de ses recherches sur les microséismes. Il rejette
la simplification excessive d'une houle stationnaire en forme de clapotis, inexistant en plein
Ocean, et veut expliquer les microséismes observés à partir d'une situation météorologique
connue, et non déduire cette dernière des enregistrements microsismiques, encore que le tracé
des isobares sur l'Océan et la présence des dépressions secondaires ne soient pas toujours
indiqués avec précision sur les cartes. Il souligne également la difficulté d'arriver à une bonne
mesure des champs de houle, et ne croit pas non plus à l'assimilation complète des micro-
séismes à des ondes pures de Rayleigh ou de Love. Il termine en remarquant que le problème
fondamental de la direction de propagation des microséismes n'est toujours pas résolu même
par l'emploi des analyses spectrales.

P. BERNARD a abordé divers problèmes concrets en vue d'améliorer la connaissance
des microséismes en tant que phénomène naturel. Le calcul des moyennes mensuelles des
mesures de Varsovie a permis d'isoler, outre leur variation annuelle, une composante biennale
intermittente et de phase variable, maintenant bien connue en météorologie, ainsi qu'une
période de 4 ans qui apparaît également dans les "indices de vorticité atmosphérique" de
l'hémisphère Nord. Reprenant les données à trois composantes obtenues dans diverses stations
temporaires ou permanentes sur le territoire français, il a comparé la variation suivant la
période du rapport H/V des amplitudes microséismiques avec la nature géologique du sous-sol
de chaque site et obtenu un accord quantitatif remarquable avec les calculs mathématiques
de A.W. Lee pour les ondes de Rayleigh. En particulier, une station où les sédiments sont
très épais (St Michel l'Observatoire) donne, comme celles où ils sont très minces, une faible
variation de H/V avec la période.

Une détermination de l'amortissement des microséismes a été faite à l'aide d'une liste
de cas de correspondance entre tempêtes microsismiques à Strasbourg et houle au Maroc.
Par approximations successives, on obtient une variation de l'amplitude des microséismes
avec la distance de leur origine dépressionnaire, et le coefficient d'atténuation K ≈ 35.10⁻⁵
par km, rapproché de la période des ondes et de leur vitesse de propagation (2,3 km/s,
moyenne de 1,9 sur le continent et 2,7 dans l'Océan), donne un facteur de qualité Q = 1245.
Une telle valeur semble indiquer une propagation dans une couche de l'écorce terrestre pro-
fonde d'au moins 2 km.

Enfin les travaux de la Commission des microséismes de l'AISPIT ont donné l'occasion
de rechercher l'origine des microséismes enregistrés en Amérique du Sud.

BIBLIOGRAPHIE

BERNARD P. (1976). — Variations des microséismes à Varsovie de 1946 à 1965. Commun. Ass. CSE à Cracovie, sep. 1976.
*Publ. Inst. Geoph. Polish Acad. Sc. A-6* (117), p. 105-112, 1977.

BERNARD P. (1977). — Second report of the IASPEI Commission on Microseisms. *Acta Universitatis Oulensis Ser. Physica*, n° 12, p. 5 à 10.
BERNARD P. (1977). — Caractéristiques de l'agitation microséismique en relation avec la couverture sédimentaire. Colloque J. Goguel, BRGM, Orléans, 4 mai 1977. Mémoires du BRGM n° 91 p. 471-5.

BERNARD (1977). — Coopération franco-finlandaise pour l'étude des microséismes. Colloque commémoratif de l'expé-
dition de Maupertuis. Oulu 23 juin 1977.

BERNARD (1977). — L'origine des microséismes. Communic. Ass. Gén. AFAS, Rennes. *Sciences*, 8, n° 2 (2e trim. 1978). p. 67.

BERNARD (1978). — IASPEI Commission on microseisms. Third report 1975-1977. *Chronique UGGI*, n° 124, p. 85-88.

BERNARD (1978). — Amortissement des microséismes de courtes et de moyennes périodes. Comparaison avec les ondes sismiques de surface. Communic. 16e Ass. G¹e CSE, Strasbourg.

BERNARD (1975). — Microclimat de la cave sismique de St Maur. *Technical and economical Studies*. D. n° 10, p. 225-9.

CHOUDHURY M.A. (1977). — Research and characterisation of seismic noise in geothermal areas, Seminar on geothermal energy, Brussels, 6-8 Déc. *EUR 5920*, Vol. II, p. 723-731.

GRINDA L. (1977). — Examen critique des tendances actuelles de la recherche relative aux microséismes. *Acta Univ. Oul. Ser. Physica*, n° 12, p. 91-96.

GRINDA L. (1978). — Principales causes de barrières microséismiques (Résumé). *Chronique UGGI*, n° 124 (mars 1978), p. 88.

## ERRATUM AU RAPPORT 1971-1974

- p. 76 (II, 28) 11ᵉ ligne, lire focalisation *au lieu de localisation*.

- p. 52 (II,4) Le code de l'Observatoire microsismique du Parc St Maur est PAR sur les listes internationales (et non OPSM). Celui de Clermont Ferrand est CFF. On rectifiera d'autre part l'orthographe GARCHY et notera l'établissement d'une nouvelle station permanente à BONNEVAL SUR ARC, qui bénéficie de signaux sismiques renforcés par la structure de la croûte de la zone d'Ivréa, et qui fournit des renseignements sur les avalanches dans un rayon de 12 km.

D'autre part, la liste concernant la République de Djibouti, p. 55 (II,7) doit être complétée par les 4 stations :

<table><tr><td>KSU</td><td>KOUSSOUR</td><td>11°32'01"N</td><td>42°26'47"E</td><td>370 m</td><td>5</td></tr><tr><td>MKL</td><td>MASKALI</td><td>11°42'44"N</td><td>43°08'59"E</td><td>5 m</td><td>5</td></tr><tr><td>SGH</td><td>Sud GHOUBET</td><td>11°26'13"N</td><td>42°37'50"E</td><td>700 m</td><td>5</td></tr><tr><td>DAF</td><td>DAFFARE</td><td>11°36'28"N</td><td>42°31'45"E</td><td>270 m</td><td>5</td></tr></table>

l'observatoire central ayant été déplacé, ses coordonnées deviennent :

<table><tr><td>ARO</td><td>ARTA</td><td>11°31'37"N</td><td>42°50'46"E</td><td>680 m</td><td>5</td></tr></table>
<figure><img src="image_21.png" /></figure>
# SECTION III

## VOLCANOLOGIE ET CHIMIE
DE L'INTÉRIEUR DE LA TERRE
TABLE DES MATIERES

Pages

L'activité de la Section III au cours des quatre dernières années écoulées peut être regroupée sous 8 rubriques principales, à savoir :

<table><tbody><tr><td>I</td><td>Structure et dynamismes volcaniques — mécanismes éruptifs — pétrologie et magmatologie<br>N. VATIN-PERIGNON, P. VINCENT, G. VIVIER</td><td>113</td></tr><tr><td>II</td><td>Corrélation séismes profonds — activité volcanique<br>C. BLOT</td><td>125</td></tr><tr><td>III</td><td>Géochronologie, Géochimie et Evolution du manteau supérieur — Surveillance des volcans<br>M. SEMET et J.M. CANTAGREL</td><td>127</td></tr><tr><td>IV</td><td>Gaz volcaniques<br>J. CARBONNELLE et J.L. CHEMINEE</td><td>133</td></tr><tr><td>V</td><td>Croûte océanique ancienne et récente<br>T. JUTEAU</td><td>148</td></tr><tr><td>VI</td><td>Paléovolcanisme<br>C. BOYER</td><td>155</td></tr><tr><td>VII</td><td>Paléomagnétisme<br>A. ROCHE</td><td>162</td></tr><tr><td>VIII</td><td>Géothermie<br>J. VARET</td><td>166</td></tr></tbody></table>
# I. — STRUCTURES ET DYNAMISMES VOLCANIQUES
MECANISMES ERUPTIFS
PETROLOGIE et MAGMATOLOGIE

Nicole VATIN-PERIGNON

Université de Grenoble
en collaboration avec

Pierre VINCENT

Université de Clermont-Ferrand
et Gérard VIVIER

Université de Grenoble

## I — VOLCANOLOGIE DANS LE MASSIF CENTRAL

Toutes les régions volcaniques du Massif Central sont concernées. Les approches sont différentes suivant les chercheurs mais tous font de la cartographie détaillée, de la pétrographie et de plus en plus des études structurales et dynamiques. Les problèmes du volcanisme phréatomagmatique ont été particulièrement à l'honneur des dernières années, depuis qu'il apparaît être beaucoup plus fréquent qu'il n'était admis auparavant. L'équipe a étudié ou inventorié plus de 100 structures du type "maar-diatrème" répartis dans toutes les régions volcaniques du Massif Central, et d'âges allant du Paléocène à l'Holocène.

La carte géologique du Quaternaire et des formations superficielles de la France au 1:1000000e a été établie par A. de Goër pour les régions volcanisées du Massif Central.

Une carte néotectonique du Massif Central au 1:250000e corrélée avec l'activité volcanique tertiaire et quaternaire sera achevée en 1977.

Une thèse de spécialité (F. Batard) a été consacrée à l'étude du comportement des feldspaths dans les roches volcaniques différenciées.

### a — CHAINE DES PUYS

La thèse de G. Camus a renouvelé les connaissances sur ce domaine que l'on croyait connu. Appuyé sur la géophysique de M. Aubert il a proposé une explication d'ensemble cohérente fondée sur l'existence d'une chambre magmatique. C'est cette interprétation qui a stimulé les recherches géothermiques actuelles.

La carte de la chaîne des Puys au 1/250000e, avec un livret "Volcanologie de la chaîne des Puys" publiée en 1975 est un travail collectif. Cette carte volcanologique de conception originale est la 1ère de ce type éditée en France.

### b — CANTAL

La thèse de A. de Goër avait permis de poser différemment les problèmes cantaliens et avait relancé l'intérêt pour la partie centrale du massif.

A sa suite de nombreux travaux ont été effectués par des volcanologues de Grenoble notamment l'étude des écoulements pyroclastiques de la partie Est du strato-volcan cantalien est abordée par J.P. Milesi sur l'exemple de ceux de la vallée de l'Alagnon, (1976).
L'observation du terrain et des microstructures permet, compte tenu des lois générales de la mécanique des fluides, de déduire la dynamique des écoulements pyroclastiques.

Du point de vue méthodologique, on a cherché à définir ces écoulements avant de les situer dans la stratigraphie. Trois points ont été successivement abordés : 1) les coulées pyroclastiques (s.s.) à caractère ignimbritique ; 2) les écoulements pyroclastiques (s.s.) : brèches et conglomérats ; 3) la position stratigraphique des écoulements pyroclastiques (s.1.).

1) *Les coulées pyroclastiques :*

Leur étude permet d'opposer à l'hypothèse classique des courants fluidifiés turbulents, un modèle d'écoulement de gravité, dense, visqueux et laminaire, issu d'une coulée de lave.

2) *Les écoulements pyroclastiques :*

Une solution à la genèse et à la mise en place des brèches et des conglomérats du Cantal, se déduit de la découverte de deux appareils volcaniques surbaissées et originaux : Auzolles et Seycheuse. Leur étude permet de démontrer le passage d'une coulée de lave émulsionnée (juxtaposition de gouttelettes trachyandésitiques et basaltiques) à un écoulement pyroclastique. Ce dernier a le comportement d'un écoulement de gravité dense, visqueux et laminaire mais en diffère par son aspect.

D'autres exemples permettent de préciser le modèle selon la variation de structure du liquide parental, la morphologie et les modifications subies par l'écoulement durant sa mise en place.

3) *Position stratigraphique :*

Il est souligné la relation existant entre la dynamique des écoulements pyroclastiques et les principales étapes de la construction du Cantal.

Les travaux de P. Watelet (1977) apportent une mise au point sur l'histoire volcanique du Cantal. Ils mettent en évidence différents traits marquants de l'évolution du Massif.

Aux premières émissions basaltiques ("basaltes miocènes"), essentiellement représentées dans la région de Dienne par des cônes de scories, succède une importante activité latitique par laquelle se mettent en place des coulées de ponces, des projections riches en blocs de socle (granite et gneiss à deux micas) et des dômes ou coulées visqueuses. Ces formations (formations acides inférieures) devaient constituer un important édifice acide aux pentes faibles, culminant à plus de 1400 m dans une région située approximativement à l'aplomb du cirque de Mandailles. Les témoins les plus périphériques de ce paléo-Cantal existent sous forme de lahars ponceux.

Les premiers écoulements pyroclastiques trachyandésitiques s'adaptent à une topographie diversifiée, constituée de môles rigides (dômes) et de vallées creusées dans les nappes de ponces. Ils comblent les dépressions et ennoient les points hauts, contribuant ainsi à niveler les reliefs.

La limite supérieure de ces premières formations trachyandésitiques ("Brèche inférieure") est marquée par une phase d'érosion, génératrice de dépôts **volcano-détritiques**, et dont l'ampleur est difficile à estimer.

L'activité volcanique reprend par des chutes de cendres et de ponces (tufs lités intercalaires inférieurs) en relation avec une coulée ignimbritique dont on retrouve la trace en rive gauche de la Santoire, sous le Peyre Arse.

Les écoulements pyroclastiques qui leur succèdent (brèches intermédiaires) naissent sur des fissures affectant la partie la plus centrale de l'ancien édifice acide. Ils s'épanchent de façon centrifuge, évoluant d'amont en aval grâce à des phénomènes de fluidification et de diffusion gazeuse.

Jusqu'à présent, l'activité volcanique est restée localisée au centre du massif et a donné
naissance à des formations essentiellement pyroclastiques issues de magmas alcalins mantel- liques, contaminés par la croûte sialique.

A la suite de l'effondrement du coeur du massif, les magmas vont emprunter des voies d'accès plus périphériques, donnant naissance à des volcans autonomes, construits sur un substrat bréchique très plan, et responsables en partie de la morphologie actuelle du centre du Cantal. C'est ainsi qu'apparaissent les coulées de trachyandésite des sommets, les dômes latitiques et phonolitiques, les coulées d'ordanchite, issus par cristallisation fractionnée et différenciation pneumatolytique d'un magma basique très exceptionnellement exprimé en surface (basaltes porphyriques).

Une phase d'érosion, génératrice d'alluvions à galets de phonolite vient interrompre l'activité volcanique pendant un laps de temps indéterminé, activité qui reprend par des émis- sions de basaltes (basaltes des plateaux), dernière manifestation du volcanisme cantalien.

### c - VELAY

J. Mergoil achève ses levers cartographiques et poursuit la pétrologie du Velay oriental.

### d - CEZALLIER

A. Thonat a pratiquement achevé les levers de ce massif où les formations acides sont beaucoup plus développées qu'on ne pensait. Par ailleurs une dizaine de structures de type "maar-diatrème" sont maintenant connues. Il propose une chronologie relative en bon ac- cord avec la géochronologie et confirme avec J.M. Cantagrel la migration de l'activité vol- canique du Sud vers Nord en Auvergne.

### e - DEVES

P. Boivin, A. Gourgaud et Lénat ont montré la variété et l'abondance du volcanisme phréato-magmatique et ses liens avec le volcanisme basique "normal". J. Komprobst a terminé le lever de la feuille de Cayres.

### f - MONT DORE

Deux thèses de spécialité en cours d'achèvement ont amené des éléments nouveaux sur la région orientale des Monts Dore, en particulier la mise en évidence d'une coulée pyro- calstique trachytique post-villafranchienne dont le centre d'émission est recherché.

### g - LIMAGNE

Il a été montré que toutes les pépérites sont post-oligocènes et résultent d'un volcanisme aérien de type maar-diatrème (P. Vincent). A l'intérieur de ces structures s'est déposé du Miocène lacustre, attribué souvent à tort à l'oligocène. Cette interprétation est valable aussi en Comté.

L'étude des anomalies magnétiques a permis de mettre en évidence soit des structures volcaniques discrètes, soit des structures du socle.
### III-6

#### h - MENAT

Le célèbre bassin de Menat s'est avéré être lui aussi un maar, le plus vieux d'Auvergne (Paléocène). Les restes du volcanisme de cet âge sont activement recherchés maintenant sur toutes les bordures de la Limagne avec les méthodes conjuguées de la volcanologie, de la géochronologie et de la géophysique.

### II - CAULDRONS ET STRUCTURES ANNULAIRES

#### a - BLOC CORSO-SARDE ET ESTEREL

Au cours de travaux en collaboration avec l'équipe de Marseille, 7 cauldrons d'âge per- mien ont été mis en évidence en Sardaigne, en Corse et dans l'Estérel.

#### b - AUTRES REGIONS

Participation à l'étude des massifs acides à structures annulaires des Kerguelen. Mise en évidence de la migration des complexes subvolcaniques à structures annulaires au Niger (en collaboration avec l'Université de Niamey). Découverte d'un massif de syénite néphé- linique au Cameroun.

### III - VOLCANOLOGIE HORS DU MASSIF CENTRAL

#### a - ETNA

Les travaux de G. Kieffer ont complètement modifié l'idée que l'on se faisait de l'Etna. Celui-ci apparaît maintenant proche d'un volcan hawaïen avec en particulier un bouclier primitif tholétiique dans lequel s'est installé une immense caldeira. Des trachytes pouvant donner de véritables coulées pyroclastiques sont associés fréquemment aux laves différen- ciées postérieures à l'apparition de la caldeira. Ces travaux doivent être regroupés dans une thèse en 1979.

#### b - MEXIQUE

C. Robin étudie l'intéraction du volcanisme calco alcalin de l'axe transmexicain avec le volcanisme alcalin, lié au golfe du Mexique. Après une mission commune J.M. Cantagrel, D.A. Cordoba et C. Robin ont publié une géochronologie en accord avec les données de ter- rain. A. Demant qui travaille sur la partie occidentale de l'axe transmexicain avait débrouillé antérieurement la partie californienne. C'est une coupe E.W. de l'ensemble considérable des volcans mexicains que pourront présenter prochainement ces deux chercheurs rattachés scientifiquement à Clermont.

#### c - MASCAREIGNES ET COMORES

Une équipe de chercheurs comprenant P. Vincent, N. Vatin-Pérignon, J. Nougier, G. Kieffer, J. Kornprobst, J.M. Cantagrel, J.L. Cheminée et L. Chevallier a réétudié l'en- semble du Piton des Neiges et de la Fournaise.
PITON DES NEIGES

Série alcaline différenciée

Pétrologie : Les laves différenciées occupent au Piton des Neiges une grande surface, avec des types variés : hawaïte, mugéarite, benmoréite, trachyte quartzifère et même comendite. Ces deux derniers types ont été revus des points de vue pétrologique et minéralogique par Nativel (1976), qui les fait provenir d'une cristallisation fractionnée.

Volcanologie — Aux écoulements pyroclastiques de grand volume sont généralement associées des caldeiras d'effondrement, d'un type différent des caldeiras "hawaïennes", comme celles de la Fournaise. Ceux qui séparent les phases 3 et 4 ont été particulièrement étudiées pour leur intérêt stratigraphique et structural (Tricot, Vatin-Pérignon, Vincent) — Une nouvelle coulée de tufs, comparable à un des faciès de Saint-Louis, a été trouvée sur le versant Nord, à l'Ouest de Sainte Suzanne, posant différemment le problème de la caldeira ; la réalité de celle-ci semble acquise, mais ses contours sont encore mal définis.

La dalle soudée de Maïdo a été suivie en aval et à l'Est, où elle passe à des lapillis mugéaritiques non soudés, résultant probablement eux aussi d'un écoulement pyroclastique (Vincent, Kieffer).

Les roches ultrabasiques

L'examen préliminaire de différents échantillons de roches ultrabasiques collectés principalement par P. Bussière et P. Vincent, a permis de retrouver les principaux types pétrographiques définis par Upton et Wadsworth (1972), et la mise en évidence d'un type nouveau caractérisé par des rythmes sédimentaires olivine/spinelle avec une stratification nettement marquée. Cette observation permet de souligner l'importance de la cristallisation du spinelle au liquidus dans le magma tholéiitique primaire.

Les transformations hydrothermales et les intrusions des cirques

La zéolitisation des parties profondes du bouclier initial affleurant au fond des cirques avait été étudiée minéralogiquement par Nativel, qui y avait mis en évidence une véritable zonéographie. L'étude des transformations hydrothermales (paragenèses de basse température) et des nombreux filons de la région des cirques a été reprise, au point de vue structural et géochimique (Vatin-Pérignon).

L'étude structurale a été faite par L. Chevallier.

Cette étude a pour but l'examen de la fracturation (très intense au niveau des cirques) ainsi que l'évolution de l'île depuis son émersion jusqu'aux phénomènes les plus récents.

L'histoire du Piton des Neiges s'est faite en deux temps principaux, caractérisés par des termes pétrographiques différents :

— Période des océanites et basaltes à olivines anciens formant le "bouclier primitif" et la majeure partie du massif.

— Période des basaltes à feldspaths et basaltes clairs (Hawaïtes) coiffant les séries précédentes.

Evolution volcano-structurale au sein des séries anciennes

I — Une période des brèches primitives

Les coupes offertes par la ravine du Bras Rouge (Cirque de Cilaos), la rivière des Galets (Cirque de Mafate) et la rivière des Fleurs Jaunes (Cirque de Salazie) nous renseignent sur le stade primitif de l'histoire du massif. Sur un substratum de coulées d'océanite, souvent auto-bréchifiées, se sont mises en place des brèches volcaniques polygéniques (éléments de basalte à olivines ou basalte aphyrique) selon un système de fracturation grossièrement S.E.-N.W.
Cet ensemble est recoupé par des intrusions de lave (basalte à olivines) mises en place selon trois systèmes de fracturation distensive $N_{110}$, le plus ancien ; $N_{60}$ ; $N_{20}$ à $N_{30}$.

Ces dykes se recurbent en hauteur pour donner trois niveaux de sills visibles dans le paysage (cirque de Cilaos). Dans le cirque de Salazie, cette période correspond à un système de fractures courbes, agencées en "ring structures", (empruntées également par des dykes) et qui résulterait d'un mécanisme d'effondrements successifs d'ampleur restreinte (1 à 2 km de diamètre) et localisés en quelques points du cirque.

**2 – Une deuxième période au sein des séries anciennes :** accumulation importante de coulées et effondrements de grande amplitude.

Sur les brèches primitives se sont empilées des coulées de basalte à olivine sur une épaisseur de 600 mètres ou plus. Cet épisode monotone est entrecoupé d'effondrements de forme circulaire et de large amplitude. Des distensions intenses au sein du massif, correspondant au gonflement de ce dernier, ont accompagné cette période. Elles correspondent à des intrusions mises en place selon des "rifts". On note quatre directions : $N_{160}$ (à l'ouest de Saint-Denis), $N_{130}$ (cirque de Mafate), $N_0$ (cirque de Cilaos), $N_{40}$ (cirque de Salazie).

A la fin de cet épisode, une période d'érosion intense, guidée par la fracturation, entaille le massif.

## Evolution volcano-structurale au sein des séries récentes

Elle s'est faite en trois temps :

**1 – Les basaltes à feldspaths**

Cette série est peu importante en épaisseur mais s'étend assez largement sur tout le massif, empruntant les vallées creusées durant la période de calme éruptif. A la fin de cette activité, le massif de la Fournaise commence à fonctionner avec des conséquences structurales (fracturation) sur le massif du Piton des Neiges.

Encore une fois, cette fracturation est N.W.-S.E. (dans l'alignement Piton des Neiges - Fournaise). Pendant la période qui suit, l'érosion réentaille le massif.

**2 – Les basaltes clairs : les Hawaïtes**

Ces laves remplissent les vallées précédentes. Les coulées sont divergentes par rapport au Rond du Bras Rouge, cratère principal à cette période. C'est durant ce temps que fonctionne l'appareil volcanique du Piton d'Enchain.

A ces deux périodes volcaniques (basaltes à feldspaths et Hawaïtes) sont associés des systèmes radial et concentriques en "cone-sheet" d'intrusions de trachyte, syénite et dolérite altérée. Ceux-ci déterminent des effondrements circulaires qui achèvent les temps 1 et 2.

**3 – L'épisode terminal**

Il correspond à des émissions peu importantes en volume qui remplissent les effondrements précédents à partir de l'appareil volcanique central situé au Rond du Bras Rouge. Cet appareil est accompagné d'un système radial et concentrique d'intrusions.

## Tectonique récente – Des effondrements tardifs

Des effondrements importants résultant d'une phase tectonique en distension, ont donné la forme définitive des cirques. Ces effondrements sont la résultante de trois directions de fracturation : $N_{20}$, $N_{130-140}$, $N_{60-70}$.

L'armature du massif $N_{120}$ (formée par les brèches anciennes) a résisté plus ou moins bien à cette fracturation, préservant ainsi l'alignement Crête des Calumets – Gros Morne – Piton des Neiges. Ces effondrements ont provoqué la montée des derniers magmas (dykes dans Mafate, coulées tardives dans Salazie).
L'histoire du Piton des Neiges est fort complexe et les événements qui se succèdent divers. Il apparaît clairement que la forme des cirques est intimement liée à la tectonique qui a découpé le massif (qu'elle soit ancienne ou récente). Des directions de fracturation principales ressortent telles $N_{130-140}$ (alignement Piton des Neiges - Fournaise), $N_{60-70}$, $N_{20-30}$.

## MASSIF DE LA FOURNAISE

### Pétrologie – géochimie

Le bouclier de la Fournaise est formé par l'empilement de centaines de coulées, sans niveaux-repères interstratifiés. Pour retracer son évolution, il fallait d'abord en faire une étude systématique, voir s'il se dégageait des cycles, et si oui, s'ils étaient en relation avec l'effondrement des caldeiras et la migration vers l'Est.

Un échantillonnage systématique a été fait grâce à trois coupes : — rivière du Bras de la Plaine, à la hauteur de Grand Bassin ; rivière des Remparts à la hauteur du Nez de Bœuf, et Rempart de Bellecombe (Cheminée, Nougier, Vatin-Pérignon). L'étude pétrographique de la coupe du Nez de Bœuf a été faite (Nougier, Vatin-Pérignon). Elle fait apparaître une séquence inférieure (1670 à 1860 m), caractérisée par l'abondance de laves doléritiques et microporphyriques à structure poecilitique, riches en augite, notamment à la base de la série ; c'est la partie finale de la phase 3 de Billard, d'âge supérieur à 350 000 ans. Les laves du reste de la coupe, jusque 2060 m — qui comprend l'essentiel de la phase 4, est de type microlitique à microporphyrique à olivine, l'enrichissement en olivine étant notable vers le haut de la série.

### Eruption d'avril 1977

Les premières manifestations ont été suivies par deux membres de la RCP qui étaient sur place (Montaggioni, Tricot). Deux autres ont suivi (Kieffer, Vincent). Le rapport préliminaire INAG (Vincent, Kieffer) sera suivi prochainement d'une publication plus détaillée (Kieffer, Tricot et Vincent, à paraître). Cette éruption d'un type inhabituel — à ne considérer que les 2 derniers siècles tout au moins — est riche d'enseignement, tant du point de vue volcanologique (éruption latérale hors de l'Enclos, à lave (océanite) extrêmement fluide) que du point de vue pétrologique (différences entre les laves liées à l'altitude de l'émission). Elle pose le problème de l'effondrement prochain de la Plaine des Osmondes, et de la formation possible ultérieurement d'une nouvelle caldeira à l'Est de l'Enclos actuel.

D'autre part, l'étude géomorphologique de la zone Chisny-Commerson (Kieffer, Vincent) a montré que l'activité le long de cet axe était très jeune, ce qui modifie la carte des risques volcaniques (les coulées pourraient s'écouler vers 3 vallées encaissées vers Langevin, St Joseph ou les installations EDF de la Rivière de l'Est).

### Mayotte (Archipel des Comores)

L'étude en a été entreprise par N. Vatin-Pérignon, J. Nougier, J.M. Cantagrel et J.L. Cheminée.

La structure de l'île Mayotte est caractérisée par un bouclier primitif basaltique sur lequel se sont édifiés dans le Nord des massifs différenciés alcalins le long d'un rift hawaïen et, dans le Sud, des alignements phonolitiques convergeant le long de grand accidents (ou linéaments) vers le centre géométrique supposé du bouclier. En périphérie, un volcanisme strombolien et phréatomagmatique basaltique à trachytique sub-actuel achève le cycle éruptif.

La structure et le volcanisme de Mayotte apparaissent complexes, même au niveau des grandes unités. Un des traits les plus curieux est bien celui d'un centre géométrique de l'île qui est celui du bouclier primitif autour duquel s'ordonnent les phases volcaniques ainsi que la présence dans le Nord d'un système de rift hawaïen l'oblitérant.
## d – VOLCANISME ATLANTIQUE

En collaboration avec l'Université de Lisbonne des datations ont été effectuées sur le volcanisme du Cap Vert et de Lisbonne.

## e – LES PETITES ANTILLES

Dans le cadre d'équipe de recherche sur les mécanismes des phénomènes éruptifs, P. Vincent, N. Vatin-Pérignon, M. Semet et J.L. Cheminée apportent de nouvelles données sur l'âge et le mode de mise en place de *La Soufrière de la Guadeloupe*.

L'éruption se place vraisemblablement entre le voyage de Christophe Colomb — qui ne fait pas allusion à une activité quelconque — et l'installation permanente des colons en 1635.

L'érection du dôme a pu suivre immédiatement la phase explosive, mais elle a pu aussi se produire quelques dizaines d'années plus tard (plus de 70 ans pour l'exemple historique de la Soufrière de Saint Vincent). Elle pourrait, en fait, se placer peu avant 1635, car les colons ont été impressionnés par les importantes manifestations fumerolliennes de l'époque.

Les poncees rubanées de l'éruption de la Soufrière du XVIe siècle sont issues d'un centre éruptif situé à l'aplomb du dôme actuel. A cet endroit s'est ouvert *un cratère d'explosion* dans un édifice déjà partiellement démantelé. Comme l'indiquent les éjectas poly lithologiques ce cratère s'est élargi par effondrement et éboulement des parois jusqu'à donner un entonnoir de diamètre un peu supérieur à celui de la base du dôme actuel. Ce cratère est entaillé dans les massifs et les coulées andésitiques qui le dominaient.

Simultanément s'est construit un croissant d'éjectas.

Des explosions verticales dans la cheminée ouverte ont donné lieu à des écoulements pyroclastiques (type nuée Saint-Vincent) par les échanrures des vallées principales. Le cumulo-dôme de la Soufrière se serait donc finalement mis en place dans un cratère partiellement rempli de ses matériaux pyroclastiques, en s'étendant suffisamment latéralement pour s'ajuster aux parois de l'entonnoir. Cette mise en place, comme celle du dôme de 1971-72 de la Soufrière de Saint-Vincent, ne s'est pas accompagnée d'une émission importante de produits pyroclastiques.

L'éruption du XVIe siècle semble avoir été déclanchée par l'injection de magma basique dans une chambre à magma acide, suivant le mécanisme proposé par Sparks et al. Elle a suivi, ensuite, un cours assez semblable à celui de l'éruption de 1902-1972 de la Soufrière de Saint-Vincent. Les premières explosions correspondent au dégazage et à l'éjection de la partie la plus acide du mélange ; puis la montée progressive du magma basique provoque l'augmentation de l'émission de poncees et scories noires et aboutit à la mise en place du dôme, presque totalement dégazé, ayant la même composition chimique que les derniers éjectas. La présence simultanée de quartz et d'olivine et la composition bimodale des plagioclases indiquent peut-être que le dôme lui-même correspond à un magma hybride, avec mélange chimique des liquides — un "mixed magma" au sens restrictif d'Anderson.

Suivant ce schéma, les éruptions phréatiques historiques pourraient devoir leur origine à la détente de l'eau à haute température située dans une roche réservoir poreuse (éjectas ponceux et blocs), et normalement maintenue sous pression par le bouchon que constitue le dôme. La fracturation du bouchon — soit par le rejeu de failles régionales comme cela semble avoir été le cas pour les éruptions de 1796-97, et 1976-77, soit par l'ouverture de fissures localisées dans le dôme comme pour l'éruption moins importante de 1956 — entraîne la mise en communication de la nappe captive avec l'atmosphère et donc la vaporisation de l'eau surchauffée. De telles éruptions phréatiques sont, en général, chargées en particules (poussières et blocs) par érosion des conduits éruptifs. Après une détente suffisante, le bouchon se reforme, tant par auto-serrage que par colmatage des fissures par les produits d'altération.
f - L'IRAN

Sur le volcanisme tertiaire de l'Azerbaïdjan et de la région de Saveh, les résultats les plus complets et les plus récents ont été obtenus par des équipes grenobloises aidées par G. Vivier (Géochimie, Grenoble).

J.L. Lescuyer et R. Riou (1976) ont montré que l'ouverture rythmique d'un rift intracontinental durant l'Eocène permet d'expliquer les 4 grandes lignées alcalines du volcanisme de cette époque : latite-basaltes → latites → latite-andésites → trachyandésites. Ce processus avorte à la fin de l'Eocène sans qu'il y ait apparition d'une croûte océanique de composition tholéïtique. *Le volcanisme qui apparaît au Tertiaire sur la plate-forme iranienne possède des caractères hybrides entre celui des zones cratoniques et celui des zones orogéniques, sans être pour autant lié à une subduction.*

Le domaine fracturé et instable d'Iran Central, situé entre les chaînes plissées du Zagros et de l'Elbourz, appartient effectivement au vaste système alpino-himalayen. Les ceintures volcaniques qui soulignent la bordure de la plaque eurasienne depuis les Balkans jusqu'à l'Afghanistan représsenteraient donc des rifts intracontinentaux de zone fragile (de type Basin and Range Province) plutôt que de zone cratonique stable (de type Est-Africain). De tels systèmes pourraient s'apparenter aux "intracontinental rifts of young folded zone" de E. E. Milanowsky (1972). Il nous semble, que le volcanisme à tendance shoshonitique est étroitement lié à de telles structures.

A l'Ouest d'Ardebil, le Sabalan (4820 m), étudié par J. Didon et Y.M. Gemain (1976), est un ensemble volcanique subactif complexe.

Le socle tectonisé de ce massif est constitué par des séries volcaniques d'âge Crétacé supérieur au Miocène, qui prolongent la ceinture volcanique d'Iran central.

La fin de l'Oligocène est caractérisé par une phase tectonique cassante, durant laquelle s'individualisent de grands horsts d'orientation grossièrement Est-Ouest.

Au Miocène et au Plio-Quaternaire, des mouvements tectoniques (contemporains de la surrection de la chaîne du Caucase) provoquent une intense fracturation des horsts.

Des appareils volcaniques ponctuels se mettent en place le long de ces fractures miocènes, de direction méridienne.

Sur l'un des horsts se développe le Sabalan, affecté, au cours de son édification par l'effondrement d'une caldeira.

La construction du strato-volcan anté-caldeira s'est faite en cinq épisodes successifs, précédés chacun de phases explosives réduites. Les caractères volcanologiques des séries sont constants : dynamisme de type strombolien accompagné de coulées très étendues, avec un paroxisme effusif pour les séries intermédiaires.

Du point de vue strato-volcan anté-caldeira s'est faite en cinq épisodes successifs, précédés chacun de phases explosives réduites. Les caractères volcanologiques des séries sont constants : dynamisme de type strombolien accompagné de coulées très étendues, avec un paroxisme effusif pour les séries intermédiaires.

Du point de vue pétrographique, la composition des laves varie entre celle d'une latite-andésite, à tendance basaltique, et celle d'une dacite.

L'effondrement d'une vaste caldeira (12 km de diamètre) entraîne un remodelage complet de l'édifice, mais n'est pas accompagné de manifestations volcaniques synchrones particulières.

Le Sabalan, après un stade fumerollien ayant laissé peu de traces en est actuellement au stade hydrothermal.

Dans la région de Saveh, étudiée par C. Caillat, P. Dehlavi et B. Martel-Jantin (1978), les importants phénomènes de contamination réciproque entre une souche basaltique et une souche rhyolitique palingénétique, entrevus à travers l'apparition d'une tendance calco-alcaline
dès l'Eocène inférieur, soulignent la situation privilégée de cette région vis-à-vis de l'ouverture du rift.

L'équilibrage isostatique très important lié au ralentissement du flux thermique vers l'Eocène moyen marque dans la région de Saveh le début des conditions qui induisent l'appération des roches alcalines et intermédiaires, riches en potassium lors du développement d'une souche basaltique shoshonitique. Toutefois, le déséquilibrage des blocs provoqué par l'extension vigoureuse initiale est tel que jamais le réajustement postérieur n'atteint un stade suffisant pour que disparaisse totalement la souche basaltique tholéiitique et pour que la palinogenèse crustale soit fortement ralentie, à fortiori arrêtée.

En ce qui concerne l'Azerbaïdjan, l'ouverture du rift est resté tellement faible que le caractère continental de cette région n'a jamais beaucoup évolué durant l'Eocène. Le vieillissement du rift est précoce et presque toute l'évolution est jalonnée par un volcanisme à tendance shoshonitique de plus en plus marquée.

Le cycle volcanique oligo-miocène se caractérise donc par un très grand contrôle du magmatisme par les mouvements tectoniques. Cette modalité semble être à l'origine de l'uniformité des caractères de ce cycle dans toutes les régions de la Zone de l'Iran Central où il a été reconnu : alcalinité générale des produits, très importante activité rhyolitique palingénétique, similitude exceptionnelle du cycle volcanique en Azerbaïdjan et dans la région de Saveh et plus grande localisation des manifestations volcaniques.

Après l'ouverture du rift très modulée spatialement durant l'Eocène, les divers épisodes volcaniques vont se dérouler dans tous les secteurs avec de nombreuses similitudes, en relation avec une histoire tectonique assez semblable dans toute la Zone de l'Iran Central.

## BIBLIOGRAPHIE

* ARCHAMBAULT C., TANGUY J.C. (1976). — Comparative temperature measurements on Mount Etna lavas : problems and techniques. *J. Volcanol. Geotherm. Res.*, 1, 113-125.

* BOIVIN P., GOURGAUD A. et LENAT J.F. (1976). — Un nouveau maar à remplissage basaltique : le Plot de Lachamp Sud Devès, Massif Central français). *C.R. som. Soc. Géol. France*, 6, 265-267.

* BOUT P. et de GOER de HERVE A. (1976). — Le volcanisme préquaternaire pleistocène et holocène dans le Massif Central français in: *La Préhistoire française*, t. 1, 304-310, éd. CNRS.

* BROUSSE R. et MAURY R.C. (1976). — Paragenèse manganésifère d'une rhyolite hyperalcaline du Mont-Dore. *Bull. Soc. Minéral. Cristallogr.*, 99, 300-303.

* BROUSSE R., MAURY R.C. et SANTOIRE J.P. (1976). — L'âge de la coulée du Tartaret. *C.R. Acad. Sci., Paris*, D, 282, 531-532.

* BROUSSE R., LÈFEVRE C., MAURY R.C., MOINE VAZIRI H. et SOBAHNI E.A. (1977). — Le Damavand ; un volcan shoshonitique de la plaque iranienne. *C.R. Acad. Sc., Paris*, 285, 131-134.

* BROUSSE R., et MAURY R.C. (1978). — Minéralogie d'une phonolite à grenat de l'île de Ua Pou (Marquises, Pacifique Central). *Bull. Minéral.*, 101, 3-10.

* BRUNETON P., BRISSET F., COCHEME J.J., ORSINI J., VELLUTINI P., VINCENT P.M. (1976). — Présence d'une structure annulaire en Gellura (Sardaigne septentrionale). *CRAS t. 282, sér. D.*, pp. 2127-2130.

* CAILLAT C., DËHLAVI P. et MARTEL-JANTIN B. (1978). — Géologie de la région de Saveh (Iran). Contribution à l'étude du volcanisme et du plutonisme tertiaires de la Zone de l'Iran Central. Thèses de Doct. de spécialité. Grenoble, 323 p.

* CAMUS G. (1976). — La Chafine des Puys. Etude structurale et volcanologique. *Ann. Scientif. de l'Université de Clermont-Fd, n° 56, série géol. minéral. fasc.* 28, et Thèse doc. Sc. Clermont-Fd. 320 p.

* COCHEME J.J., BRISSET F., VELLUTINI P., VINCENT P.M. (1976). — La presqu'île du Monte Senino fait-elle partie du "cauldron" de Scandola ? (Corse du Nord-Ouest). *CRAS*, t. 283, sér. D, 17-20.

* CONDOMINES M., TANGUY J.C. (1976). — Age de l'Etna, déterminé par la méthode du déséquilibre radioactif 230 Th/ 238 U. *C.R. Ac. Sci.*, 282 D, 1661-1664.

* DIDON J. et GEMAIN Y.-M. (1976). — Le Sabalan, volcan plio-quaternaire de l'Azerbaïdjan oriental (Iran) : étude géologique et pétrographique de l'édifice et de son environnement régional. Thèses de Doct. de Spécialité, Grenoble, 304 p.

* GACHON A. et LENAT J.F. (1975). — Etude d'anomalies magnétiques situées en Limagne et sur ses marges. *Thèse doct. spécial*. Clermont-Ferrand 197 p.
de GOER de HERVE A. et MILESJ P. — (1976.) — Etude préliminaire de la falaise d'Auzolles, modèle dynamique d'une origine directement éruptive des "conglomérats andésitiques" du Cantal (MCF CRAS, 282, 977.

de GOER de HERVE A. et VEYRET Y. (1976). — Les glaciers quaternaires dans le Massif Central français in : *La Préhistoire française*, t. I, 50-51, éd. CNRS.

HAVETTE A. BROUSSF L. MAURY R.C. (1977). — Identification de phases sodiques et potassiques dans la pâte d'un basalté alcalin de la chaîne des Puys. *Bull. Soc. fr. Minéral. Cristallogr.*, 100, 338-342.

KARCHE J.P., VACHETTE M. (1976). — Migration des complexes sub-volcaniques à structure annulaire du Niger. *Conséquences. C.R. Ac. Sc. Paris*, t. 282, sér. D., p. 2033-2036.

KIEFFER G. (1975). — Sur l'existence d'une "rift zone" à l'Etna (Sicile). *C.R.A.S.Sc.*, t. 280, série D., pp. 263-266.

KIEFFER G., NICOLOSO A. et TANHUY J.C. (1975). — Sur le réveil du Cratère Nord-Est de l'Etna (29.9.74) et le mécanisme de l'activité volcanique persistante. *C.R.A.S.Sc.*, t. 280, sér. D., pp. 70-74.

KIEFFER G., NICOLOSO A. TANGUY J.C. (1975). — Mount Etna volcanic eruption. Smithsonian Institution, C.F.S. L.P., *Event Card* 10-75, n° 2124.

KIEFFER G. (1975). — Les dernières éruptions acides de l'Etna (Sicile). *C.R.A.S.Sc.*, t. 280, sér. D., pp. 1349-1352,

KIEFFER G. (1975). — Pillows and hyalaclastites associated to subaerial lavas at the South-West of the base of Mont Etna (Sicily, taly). *Géologie Méditerranéenne*, t. II, n° 4, pp. 179-184.

KIEFFER G. (1976). — Éruptions excentriques ou éruptions latérales d'origine profonde : réflexion sur le mécanisme d'un bon nombre d'éruptions des bas et moyens versants de l'Etna (Sicile). *CRA. Sc.*, t. 283, sér. D., pp. 1281-1284.

KIEFFER G. et TANGUY J.C. (1976). — Présence de tholéites porphyriques à la base de l'Etna primordial : leur importance magmatologique, volcanologique et morpho-structurale. *C.R.A.S.Sc.*, t. 283, sér. D, pp. 1703-1706.

KIEFFER G. et TANGUY J.C. (1976) — The 1974 eruption of Mount Etna. Contribution to the study of eruptive mechanisms. *Comm. au Congrès International sur les Eaux thermales, l'Energie géothermique et le Volcanisme du Domaine méditerranéen. Athènes, 5-10 octobre (1976).*

KIEFFER G. (1977). — Un vrai cumulo-dôme à l'Etna (Sicile) : le Monte Stornello. *C.R.A.S.Sc.*, 284, 13.

KIEFFER G. (1977). — Identification d'une nouvelle coulée ponceuse et considérations sur la genèse des coulées pyroclastiques dans l'Etna. *C.R.A.S.Sc.*, 284, 523

KORNPROBST J., CANTAGREL J.M., FABRIES J., LASSERRE M., ROLLET, et SOBA D. (1976). — Existence au Cameroun d'un magmatisme alcalin pan africain ou plus ancien : la syénite néphélinique à mboziète de Nkonglong — Comparaison avec les roches alkalines connues dans la même région. *Bull. Soc. G-eol. France*, (7) t. 18, 5, 1295-1305.

LAMEYRE J., MAROT A., ZIMINE S., CANTAGREL J.M., DOSSO L., VIDAL Ph. (1976). — Chronological envolution of the Kerguelen Islands syenite ring complex. *Nature*, vol. 263, n° 5575, p. 306-307

LESCUYER J.L. et RIOU R. (1976) — Géologie de la région de Mianeh (Aberbaïjan) — Etude du volcanisme tertiaire de l'Iran. (Thèses de Doct. de Spécialité, Grenoble, 233 p.

MAURY R.C. (1976). — Contamination (par l'encaissant et les enclaves) et cristallisation fractionnée de séries volcaniques alkalines, continentales (massif Central français) et océaniques (Pacifique Central) : l'origine des laves acides. Thèse d'Etat, Orsay, 455 p.

MAURY R.C., MERCOYER B. et WESTERCAMP D. (1976). — Températures de mise en place des hyroclastites fossilifères de la Montagne Pelée (Martinique) et de la Soufrière de Guadeloupe. *Bull. B.R.G.M.*, IV, n° 4, 347-352.

MAURY R. (1978). — La contamination magmatique. Chap. III, 58-70. in *GIROD M., BAILEY D.K., BAKER P.E., FISCHER R.V. MAURY R., ROCCI M., SMINCKE H. et UPTON B.G.* — Les roches volcaniques. Pétrologie et cadre structural. *DOIN Paris*, 239 p.

MAURY R.C. et BROUSSE R. (1978). — Présence de pigeonite et d'orthopyroxène dans certaines laves du Massif Central français : leur répartition et leur origine. *Bull. Min-eral.*, 101, 10-21.

MAURY R.C. — Evolution à haute température des matériaux organiques dans les formations volcaniques ou à leur contact. *Bull. Centre Rech. PAU SNPA*, 10, 289-300

MAURY R.C., DIDIER J. et LAMEYRE J. (1978) — Comparative magma-xenolith relationship in some volcanic and plutonic rocks from the french Massif Central. *Contr. Mineral. Petrol.*, 66, 401-408.

MAURIZOT-BLANC C. (1974). — Etude des formations volcaniques de la cuvette de Murat et de la vallée de la Chevade — Etude pétrographique et pétrochimique des basaltes miocènes et pliocènes de la Planèze de Saint Flour (Gard) Thèse de spécialité Grenoble 211 p.

MILES J.P. (1976). — Dynamique des écoulements pyroclastiques du Cantal Oriental, sur l'exemple de ceux de la vallée de l'Alagnon (MCF) Thèse doc. spécialité, Grenoble. 197 p.

NOUGIER J., VATIN-PERIGNON N., CANTAGREL J.M. et CHEMINEE J.L. (1979) — Volcanisme et structure de l'Ile Mayotte (Archipel des Comores). *C.R. Acad. Sci., Paris*, 288 D, 211-214.

NATIVEL P. — (1978) Volcans de la Réunion — Pétrologie, faciès zéolite (Piton des Neiges) — Sublimés (la Fournaise). Thèse Doc. d'Etat, Paris-Sud (Orsay), 510 p.

TANGUY J.C. (1976) — Sur l'évolution magmatique de l'Etna. *C.R. Acad. Sci.*, 282 D, 1713-1716.

TRICOT B. (1976) — Le volcanisme de la Comté d'Auvergne (MCF) — Thèse doc. spécialité, Clermont-Fd. 187 p.
VATIN-PERIGNON N., SHAW D.M. et MUYSSON J.R. (1977) – Lithium in Spilites. *Geochim. Cosmochim. Acta*, **41**, 1601-1607.

VATIN-PERIGNON N., SHAW D.M. et MUYSSON J.R. (1977) – Abundance of Lithium in Spilites and its implications in the spilitization process. 2d symposium on the origin and distribution of the elements, Paris Unesco, 112

VATIN-PERIGNON N., MAURY R.C. et MICESI J.P. (1979). – Le magmatisme sursaturé infrabréchique du centre du Cantal. *Bull. Volcanol.*, **41**, 2.

VELLUTINI P., VINCENT P.M., BOUCARUT M., BRISSET F., BRUNETON P., COCHEME J.J. (1976). – Découverte d’une structure en “cauldron” dans le massif volcanique de l’Estérel. *CRAS*, t. 282, sér. D., pp. 33-36.

VINCENT P., VATIN-PERIGNON N., SEMET M., et CHEMINEE J.L. (1979) – Le dôme de la Soufrière (Guadeloupe) : son âge et son mode de mise en place. *C.R. Acad. Sci., Paris* 288 D, 51-54

WATELET P. (1977) – Volcanisme tertiaire des hautes vallées de la Santoire, de l’Impradine et de la Petite Rhue. Contribution à l’étude des formations bréchiques. Thèse doc. spécial. Grenoble 220 p.
## II. — CORRELATIONS SEISMES PROFONDS :
ACTIVITE VOLCANIQUE

Claude BLOT
ORSTOM, Paris

L'observation des migrations de séismes tectoniques dans les structures insulaires suivant
le schéma :

séismes profonds ⇄ séismes intermédiaires ⇄ séismes superficiels normaux
eruptions volcaniques

a été appliquée à la prévision d'éruptions de volcans aux Nouvelles-Hébrides et en Nouvelle-
Zélande.

Les tests de prévision ont été poursuivis avec succès, quand les données étaient valables
et les observations possibles, dans l'Archipel des Nouvelles-Hébrides pour les éruptions des
volcans Gaua, Ambrym, Lopévi et Yasur (Tanna).

A partir de 1976 les recherches ont été menées principalement en Nouvelle-Zélande
avec la collaboration du Department of Geology (Victoria University) et du Departement of
Scientific and Industrial Research, Seismological Observatory à Wellington.

L'important réseau de stations sismologiques (40) et la surveillance permanente des
volcans actifs y permettent une meilleure expérimentation.

La détection et la localisation des séismes subcrustaux a permis de prévoir avec pré-
cision (et plusieurs mois auparavent) les reprises d'activité des 3 volcans : White Island
(7 éruptions), Ngauruhoë (2) et Ruapehu (8). La position des hypocentres et la magnitude
des séismes tectoniques permettent de préjuger du type et de l'intensité des manifestations
volcaniques résultantes : crises de séismes volcaniques, éruptions hydrothermales, gazeuses
ou de cendres plus ou moins intenses.

Des corrélations remarquables entre les migrations de séismes tectoniques, les séismes
à la racine des volcans (profondeur voisine de 125 kms) et les phénomènes physiques et chi-
miques observés quelques mois après sur les volcans tels que les variations de niveau ou bom-
bements du cratère (White Island), de la température du lac de cratère et des indicateurs
chimiques : concentrations en chloride et magnésium, pH, confirment l'origine profonde des
volcans.

Une équation de la forme $t = C \cdot \log \frac{hi}{hr} + \frac{hr}{axM+b}$

est utilisée pour la prévision des éruptions volcaniques.

$t$ : temps en jours

$hi$ : profondeur des séismes intermédiaires

$hr$ : à la racine des volcans en kms

$M$ : magnitude des séismes

$C, a, b$ : constantes
BIBLIOGRAPHIE

BLOT C. (1976). — Volcanisme et séismicité dans les arcs insulaires ; Prévision de ces phénomènes. Thèse d'Etat, ed. ORSTOM, collection Géophysique n° 13, 206 p.
III – GEOCHRONOLOGIE, GEOCHIMIE ET EVOLUTION
DU MANTEAU SUPERIEUR – SURVEILLANCE DES VOLCANS

Michel SEMET

Institut de Physique du Globe, Paris
en collaboration

avec Jean-Marie CANTAGREL

Laboratoire de Géochronologie, Clermont-Ferrand

L'activité du Laboratoire de Géochimie et Cosmochimie en Volcanologie peut se com-
poser en quatre thèmes :

- Etude de datations (K-Ar, déséquilibre radioactif);

- Etude géochimique de différents basaltes (éléments en trace, compositions isotopiques);

- Calculs théoriques ; modélisations des processus intervenant dans la genèse des magmas ;

- Surveillance et étude de volcans actuels (Guadeloupe, Martinique, La Réunion).

I – ETUDE DE DATATIONS

- Applications de la méthode du déséquilibre radioactif à des basaltes de diverses régions volcaniques. Les recherches en cours portent sur l'étude de roches volcaniques récentes (âge < 300 000 ans). La méthode 230Th-238U fournit un moyen de datation des roches volcaniques par isochrones internes et permet d'étudier l'évolution magmatique grâce aux rapports initiaux (230Th/232Th) (3). Sont notamment en cours d'étude des volcans du Costa Rica, l'Etna, le Stromboli ainsi que des roches volcaniques du Massif Central, d'Islande et des basaltes sous-marins de la zone Famous

II. – ETUDE GEOCHIMIQUE DE DIFFERENTS TYPES DE BASALTES

Cette étude est un des grands thèmes de recherche développés au laboratoire, dans le
but de préciser la géochimie et l'évolution du manteau supérieur. Sur ces basaltes, différents
moyens d'investigation sont utilisés (éléments en traces, géochimie des isotopes du Sr, Pb,
Nd) parfois couplés, parfois séparément.

A – Basaltes de la Mer Tyrrhénienne

L'étude des compositions isotopiques de Pb et de Sr et des concentrations en K, Rb, Sr, Terres Rares, Th, Hf permet de déterminer la nature des basaltes prélevés lors du leg 42 A site 373 A dans la Mer Tyrrhénienne.

Les basaltes étudiés sont tholéitiques, et ressemblent par leurs compositions en Pb et en Sr, leurs rapports Th/Hf et leurs distributions en Terres Rares aux basaltes "intermédiaires" que l'on connaît en Islande et dans la zone Famous.

B – Basaltes des Açores

Après les études d'éléments en trace et de majeurs nous avons abordé plus systéma-
tiquement les mesures de datation par la méthode K-Ar, de compositions isotopiques de
Sr et de Pb, de concentrations en éléments en traces dans les différentes îles de l'Archipel des Açores. Les datations K-Ar permettent de préciser la séquence d'âge des îles en relation avec leurs positions géographique et tectonique. L'étude comparée des compositions isotopiques du Pb et du Sr permettent de détecter les phénomènes de mélange et de contamination à l'intérieur de chaque île et de tracer les hétérogénéités du manteau à l'échelle de l'archipel et en relation avec la dorsale médio-atlantique, particulièrement avec la zone FAMOUS.

Les éléments en trace permettent d'identifier les phénomènes de différenciation intervenant dans les séries volcaniques de chaque île.

### C – Basaltes de la zone Famous

Après l'étude précédemment faite, de nouvelles mesures de concentrations en éléments en traces et de compositions isotopiques du Sr et du Pb sur des basaltes de la zone FAMOUS ont amené à modifier le modèle proposé jusque là par Schilling : mélange d'une source correspondant à un "point chaud" sur les Açores et d'une source tholéiitique normale.

Les nouvelles données sur les éléments en trace amènent à introduire une hétérogénéité de la zone FAMOUS. Les résultats des isotopes du Pb montrent qu'un tel modèle à 2 pôles, de type "Islande" est inapplicable. Différents modèles sont envisagés.

### D – Basaltes continentaux du Hoggar

Les compositions isotopiques du Sr et les rapports Rb/Sr ont été mesurées sur des basaltes alcalins et de nephelinites provenant de 3, appareils volcaniques récents (fin tertiaire-quaternaire) de la région de l'Atakor (Hoggar). Les compositions isotopiques sont très groupées (de 0,7030 à 0,7034) ; les rapports Rb/Sr varient de 0,016 à 0,05. Ceci peut être expliqué par l'existence d'une région-source unique pour tous ces différents magmas, région source à caractère très voisin des régions-sources de basaltes océaniques.

### E – Le néodyme dans les basaltes océaniques

Le ¹⁴⁷Sm donne, par radioactivité α, le ¹⁴³Nd avec une période voisine de 10¹¹ ans. Ceci nous permet d'envisager l'emploi, en géochimie isotopique, du rapport ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd comme traceur naturel. La méthode a été appliquée à l'étude des basaltes océaniques.

Des différences très significatives de composition isotopique ont été observées entre :

- d'une part, les basaltes alcalins d'îles océaniques qui ont un rapport ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd compris entre 0,51208 et 0,51215;

- d'autre part, les tholéiites de dorsales qui s'étagent entre 0,51230 et 0,51248.

Ces rapports sont à comparer à la valeur actuelle dans les chondrites qui est ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd : 0,51184. De telles différences de composition isotopique ne peuvent s'expliquer que si les régions sources des deux types de basaltes ont évolué avec des rapports Sm/Nd différents pendant des intervalles de temps de l'ordre du milliard d'années.

Les résultats du néodyme confirment donc l'hétérogénéité du manteau sous-océanique et sont compatibles avec un modèle de région-source des tholéiites présentant un caractère résiduel (à haut rapport Sm/Nd). On observe pour ces basaltes une nette corrélation entre les rapports ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd et ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Ceci suggère que les fractionnements Sm - Nd et Rb - Sr au cours des épisodes de différenciation du manteau sont étroitement corrélés et que la variation du rapport ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr est un caractère primitif dû à des variations du rapport Rb/Sr et non un caractère de contamination.
## F – Etude d'éléments en traces dans différents types de roches volcaniques

En plus des cas particuliers traités ci-dessus nous entreprenons d'autres programmes d'étude :

- basaltes des legs IPOD :

Les basaltes des legs 45-46-49-51-52-53-54 ont leurs éléments majeurs dosés par H. BOUGAULT et les éléments en trace par TREUIL.

- Basaltes des Afars :

Le programme d'étude se poursuit, en collaboration avec J. VARET.

- Séries volcaniques du Massif Central :

Tout un programme est commencé sur les variations des éléments en trace dans différentes séries volcaniques du Massif Central (Chaîne des Puys, Velay, Mt Dore).

- Volcans du Chili :

Une étude portant sur différents volcans du Chili est entamée.

Les études d'éléments en trace, d'une part, sont tournées vers la reconnaissance qualitative des processus mis en jeu lors des émissions volcaniques, d'autre part permettent d'obtenir des données utilisées lors des modélisations quantitatives des processus ignés (voir après). Enfin, les rapports d'éléments hygromagmatophiles permettent de tracer les hétérogénéités des sources mantélliques indépendamment des phénomènes de fusion et de différenciation qui les ont affectés par la suite.

## III – MODELISATION QUANTITATIVE DES PROCESSUS IGNES

Nous avons cherché à utiliser simultanément tous les éléments en trace ou majeurs d'un ensemble de laves pour calculer les paramètres gouvernent les processus de fusion partielle et de cristallisation fractionnée qui ont lieu lors de leur genèse et de leur mise en place.

a) Dans le cas des éléments en trace cela mène à un problème sous déterminé et non linéaire qui est résolu par une méthode de moindres carrés iterative. La sous détermination est levée par des contraintes extérieures peu précises mais très contraignantes telles que l'estimation de la concentration initiale en Ni du liquide magmatique et la valeur très faible du coefficient de partage de certains éléments hygromagmatophiles. Une application aux données des Terres Rares des basaltes de l'île de Grenade montre ce que l'on peut déduire d'une telle approche dans le cas d'un processus de fusion partielle.

b) Dans le cas des éléments majeurs le problème peut se ramener à la détermination, dans un certain espace d'une "meilleure" droite joignant les points représentatifs des laves étudiées, puis à la construction de "perpendiculaires communes" à cette droite et à divers polyedres ayant pour sommets les constituants élémentaires des minéraux silicatés.

Les deux méthodes ont été appliquées indépendamment à des données d'éléments majeurs et en trace dans les basaltes alcalins de l'île de Terceira et ont donné des résultats convergents.

c) Utilisation des couples père-fils. Problème du recouvrement des fractionnements chimiques passés des couples père-fils à l'aide des variations de composition isotopique du fils.

Dans le but d'étudier les variations temporelles et hétérogénéités géographiques de la composition isotopique du manteau supérieur, un programme est en cours.

Une première approche est menée sous forme de simulation à l'aide d'un modèle de boîtes.

Ensuite le sujet sera appréhendé en problème inverse.
IV - ACTIVITES DU LABORATOIRE DE GEOCHIMIE ET COSMOCHIMIE CONCERNANT L'ETUDE ET LA SURVEILLANCE DES VOLCANS DE LA GUADELOUPE, DE LA MARTINIQUE ET DE LA REUNION

Suite à la crise sismo-éruptive de la Soufrière (Guadeloupe) de 1975-1977 une partie des moyens du laboratoire a été investie dans l'étude géochimique et minéralogique des produits volcaniques des Antilles. Ces études rentrent partiellement dans le cadre d'actions plus vastes menées par l'Institut de Physique du Globe de Paris dans ses observatoires volcanologiques.

Cette activité a été concentrée sur trois objectifs :

- analyse géochimique des échantillons solides (éléments majeurs, traces et isotopes) ;

- analyse minéralogique et texturale des produits solides ;

- analyse des produits gazeux et des eaux des massifs volcaniques ;

dans le but de préciser les caractères du volcanisme des Antilles au sens large et plus particulièrement ceux caractéristiques de l'activité phréatique et fumerollienne de la Soufrière.

Moyens mis en œuvre

Géochimie

Les échantillons de "cendres" et un certain nombre de roches des massifs volcaniques ont été étudiés en détail du point de vue des rapports isotopiques du strontium et du plomb par spectrométrie de masse à source solide. On a également déterminé dans ces échantillons la composition chimique en éléments majeurs (X.R.F.) et un certain nombre de traces (R.E.E., éléments de transition, U, Th, Cl, Br, soufre sous forme native, sulfures et sulfates, par activation neutronique et électrochimie).

Minéralogie

L'étude des "cendres" et des roches de massif (Guadeloupe et Martinique) a été poursuivie par microscopie pétrographique, analyse en microscopie à balayage et microsonde électronique et par diffraction X pour les produits fins. Le laboratoire de pétrographie de l'université P.M. Curie et la division "Geosciences" du Los Alamos Scientific Laboratory ont été associés à ce programme.

Gaz et Eaux

Le laboratoire de Physique du Globe de la Guadeloupe a été équipé d'un chromatographe en phase gazeuse pour l'analyse systématique des gaz fumerolliens. Parallèlement, le laboratoire de Géochimie des Isotopes Stables (Paris V) a entrepris un programme d'analyse isotopique des gaz volcaniques pour le carbone et l'oxygène.

Un programme d'étude systématique de la variation de composition des eaux thermales et de sources du massif de la Soufrière (Guadeloupe) et de la Montagne Pelée (Martinique) est en voie de réalisation.

Résultats

Nous n'évoquerons, succinctement, ici, que les résultats concernant l'activité de la Soufrière durant la crise 75-77. Ces résultats sont de deux ordres :

- caractérisation de l'activité de surface du volcan ;

- mise au point de méthodes observationnelles en vue de déterminer des critères prévisionnels.

C'est en synthétisant les diverses données obtenues que l'on a pu formuler les conclusions suivantes sur l'activité de la Soufrière :
– les “cendres” émises durant les éruptions phréatiques proviennent d’une région source de composition relativement homogène. Cette source est relativement limitée dans l’espace.

Les “cendres” sont constituées d’andésites d’arc insulaire typiques plus ou moins profondément modifiées par une altération fumerollienne ou hydrothermale prolongée. L’eau responsable de cette altération, acidifiée par des gaz qui peuvent être d’origine volcanique profonde, est d’origine météorique ;

– les éruptions phréatiques correspondent à la détente brutale de vapeur d’eau essentiellement et ont une origine relativement superficielle (quelques dizaines de mètres à 1 500 m environ). Leur profondeur d’origine est nettement plus superficielle que celles des centres d’activité sismique. Lors de cette détente les fractures du dôme volcanique sont ramonées par les gaz. Une fraction non négligeable des gaz est condensée ou adsorbées sur les “cendres” ce qui conduit à la formation de composés solubles et/ou volatils tels que le gypse, d’acides HCl, HF, HBr, et H₂SO₄ et de chlorures (?). La minéralogie et la texture des “cendres” indiquent une température maximum d’altération de 200°C environ et reflètent les conditions d’expulsion ;

– la composition chimique des eaux (alcalins, sulfates, acides et pH) est, dans certains cas, un indicateur sensible de l’activité profonde conduisant à des manifestations de surface ;

– les gaz fumerolliens et probablement ceux des éruptions phréatiques ont une composition chimique ou la vapeur d’eau est dominante. Les gaz (C-O-H-S) en proportions plus faibles ne semblent pas refléter l’équilibre thermodynamique. Leurs proportions indiquent une réaction partielle des espèces, éventuellement d’origine profondes. Cette réaction se produit lors du mélange des gaz “volcaniques” (CO₂, H₂S, SO₃, etc...) avec les gaz hydrothermaux, lors de la décompression ou, même, lors du prélèvement.

Essentiellement trois méthodes géochimiques de surveillance des produits volcaniques ou péri-volcaniques semblent pouvoir aisément déboucher sur des critères prévisionnels :

– analyse des gaz fumerolliens (composition chimique et isotopique) ;

– analyse des eaux de sources thermales ou non ;

– analyse des condensats de fumerolles et des composés solubles et volatils des cendres.

Ces méthodes peuvent être mise en place avec des moyens techniques relativement peu importants et se prétent assez bien à la surveillance en continu.

## BIBLIOGRAPHIE

ALLEGRE C.J. et CONDOMINES M. (1976). – “Fine chronology of volcanic processes using ²³⁸U.²³⁰th systematics”. *Earth: Planet. Sci. Lett.* 28, p. 395-406.

ALLEGRE C.J., TREUIL M., MINSTER J.F., MINSTER J.B., ALBAREDE F. (1977). – Systematic use of trace elements in igneous processes. Part I : Fractional crystallisation processes in volcanic suites. *Contr. Mineral. Petrol.* 60, 57-75.

BROUSSE R., SEMET M. et MONEYRON N. (1977). – Sur la présence de verres non altérés dans les projections de la Soufrière (Guadeloupe), durant la crise 1976. *C.R. Acad. Sci.*, 285 D, 753-754.

CANTAGREL J.-M. (1975). – Données radiométriques potassium-Argon sur quelques formations magmatiques des lles de l'Archipel du Cap Vert. *C.R. Acad. Sci. Paris*, D, t. 280., p. 2429-2432, (en coll. avec J. BERNARD-GRIFFITHS, C.A. MATOS ALVES, F. MENDES).

CANTAGREL J.-M. (1976). – Age du volcanisme dans le Cézallier (Massif Central Français) et migration de l'activité volcanique en Auvergne. *C.R. Acad. Sci. Paris*, D, T. 282, p. 1837-1840 (en coll. avec A. THONAT).

CANTAGREL J.-M. (1977). – Néotectonique cassante et volcanisme plio-quaternaire dans l'arc Egéen interne : l'Ile de Milos (Grèce). *Bull. Soc. Géol. fr.* 7ème sér., tome XIX, n° 1, p. 119-124, (en coll. avec J. ANGELIER et J.C. VILMINOT).

CANTAGREL J.-M. (1977). – Découverte d'un volcanisme Paléocène en Auvergne : Les maars de Menat et leurs annexes ; Etude géologique et géophysique (en coll. avec P. VINCENT, M. AUBERT, P. BOIVIN, J.F. LENAT). *Bull. Soc. Géol. Fr.* (1977) (7), t. XIX, p. 1057-1070.
CANTAGREL J.-M. (1977). — Une coulée de ponces post-villafranchienne sur le versant oriental du Mont-Dore (Massif Central français) (en coll. avec J.C. BESSON, MG. LY, A. de GOER et P.M. VINCENT). *C.R. Acad. Sci.*, t. 284, ser. D, n° 1, p. 1875-78.

CANTAGREL J.-M. (1977). — Existence d'une couverture non plissée d'âge paléozoïque inférieur au sein de la zone mobile de l'Afrique Centrale : âge K-Ar des formations de type Mangbaï (Nord-Cameroun) (en coll. avec M. LASSERRE et J.C. BAUDRON). *C.R. Acad. Sci. Paris*, t. 284, sér. D, n° 21, p. 2067-70.

FERAUD C. — Datation K-Ar des basaltes des Açores. Thèse 3e cycle Paris. Déc. 77.

JORON J.L., BOUGAULT H., TREUIL M., ALLEGRE C.J. (1977). — Etude géochimique des roches magmatiques de la zone FAMOUS et de l'Archipel des Açores. *Bull. Soc. Geol. France* (7), t. XVIII, n° 4, p. 811-818.

MINSTER J.F., MINSTER J.B., TREUIL M., ALLEGRE C.J. (1977). — Systematic use of trace elements in igneous processes. Part II : Inverse problem of the fractional crystallisation process in volcanic suites. *Contri. Mineral. Petrol.* 61, 49-77.

MORRAND Ph. (1978). — Déséquilibre radioactif $^{230}$Th-$^{238}$U dans les Caves d'Islande et les tholéites de la zone FAMOUS. Thèse 3e cycle Paris VII.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — SEMET M., SHIMIZU N. (1976). — Scanning electron microscopy and electronprobe micro-analysis of the Soufrière, Guadeloupe ; tephras ejected in the August-September 1976 events. *Bull.* 59-85.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — TREUIL M., MEYER G., QUISEFIT J.-P., JORON J.-L., GRAPPIN C. (1976). — Geochemical investigations of the tephras rejected by the Soufrière volcano during the 1976 eruption ? *Ibid* ?, 86-115.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — DUPRE B., LAMBRET B., ALLEGRE C.J. (1976). — Lead and Sr isotopic composition of Guadeloupe ash during the 1976 eruption. *Ibid*., 116-122.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — JAVOY M. (1976). — Carbon isotopic analysis of CO2 in fumaroles from La Soufrière. *Ibid*., 123-125.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — SEMET M., BERNARD A., MONEYRON N. (1977). — Pétrographie, VI.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — FOUILLAC C., OUZOUNIAN G. (1977). — Géochimie des eaux. *Ibid*., VII.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — TREUIL M., MEYER G., JORON J.-L. (1977). — Géochimie des tephras de la Soufrière. *Ibid*., VIII.

OBSERVATOIRES VOLCANOLOGIQUES DES ANTILLES. — JAVOY M. (1977). — Analyse des gaz. *Ibid*., IX.

RICHARD P., SHIMIZU N., ALLEGRE C.J. (1976). — 143 Nd/146 Nd a natural tracer : an application to oceanic basalts. *Earth Planet. Sci. Lett.* 31, 269-278.
IV — GAZ VOLCANIQUES

Jacques CARBONNELLE

Commissariat à l'Energie Atomique

Section Technique d'Etudes de Pollution

dans l'Atmosphère et dans les Mines — 91190 GIF SUR YVETTE

et pour l'Etude de la phase gazeuse de l'Etna

en collaboration avec

Jean-Louis CHEMINEE

Laboratoire de Géologie de l'Ecole Normale Supérieure, 75005 PARIS

Le présent rapport ne recouvre que les travaux des équipes qui nous ont fait part de
leurs résultats pour la période considérée.

Les laboratoires concernés sont surtout ceux ayant participé aux activités de la RCP 215 du CNRS (Responsable H. TAZIEFF).

Centre des Faibles Radioactivités (CNRS-CEA)

BP n° 1

91190 Gif sur Yvette

Etude des "cendres" de La Soufrière, mesure du débit des volcans en métaux lourds et aérosols radioactifs.

Section Technique d'Etudes de Pollution dans l'Atmosphère et dans les Mines (CEA/IPSN/DPr)

BP n° 6

92260 Fontenay aux Roses

Télédétection des émissions gazeuses d'origine volcanique, analyses par chromatographie en phase gazeuse, géochimie des gaz hydrothermaux.

Laboratoire d'Etudes d'Environnement et de Mesures Solaires (CEA)

BP n° 85

38041 Grenoble Cédex

Analyse des espèces soufrées et des halogènes dans les gaz volcaniques.

Institut de Physique du Globe

75230 Paris Cedex 05

Surveillance des volcans antillais, analyse de la composition isotopique des gaz volca-
niques.

Ecole Nationale Supérieure d'Electrochimie et d'Electrométallurgie

BP n° 44

38041 St Martin d'Hères

Mise au point de sondes électrochimiques pour mesure de la fugacité de l'oxygène dans les gaz volcaniques.
# 1 - MISE AU POINT D'UNE TECHNOLOGIE ADAPTEE AUX RECHERCHES VOLCANOLOGIQUES

L'étude des gaz volcaniques est basée sur le postulat que les gaz éruptifs présentent une importance fondamentale dans les processus volcaniques, tant par leur rôle moteur dans l'éruptivité des magmas que par les informations qu'ils sont susceptibles de transmettre rapidement sur l'évolution de ces magmas souterrains. Mais les difficultés opposées à la récolte d'échantillons des exhalaisons de "haute" température (T > 700°C) avaient jusque-là limité les analyses existantes à moins de deux douzaines en tout de par le monde et avaient empêché le développement de toute instrumentation valable. Le premier objectif est donc de créer, d'expérimenter et rendre opérationnel un arsenal d'instruments fiables.

Divers types d'instruments de mesure in-situ, de mesures à distance, d'échantillonnage et d'analyse ont été progressivement mis au point. Ceci constitue un pas décisif sans lequel aucune étude sérieuse du phénomène éruptif ne peut être entreprise.

Dans le choix d'un ou plusieurs paramètres à mesurer, il doit être tenu compte à la fois de la représentativité de chaque paramètre (de sa signification volcanologique) et de la faisaibility de la mesure, en fonction de contraintes financières inévitables. Le choix peut alors se porter principalement sur :

- la mesure des débits de matière et d'énergie ;

- l'échantillonnage et l'analyse détaillée des gaz éruptifs (T > 700°C).

## Mesure du débit de matière d'un volcan

Si le débit de lave peut être grossièrement évalué à l'œil (ou mieux par photogrammétrie), il n'en est pas de même du débit de gaz dont l'évaluation subjective dépend essentiellement de l'hygrométrie ambiante. Pourtant la connaissance du débit de la phase gazeuse a une importance fondamentale car ce débit intervient pour une part non négligeable (et bien souvent prépondérante) dans le "bilan matière" du volcanisme.

Pour mémoire, ont été développés dans les premières années d'existence de la R.C.P. N° 215 un débitètre à hélium (1) et des anémomètres fonctionnant dans l'ambiance aggressive des gaz volcaniques à haute température. Plus prometteuse par ses applications potentielles en volcanologie, une méthode téléanémométrique (mesure à distance de la vitesse d'un jet de gaz ou d'un panache de fumée) a pu être mise au point sur l'Etna (2). Enfin, on dispose actuellement d'une méthode très générale permettant, pour une espèce chimique quelconque, l'évaluation du débit d'un volcan actif (Fig. 1). Cette méthode suppose la mise en œuvre simultanée des mesures suivantes :

- concentration de l'espèce chimique considérée dans le panache volcanique ;

- concentration de SO₂ au même point ;

- concentration de SO₂ intégrée sur une section droite du panache volcanique en aval du cratère actif (spectrométrie de corrélation) et

- vitesse du vent à l'altitude du panache (vidéotéléanémométrie).

## Mesure du débit d'énergie d'un volcan

L'énergie totale émise par un volcan actif constitue le meilleur indicateur de son activité globale.

<footnote>(1) G. CHEVALIER, J. LE BRONEC, C. VAVASSEUR. - Mesure des débits gazeux à l'aide d'un tracteur. Note CEA-N-1767, 1974.</footnote>

<footnote>(2) G.J. LLEWELLYN. - A remote velocity monitor using cross-correlation of infra red radiation. Ph.D. Thesis, University of Bradford, 1976.</footnote>
<figure><img src="image_22.png" /><figcaption>Figure 1. — MESURE DU DÉBIT DE L'ESPÈCE CHIMIQUE « X »</figcaption></figure>

<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>Figure 2. — GAZ MAGMATIQUES</figcaption></figure>
Outre divers radiateurs adaptés à la mesure du flux thermique des zones solfatariennes, un radiomètre infra-rouge (doté de quatre filtres interférentiels placés en série) a été mis au point par la S.T.E.P.A.M. à l'issue d'un ensemble de missions sur les volcans italiens ; il permet l'évaluation des énergies transmises d'un volcan à l'atmosphère par rayonnement (et, de surcroît, de mesurer les concentrations relatives en CO₂ et SO₂ dans un jet de gaz chauds).

## Echantillonnage et analyse de gaz éruptifs

Pour faire face aux difficultés que pose, dans certains cas, l'altération dans le temps de la composition initiale d'un échantillon de gaz volcaniques, il est apparu indispensable de multiplier les procédés d'échantillonnage et d'analyse, chacun présentant des qualités et des défauts spécifiques. Dans les cas les plus défavorables, ce n'est qu'à l'issue de l'ensemble des analyses que peut être reconstituée une composition chimique représentative du gaz volcanique prélevé.

D'autre part des études thermodynamiques ont montré clairement la nécessité d'acroître la sensibilité des chromatographes en phase gazeuse, en particulier pour l'hydrogène, le méthane et le monoxyde de carbone ; depuis 1976, des progrès importants ont été réalisés dans ce sens.

## 2 - RESULTATS DE RECHERCHE

Il n'est sans doute pas inutile de rappeler ici pourquoi l'étude des paramètres décrivant l'émanation volcanique est indispensable à la compréhension du phénomène.

a) Les émissions gazeuses sont toujours liées aux éruptions volcaniques alors que ce n'est pas nécessairement le cas des évènements de nature géophysique (agitation sismique, inflation de l'appareil volcanique, variations du champ magnétique, par exemple).

b) Les gaz sont le moteur des éruptions volcaniques : cette affirmation, parfois mise en doute pour des éruptions strictement effusives, est indiscutable dans le cas de toutes les éruptions explosives, qui sont les plus dangereuses. Un volcan en éruption apparaît alors comme une machine thermique dans laquelle les gaz, initialement en solution dans le magma, transforment par leur expansion l'énergie thermique profonde en énergie mécanique (avec un rendement énergétique d'ailleurs très bas). L'étude des gaz renseignerait donc directement sur la nature de ces échanges énergétiques.

c) A cause de leur très faible viscosité, les gaz, sous le même gradient de pression, se déplacent beaucoup plus rapidement que le magma d'où ils sont issus. Les informations qu'ils véhiculent précèdent ainsi, parfois de beaucoup, l'apparition du magma à la surface.

Si le nombre des analyses de roches volcaniques s'élève à plusieurs centaines de milliers, les analyses de gaz éruptifs ne se comptaient que par quelques dizaines il y a peu d'années.

Le tableau I ci-joint précise la liste des échantillons de gaz volcaniques de haute température prélevés à ce jour.

1) Le nombre actuel de résultats a permis de mettre en évidence un certain nombre d'invariants dans la composition de la phase gazeuse volcanique. En particulier, parmi les premières conclusions que l'on peut tirer de la composition de ces gaz, l'une des plus intéressantes à première vue est l'apparente constante du rapport carbone/soufre (fig. 2). Il se pourrait que ce rapport soit significatif, soit de la nature du volcanisme, soit de son activité. Les résultats les plus récents ne sont pas reportés sur les diagramme triangulaire H-C-S car des problèmes sont apparus pour le dosage du soufre total dans les gaz prélevés à moyenne température (en particulier ceux du volcan MERAPI), problèmes qui ne se posaient pas dans le cas des gaz prélevés à haute température pour lesquels le soufre est entièrement sous forme d'anhydride sulfureux. Les difficultés analytiques, différentes selon le conditionnement
<table><caption>TABLEAU I
Liste des échantillons de gaz volcaniques de haute température prélevés à ce jour</caption><thead><tr><th>Année</th><th>Auteur</th><th>Volcan</th><th>Site</th><th>Température (°C)</th><th>Nombre</th></tr></thead><tbody><tr><td>1917/19</td><td>SHEPHERD JAGGAR</td><td>KILAUIA</td><td>Lac de lave</td><td>1200</td><td>26</td></tr><tr><td>1954</td><td>IWASAKI</td><td>SHOWASHINZAN</td><td>Dôme endogène</td><td>760</td><td>1</td></tr><tr><td>1957</td><td>et al.</td><td>"</td><td></td><td>655</td><td>1</td></tr><tr><td>1959</td><td>"</td><td>"</td><td></td><td>700</td><td>3</td></tr><tr><td>1960</td><td>CHAIGNEAU et al.</td><td>NIRAGONGO</td><td>Lac de lave</td><td>980</td><td>13</td></tr><tr><td>1964</td><td>ELSKENS et al.</td><td>STROMBOLI</td><td>Coulée</td><td>980</td><td>10</td></tr><tr><td>1964/67</td><td>SIGVALDASON ELISON</td><td>SURTSEY</td><td>Cratère</td><td>1100</td><td>13</td></tr><tr><td>1968</td><td>FINLAYSON et al.</td><td>KILAUEA</td><td>Cratère</td><td>1000</td><td>?</td></tr><tr><td>1970</td><td>LE GUERN</td><td>ETNA</td><td>Coulée</td><td>1000</td><td>17</td></tr><tr><td>1971</td><td>CLARK</td><td>WHITE ISLAND</td><td>Cratère</td><td>650</td><td>2</td></tr><tr><td>1971</td><td>LE GUERN et al.</td><td>ERTA ALE</td><td>lac de lave</td><td>1075</td><td>20</td></tr><tr><td>1972</td><td>CIGGENSACH</td><td>WHITE ISLAND</td><td>Cratère</td><td>620</td><td>1</td></tr><tr><td>1972</td><td>LE GUEIN</td><td>NIRAGONGO</td><td>Lac de lave</td><td>1000</td><td>6</td></tr><tr><td>1973</td><td>TAZIEFF et al.</td><td>ERTA ALE</td><td>Lac de lave</td><td>1210</td><td>57</td></tr><tr><td>1974</td><td>CIGGENBACH</td><td>ERTA ALE</td><td>Lac de lave</td><td>1130</td><td>71</td></tr><tr><td>1975</td><td>LE GUERN</td><td>ETNA</td><td>Coulée</td><td>1000</td><td>15</td></tr><tr><td>1975</td><td>ALLARD MATSUBAYA et al.</td><td>SATSUMAIWOJIMA</td><td>Dôme</td><td>835</td><td>1</td></tr><tr><td>1976</td><td>LE GUERN</td><td>ETNA</td><td>Coulée</td><td>950</td><td>10</td></tr><tr><td>1976</td><td>ALLARD MENYAILOV</td><td>TOLEACHIK</td><td>Coulée</td><td>?</td><td>?</td></tr><tr><td>1977</td><td>LE GUERN et al.</td><td>MERAPI</td><td>Dôme endogène</td><td>800</td><td>25</td></tr><tr><td>1978</td><td>LE GUERN ALLARD</td><td>MOMOTOMBO</td><td>Cratère</td><td>750</td><td>47</td></tr></tbody></table>

de l'échantillon (ampoules "vides" ou ampoules "à soude") sont encore incomplètement surmontées.

2) Les résultats obtenus par l'étude isotopique des gaz volcaniques permettent de dégager les points suivants :

— Une convergence objective entre la composition isotopique des gaz et les conditions tectoniques du site volcanique. Les gaz analysés ont une origine d'autant plus primaire lorsqu'on
passe d'un volcan d'arc (VULCANO) à un volcan basaltique en milieu continental (ETNA), puis à un volcan de rift (ERTA ALE). On peut donc caractériser de "bons" volcans. Le cas optimum est fourni par le volcan ERTA ALE.

— H₂O est essentiellement à totalement d'origine superficielle. La vapeur d'eau, y com- pris dans des gaz éruptifs en équilibre avec leur magma, provient donc pour l'essentiel d'eau recyclée.

— Les bilans de dégazage et les valeurs obtenues pour le carbone à l'ERTA ALE per- mettent d'éclaircir les différences constatées jusqu'alors entre les δ¹³C des basaltes et ceux des réservoirs profonds riches en carbone (carbonatites, diamants, kimberlites).

— En définissant un état stationnaire de référence pour la source des gaz, la composition isotopique devrait fournir un excellent traceur d'une éventuelle évolution de cette source à l'approche d'une éruption (exemple : VULCANO).

3) La méthode mise au point pour la mesure du débit des espèces gazeuses d'un volcan en activité a fourni des résultats tout à fait nouveaux, en ce qui concerne en particulier le volcan ETNA (Tableau 2 et tableau 3).

<table><caption>TABLEAU II
Débit d'anhydride sulfureux du volcan Etna (t.j⁻¹)</caption><thead><tr><th rowspan="2">Année<br>Date</th><th colspan="3">1975</th><th colspan="3">1976</th><th colspan="2">1977</th></tr><tr><th>14 Juin</th><th>15 Juin</th><th>18 Juin</th><th>31 Janvier</th><th>14 Juin</th><th>15 Juin</th><th>16 Juin</th><th>22 Mai</th><th>23 Mai</th></tr></thead><tbody><tr><td>Débit</td><td>4800</td><td>3300</td><td>4100</td><td>5400</td><td>1600</td><td>2900</td><td>6100</td><td>1200</td><td>1100</td></tr><tr><td></td><td>3800</td><td>4200</td><td>2700</td><td>12400</td><td>1300</td><td>3700</td><td>6500</td><td>1100</td><td></td></tr><tr><td></td><td>3200</td><td>3800</td><td>3600</td><td>7400</td><td>2300</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>2700</td><td>3600</td><td></td><td></td><td>2200</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>3900</td><td></td><td>3400</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>3600</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>4200</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td></td><td>3700</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

<caption>TABLEAU III
Débit de l'Etna (t.j⁻¹)</caption>

(entre parenthèses les valeurs les moins sûres
car déduites d'un nombre très restreint de mesures)

<table><thead><tr><th>Date</th><th>SO₂</th><th>H₂O</th><th>CO₂⁻</th><th>SO₄</th><th>Cl⁻</th><th>F⁻</th></tr></thead><tbody><tr><td>Juin 1976</td><td>3000</td><td></td><td>(86000)</td><td>2PO</td><td>(11500)</td><td>(450)</td></tr><tr><td>Mai 1977</td><td>1100</td><td>37000</td><td>29000</td><td>(40)</td><td>220</td><td>15</td></tr></tbody></table>

Outre l'intérêt que présentent de telles mesures pour une volcanologie "de prévision" (la méthodologie peut être transférée à tout observatoire volcanologique qui en ferait la demande), les résultats, dans l'hypothèse où l'ETNA serait représentatif du volcanisme mon- dial, ont mis en évidence une sous-évaluation systématique de la contribution en carbone et en soufre des volcans à l'atmosphère telle qu'elle est couramment admise dans la littéra- ture (Tableau IV).
<figure><img src="image_24.png" /></figure>

<figure><img src="image_25.png" /></figure>

ERTA ALE 74

<caption>Figure 3. — Température et pression d'équilibre calculée pour dix-huit échantillons (repérés par leur instant de prélèvement).</caption>
<table><caption>TABLEAU IV
Flux de carbone et de soufre
(10⁵ t/an)</caption><thead><tr><td>Elément</td><td>Etna</td><td>Volcanisme mondial</td></tr></thead><tbody><tr><td>C</td><td>3</td><td>50 (Woodwell) (1)<br>.7 (Kellog al.) (2)</td></tr><tr><td>S</td><td>.2</td><td>5 (Stoiber al.) (3)</td></tr></tbody></table>

(1) G.M. WOODWELL. — The Carbon Dioxide Question. *Sci. Am.*, 34-43, 1978

(2) W.W. KELLOG, R.D. CADLE, E.R. ALLEN, A.L. LAZRUS, E.A. MARTELL. The Sulfur Cycle. *Science*, 175, 587-596, 1972.

(3) R.E. STOIBER, A. JEPSEN. — Sulfur Dioxide Contributions to the Atmosphere by Volcanoes. *Science*, 182, 577-578, 1973

4) Dans la description d'un échantillon de gaz volcanique, il importe de distinguer la composition atomique et la composition moléculaire de l'échantillon, en ce qu'elles véhiculent des informations de nature très différentes.

*La composition atomique* de l'exhalaison gazeuse volcanique renseigne sur les abondances relatives des divers éléments "volatils" dans un magma — H, S, Cl et F principalement — et permet de préciser les balances géochimiques de ces éléments, c'est à dire la contribution du volcanisme à l'atmosphère et à l'hydrosphère. Les résultats obtenus dans ce domaine ont été présentés ci-dessus.

*La composition moléculaire des gaz volcaniques* renseigne sur les conditions thermodynamiques de leur genèse et de leur évolution depuis une source profonde jusqu'à la surface. L'hypothèse selon laquelle les gaz volcaniques sont en équilibre thermodynamique aux températures magmatiques (T 700°C) a été solidement étavée par un certain nombre de prélèvements et de mesures effectués, en particulier sur des lacs de lave en activité (Fig. 3). L'état d'oxydation d'un gaz volcanique (rapports H₂/H₂O, CO/CO₂, CH₄/CO₂ et H₂S/SO₂) peut être prévu par la seule connaissance de la température et des pressions partielles d'oxygène et de vapeur d'eau du système. Par ailleurs, la pression partielle de vapeur d'eau est le plus souvent voisine de la pression totale, elle-même très proche de la pression atmosphérique dans le cas d'un prévèvement à la surface d'un lac ou d'une coulée de lave. Température et pression partielle d'oxygène restent donc les paramètres clef pour la description de l'équilibre chimique dans un échantillon de gaz magmatiques. C'est pourquoi J.C. SABROUX, et P. ZETTWOOG (1976) ont proposé l'utilisation du diagramme d'Ellingham pour la représentation graphique de l'équilibre d'une phase gazeuse volcanique. Ce diagramme, classique en métallurgie, et auquel nous ont été adjointes deux échelles H₂S/SO₂ et CH₄/CO₂. permet de représenter (à température et pression partielle d'oxygène données) l'état d'équilibre d'un échantillon de gaz volcanique quelle que soit la composition atomique de l'échantillon, avantage que n'offre pas les représentations graphiques traditionnelles Pᵢ = f(P) ou Pᵢ = f(T). Sur le diagramme de la figure 4 sont reportés, en particulier, les résultats obtenus en juillet 1976 sur le volcan MERAPI, à la fois prélèvements de gaz (astérisques et tableau V) et mesures directes de la fugacité d'oxygène (parallélogramme).

Un tel diagramme permet de comparer directement l'état d'oxydation des gaz prélevés à l'état d'oxydation — mesuré (sur les laves) ou supposé — du magma où ils ont pris naissance : L'état remarquablement réduit des gaz éruptifs du MERAPI a conduit les auteurs à émettre l'hypothèse d'une diffusion préférentielle d'hydrogène depuis les racines du dôme actif du volcan vers le champ fumerollien de Woro-Gendol et à proposer la mesure régulière de la fugacité d'oxygène comme une des méthodes de surveillance géochimique de ce volcan.
DIAGRAMME D'ELLINCHAM
d'après M. OLETTE M. FRANCEY-MORET
(I.R.S.I.D.)

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Figure 4</figcaption></figure>

<table><caption>TABLEAU V</caption><thead><tr><th>Volcan</th><th>Date</th><th>Am-poule "vide"</th><th>Température °C</th><th>H<sub>2</sub>O%</th><th>CO<sub>2</sub>%</th><th>H<sub>2</sub>%</th><th>SO<sub>2</sub>%</th><th>H<sub>2</sub>%</th><th>CO%</th><th>CH<sub>4</sub>%</th><th>N<sub>2</sub>%</th><th>Air%</th></tr></thead><tbody><tr><td>MERAPI</td><td>15.07.77</td><td>14</td><td>680-710</td><td>94.4</td><td>83.3</td><td></td><td>1.1</td><td>5.8</td><td>6.7E-2</td><td>1.3E-3</td><td>9.7</td><td>13</td></tr><tr><td>MERAPI</td><td>15.07.77</td><td>113</td><td>680-710</td><td>95.5</td><td>87.3</td><td></td><td>2.9</td><td>8.8</td><td>7.8E-2</td><td>5.2E-4</td><td>0.8</td><td>15</td></tr><tr><td>MERAPI</td><td>16.07.77</td><td>11</td><td>710</td><td>91.5</td><td>77.7</td><td></td><td>2.1</td><td>8.4</td><td>8.2E-2</td><td>8.0E-4</td><td>11.6</td><td>6</td></tr><tr><td>MERAPI</td><td>16.07.77</td><td>N1</td><td>710</td><td>95.3</td><td>75.4</td><td></td><td>2.4</td><td>7.9</td><td>4.0</td><td>1.5E-3</td><td>10.1</td><td>4</td></tr><tr><td>MERAPI</td><td>24.07.77</td><td>18</td><td>878</td><td>89.4</td><td>62.1</td><td></td><td>2.1</td><td>14.5</td><td>1.3</td><td></td><td>19.8</td><td>31</td></tr><tr><td>MERAPI</td><td>24.07.77</td><td>19</td><td>870</td><td>94.0</td><td>66.8</td><td></td><td>7.9</td><td>19.2</td><td>5.68-1</td><td></td><td>5.6</td><td>4</td></tr><tr><td>KAWAH-IDJEN</td><td>19.07.77</td><td>A42</td><td>245</td><td>80.0</td><td>71.8</td><td>24.0</td><td>0.4</td><td>8.0E-3</td><td></td><td></td><td>3.3</td><td>53</td></tr><tr><td>GEDEH</td><td>31.07.77</td><td>12</td><td>146</td><td>94.2</td><td>68.7</td><td>18.7</td><td></td><td>.3</td><td></td><td>1.1E-4</td><td>12.8</td><td>26</td></tr></tbody></table>

### 3. CONSULTATIONS ET EXPERTISES

Une théorie de l'activité éruptive, si elle existait actuellement, pourrait suffire à assurer le succès de toutes les prévisions volcanologiques. Malheureusement, il apparaît avec évidence que l'on est encore bien loin de l'élaboration d'une telle théorie valable pour l'ensemble des volcans du monde, ou même pour un volcan particulier seulement (le KILAUEA à Hawaii par exemple). Il serait cependant faux de conclure à la vanité de toute prévision dans ce domaine.
Il convient en effet tout d'abord de noter que très peu d'éruptions volcaniques ayant débuté par un paroxysme, une prévision volcanologique se résume en général à un prénostic sur l'évolution d'une éruption *en cours* et non sur le réveil éruptif d'un volcan assoupi. Confronté à un problème de ce type et en l'absence de théorie de validité générale, le volcanologue sera toujours conduit à faire un choix intuitif entre un ensemble d'hypothèses successivement envisagées. Cette intuition demeure essentiellement le produit de l'expérience, mais elle doit aussi s'appuyer sur l'interprétation volcanologique du plus grand nombre possible de mesures significatives.

## Le cas de LA SOUFRIERE

L'analyse de la situation au 23 juillet 1976 (H. TAZIEFF : Rapport de la mission volcanologique au volcan de la soufrière) a conduit l'auteur à prôner le retour à l'activité normale de la zone située au pied sud de LA SOUFRIERE (mais non la zone sommitale) ceci afin d'abréger le plus possible l'évacuation volontaire de la population de Basse-Terre.

Cette analyse n'a pas été mise en défaut par le déroulement ultérieur des phénomènes éruptifs, et ce jusqu'à la cessation de l'activité phréatique en mars 1977.

En particulier, l'étude des quelques 200 analyses de gaz effectuées par la S.T.E.P.A.M. tout au long de la crise éruptive n'est pas venue contredire ce diagnostic initial.

Le tableau VI présente cinq échantillons *choisis* parmi les meilleurs récoltés tout au long de la crise et les compare à quelques analyses effectuées avant 1976 et au gaz des forages géothermiques de Bouillante ; il est clair qu'aucune des conclusions brièvement énumérées ci-dessous ne provient de ce seul tableau mais bien de l'ensemble des analyses.

<table><caption>TABLEAU VI</caption><thead><tr><th>Lieu de prélèvement</th><th>Date</th><th>N°</th><th>CO<sub>2</sub> %</th><th>H<sub>2</sub>S %</th><th>SO<sub>2</sub> %</th><th>H<sub>2</sub> %</th><th>CO %</th><th>CH<sub>4</sub> %</th><th>N<sub>2</sub> %</th><th>Ar %</th><th>He %</th></tr></thead><tbody><tr><td>Bouillante 80-2 (1)</td><td>10.11.70</td><td></td><td>94.9</td><td>1.0</td><td></td><td>0.5</td><td></td><td>0.5</td><td>3.0</td><td>0.1</td><td></td></tr><tr><td>Col de l'Echelle (2)</td><td>07.74</td><td>ε</td><td>92.3</td><td>7.1</td><td></td><td>0.6</td><td></td><td>9.2E-4</td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Col de l'Echelle (3)</td><td>75</td><td>G/1</td><td>96.1</td><td>2.7</td><td></td><td>0.2</td><td></td><td></td><td>1.0</td><td></td><td></td></tr><tr><td>Fracture de Juillet (4)</td><td>14.07.76</td><td>A64</td><td>58.4</td><td>34.9</td><td>6.5</td><td>0.2</td><td>0.03</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Fracture de Juillet (5)</td><td>28.07.76</td><td>86719</td><td>65.2</td><td>18.8</td><td>5.4</td><td>10.7</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Fracture de Juillet (6)</td><td>29.07.76</td><td>EP3</td><td>71.6</td><td>18.2</td><td>1.1</td><td>9.2</td><td></td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Cratère de Sud (7)</td><td>4.12.76</td><td>A-114</td><td>73.5</td><td>1.2</td><td>7.5</td><td>17.2</td><td>0.11</td><td></td><td></td><td></td><td></td></tr><tr><td>Fente du Nord (6)</td><td>22.02.77</td><td>AV1</td><td>94.7</td><td>4.1</td><td></td><td>1.5</td><td></td><td>1.2E-4</td><td></td><td></td><td></td></tr></tbody></table>

Ce tableau ne sert qu'à illustrer les modifications essentielles et très générales enregistrées par la phase gazeuse lors de la crise volcano-sismique de 1976-1977, à savoir :

- apparition d'anhydride sulfureux ;

- diminution du rapport C/S ;

- augmentation de la teneur relative en hydrogène ;

- apparition de monoxyde de carbone.

Il n'est peut-être pas inutile d'insister sur le fait que ces modifications ne proviennent pas uniquement d'une mauvaise conservation des échantillons dans le temps : elles traduisent bien une modification de l'émanation volcanique elle-même.

<footnote>(1) D'après M. CHAIGNEAU (analyse par spectrométrie de masse).</footnote>

<footnote>(2) Ampoule "KOH".</footnote>

<footnote>(3) Ampoule "vide".</footnote>

<footnote>(4) Ampoule "NcOH".</footnote>

<footnote>(5) Ampoule "vide".</footnote>

<footnote>(6) Sac "TEFLON" (analyse par chromatographie).</footnote>

<footnote>(7) Ampoule "vide" (température de prélèvement : 164°C).</footnote>

<footnote>(8) Ampoule "vide".</footnote>
Cette modification, a été interprétée comme une conséquence de l'ébullition, due à l'ouverture brutale de fractures dans le dôme de La Soufrière, de nappes d'eaux souterraines percolées par des gaz de même origine que ceux de Bouillante. Par contre, l'apparition de monoxyde de carbone, en quantité décelable dans un petit nombre d'échantillons, ne peut s'expliquer comme plus haut par une diminution du rapport gaz/vapeur : elle traduit une origine à plus haute température – métamorphique (T > 400°C), voire magmatique – d'une petite partie des gaz émis ; cependant, la présence quasi-constante d'hydrogène sulfuré dans les échantillons prélevés indiquait une origine hydrothermale très probable de la majeure partie des émissions gazeuses.

En résumé, l'étude détaillée de la phase gazeuse de La Soufrière a conduit aux conclusions suivantes concernant la circulation des fluides dans le volcan :

- une circulation hydrothermale dominante (T ≈ 230°C);

- une participation intermittente de fluides engendrés à plus haute température.

Une surveillance géochimique continue du volcan pouvait donc permettre de déceler, dans ce cas, toute modification quantitative de la participation relative de ces deux sources.

# ETUDE DE LA PHASE GAZEUSE – ETNA

Jean-Louis CHEMINEE
ENS ULM.

Hughes DELORME
Laboratoire de Géochimie des Isotopes Stables, Paris VII

## I – CHOIX DES SITES DE PRELEVEMENTS

Afin de pouvoir suivre la composition de la phase volatile nous avons soigneusement choisi des sites susceptibles de satisfaire aux critères suivants :

1) Localisation précise sur le terrain.

2) Débit maximum et températures élevées.

3) Minimum de contamination atmosphérique (risques d'oxydation).

4) Accès facile et minimum de risques d'éboulement.

Et cela, à deux endroits différents :

1) Le cratère Nord-Est, siège permanent d'éruption.

2) Le nouveau cratère près de Vulcarolo issu des éruptions de l'été 78.

## II – NATURE DES ETUDES ENVISAGEES

Plusieurs mesures ont été effectuées :

1) Mesures de températures chaque fois aux deux sites de prélèvements ainsi qu'aux deux autres sites sur le cratère de l'été 78.

2) Mesure de Radon à l'aide d'ampoules spéciales et comptage au refuge.

3) Prélèvements de sublimés afin d'en déterminer la composition chimique et la structure, et cela pour étudier le problème des transferts de métaux par la phase gazeuse, et le dépôt sélectif de chlorure ou de sulfates en fonction de la température et du degré d'oxydation des gaz.

4) Prélèvements de gaz avec des ampoules à vide et à déshydratants.
### III – METHODES ANALYTIQUES UTILISEES

Les ampoules à Radon, une fois comptées, sont passées au chromatographe en phase vapeur afin de déterminer la quantité d'air parasite donc à ramener la quantité de radon au gaz actif sec.

La chaîne de comptage est étalonnée à l'aide de Radium (opération en cours).

Les sublimés ont été analysés par diffraction des rayons X.

Un échantillon a été soumis à l'activation neutronique afin de voir si cette méthode apporte des résultats intéressants.

Des condensats ont aussi été prélevés et seront analysés en chimie aqueuse classique, ainsi que des condensats issus de l'attaque chimique de la canne en inox.

Pour ce qui est des gaz : analyse en CPV sur colonne de Porapak Q (CO₂, H₂S, H₂O, SO₂) et tamis moléculaire SA (H₂, O₂ + A₂, N₂, CO, CH₄).

HCl est piégé sur Ag₃PO₄ avant passage au CPV et mesuré selon la méthode de Chaigneau.

Puis, le CO₂, H₂O et CO seront extraits à la fin de la période d'analyse au CPV pour l'analyse isotopique.

Les compositions en ¹⁸O de CO₂ et H₂O conduisent à la détermination de la température d'équilibre au sein du réservoir.

Enfin, l'ampoule est lessivée afin d'entraîner le SO₃ et d'en déterminer la quantité contenue dans l'ampoule. Cette mesure jointe au rapport N₂/O₂ du gaz permettra de déterminer l'état d'oxydation du gaz. (Ces analyses ne seront faites que sur les ampoules à vide à cause du P₂O₅).

### IV – RESULTATS : TEMPERATURES

Les fluctuations de température dans les sites observés au nouveau cratère appellent les remarques suivantes :

- au cours du temps, nous avons observé au niveau du site 3 l'ouverture progressive d'une faille reliant les sites 3 et 1. Il en est résulté une augmentation de débit du site 3 et une diminution du site 1, d'où baisse la température (de 911°C à 843°C);

- les fluctuations faibles de température du site du Nord-Est ne sont pas suffisamment significatives (écart maximal de 20° autour de la température moyenne de 811°C);

- le site 4, non affecté par cette ouverture de faille ne voit pas son débit varier, la température fluctue autour d'une température moyenne de 874°C avec deux écarts maximum de 10°C, attribuables aux variations de la quantité d'air qui balayait cette fumerolle, ainsi que l'analyse des gaz l'indique.

### V – RESULTATS : RADON

Les mesures absolues n'ont pu être effectuées à l'heure actuelle, l'étalonnage du photomultiplicateur n'était pas terminé.

Cependant, des mesures d'activité relatives indiquent que pour le Nord-Est, la concentration diminue de moitié en 11 jours.

Par contre, aucune variation d'un ordre supérieur aux écarts statistiques ne peut être observée pour le cratère MAI 1978.
## VI - RESULTATS : SUBLIMES

Deux méthodes d'analyses ont été utilisées :

- activation neutronique pour la recherche de traces ;

- diffraction X pour la structure cristalline et les espèces majeures.

En analyse aqueuse, il est possible d'éterminer la quantité de chlorure Cl 5,15 % (sur échantillon de 1,029 g).

Pour ce qui est du Rb, il y a un enrichissement notable par rapport aux laves (de l'ordre de 30 à 40 ppm). Huntington (rapport sur l'Etna 1977) indique un enrichissement de l'ordre de 35. Cet échantillon est donc nettement plus enrichi que prévu.

Remarquons aussi que Huntington décrit un échantillon bleu-vert pâle (température 1046°C) mais constitué uniquement de halite et de sylvite (S 5,6 % ; Cl 45,9 % ; Na₂O 26,4 % ; K₂O 14,9 % ; CuO 1,1 % ; Zn 381 ppm ; aucune valeur de Rb). Richter et Moore citent un échantillon (SiO₂, Aphthitalite, Thénardite, Soufre) relativement semblable. A la Réunion, un échantillon d'Aphthitalite et de Thénardite à 0,94 % de CuSO₄ a également été trouvé.

Pour ce qui est des gaz en équilibre, notons tout de suite des concentrations élevées en HCl : jusqu'à 700 ppm dans l'ampoule, soit à peu près du % des gaz actifs. Notons également, l'absence de SO₂, oxydé en SO₂, alors qu'au niveau du cratère Nord-Est, l'HCl est absent mais par contre, il subsiste du SO₂ (pourcentage faible mais semblable aux analyses de Huntington).

## VII - RESULTATS : GAZ

### Ampoules à vide (18 analyses sur 21 prélèvements).

- Pression dans les ampoules (après condensation de l'eau vapeur).

- Nord-Est : 540 mm Hg.

- MAI : 566 mm Hg.

- Composition chimique moyenne au Nord-Est.

- CO₂ : 29 %

- SO₂ : 7 échantillons sur 11 ont une valeur moyenne de 0,3 %. 4 échantillons ne présentent aucune trace de SO₂.

- H₂S : aucune trace.

- H₂ : valeur moyenne : 0,6 %.

- H₂O : de 50 à 60 % selon les ampoules.

Le reste est constitué d'air, de CO et de CH₄ en cours d'analyse et de dépouillement.

- Composition chimique moyenne au cratère de l'été 1978.

Il y a malheureusement beaucoup d'air. Cependant, il ne subsiste aucune trace de SO₂ (oxydé en SO₃), d'où appauvrissement en O₂ de l'air balayant la fissure et excès de N₂ (rapport N₂/O₂ nettement supérieur à celui de l'air atmosphérique).

Malgré cet air, l'hydrogène reste de l'ordre de 0,5 %, et résulte sans doute de l'attaque de la canne par HCl (voir ampoule à P₂O₅).

### Ampoule à P₂O₅ (6 analyses sur 20 prélèvements)

- Pression dans les ampoules : 630 mm Hg en moyenne (les ampoules ont été ouvertes plusieurs fois de façon à avoir le maximum de gaz, une fois l'eau piégée) (pH₂O = 10⁻⁴ mm Hg en équilibre avec P₂O₅).
### - Composition chimique :

#### - sur les deux ampoules du Nord-Est

pas de SO₂ H₂ 0,3 et 0,2 %

pas d'HCl CO₂ 33 et 32,7 %

pas d'H₂S

#### - sur les quatre ampoules analysées :

Beaucoup d'air

2 ampoules contiennent du HCl : 700 ppm
300 ppm

Taux de H₂ semblable aux ampoules à vide.

Une ampoule contient du SO₂ (rapport C/S : 2,12).

A noter, la concordance de ces résultats avec les analyses de Huntington en 1974 (rapport à la Royal Society, 1975 et 1977).

<table><tr><td>H₂O</td><td>50.01</td><td>Eruption de 1974.</td></tr><tr><td>N₂</td><td>23.20</td><td>Température du gaz 1046°C.</td></tr><tr><td>Ar</td><td>0.46</td><td></td></tr><tr><td>CO₂</td><td>24.38</td><td></td></tr><tr><td>SO₂</td><td>0.01</td><td></td></tr></table>

En conclusion de ces premiers résultats, on peut déjà noter que la détermination des compositions chimiques de gaz et des sublimés confirment des études précédentes, posent de nouvelles questions quand aux mécanismes des éruptions, et suggèrent de nouveaux per-fectionnements tant au niveau de l'échantillonnage que de l'analyse.

### PUBLICATIONS DANS LA PERIODE CONSIDEREE

LE GUERN F., GIGGENBACH W., TAZIEFF H. (1975). - Equilibres chimiques des gaz éruptifs du volcan Erta'Ale (Ethiopie). C.R. Ser. D, 280, 2093-2095.

LE GUERN F., GIGGENBACH W., TAZIEFF H., ZETTWOOG P. (1975). - Etudes des fluctuations de la phase gazeuse à l'étang de lave de l'Erta'Ale (Ethiopie). C.R. Ser. D, 280, 1959-1962.

GIGGENBACH W., LE GUERN F. (1976). - The chemistry of magmatic gases from Erta'Ale, Ethiopia. *Geochim. Cosmochim. Acta*, 40, 25-30.

ALLARD P., LE GUERN F., SABROUX J.C. (1976). - Thermodynamic and isotopic studies in eruptive gases. *Geothermics*, 5, 37-40.

TAZIEFF H. (1976). - Prévisions volcanologiques. *La Recherche*, 73, 349-357.

LE GUERN F. (1976). - Measurements of the thermal energy radiated from volcanoes to the atmosphere (abstract). EOS, Trans., *Am. Geophys. Union*, 57, 659.

LE GUERN F. (1976). - Volcanic gas contribution to the atmosphere (abstract). EOS, Trans., *Am. Geophys. Union*, 57, 677.

LAMBERT G., BRISTEAU P., POLIAN G. (1976). - Emission and enrichments of radon daugters from Etna Volcano magma. *Geophys. Res. Lett.*, 3, 724-726.

CLOCCHIATTI R., DESNOYERS C., SABROUX J.C., TAZIEFF H., WILHELM S. (1976). - Relations entre les anor- thoses de l'Erebus et leurs inclusions vitreuses. *Bull. Soc. fr. Minéral. Cristalogr.*, 99, 98-110.

HAULET R., ZETTWOOG P., SABROUX J.C. (1977). - Sulfur dioxide discharge from Mount Etna. *Nature*, 268, 715-717.

TAZIEFF H. (1977). - La Soufrière : volcanology and forecasting. *Nature*, 269, 96-97.

LE GUERN F., TAZIEFF H., VAVASSEUR C., CARBONNELLE J. (1977). - Heat and gas transfer from the Niragongo lava lake (abstract). EOS, Trans., *Am. Geophys. Union*, 58, 920.

FAIVRE-PIERRET R., GANTES M., GARREC J.P. (1977). - Fluorine and chlorine in the Etna plume and the resultant on surrounding vegetation (abstract). EOS, Trans., *Am. Geophys. Union*, 58, 920.
LE GUERN F., CARBONNELLE J. (1977). - Carbon and sulfur contribution of two lava lakes to the atmosphere (abstract). EOS, Trans., Am. Geophys. Union, 58, 921.

D'AMORE F., SABROUX J.C. (1976-1977). - Signification de la présence de radon-222 dans les fluides géothermiques. *Bull. Volcanol.*, **40**, 106-115.

GARREC J.P., LOUNOWSKI A., PLEBIN R. (1977). - The influence of volcanic fluoride emissions on the surrounding vegetation. *Fluoride, 10*, 152-156.

PARTICIPATION A DES CONGRES

D'AMORE F., FERRARA G.C., NUTI S., SABROUX J.C. - Variations in radon-222 content and its implications in a geo-thermal field. *International Congress on Thermal Waters, Geothermal Energy and Vulcanism of the Mediterranean Area*, Athens, October 1976.

LE GUERN F. - Geochemistry of volcanic gases applied to the volcano surveillance. *Informal Meeting on Volcanic Gases*, Naples, June 1977.

LE GUERN F. - Hazard to human's and animal's health from toxic products of volcanic activity (Soufrière of Guadeloupe : 1976-1977 eruption). *UNESCO Workshop on Volcanic Hazards*, Durham, August 1977.

BUAT-MENARD P., ARNOLD P. - Heavy metal chemistry and atmospheric emissions of aerosols from Etnavolcano. *International Conference on Atmospheric Aerosols, Condensation and Ice Nuclei*, Galway, September 1977.

ZETTWOOG P., HAULET R. - Experimental results on the SO₂ transfer in the mediterranean obtained with remote sensing devices. *International Symposium on Sulfur in the Atmosphere*, Dubrovnik, September 1977.

LE GUERN F. - Volcanic gases and volcanic hazard : disturbance on the environnement. *Informal Meeting on Volcanic Gases*, Naples, June 1977.

D'AMORE F., SABROUX J.C. - Determination of the volume of steam reservoirs by radon-222 measurements in geothermal fluids. *IASPEI/IA VCEI Joint General Assemblies*, Durham, August 1977.

SABROUX J.C. - Thermodynamix Equilibria in Volcanic Gases. *IASPEI/IA VCEI Joint General Assemblies*, Durham, August 1977.
# V - CROUTE OCEANIQUE ANCIENNE ET RECENTE

Thierry JUTEAU

Université de Strasbourg

Plusieurs équipes en France travaillent sur le volcanisme sous-marin et roches associées. Les unes étudient les associations magmatiques anté-orogéniques "hercynotypes" à spiliteskératophyres ; les autres étudient les complexes ophiolitiques, écailles de paléocroûtes océaniques et de manteau supérieur incorporées aux orogènes ; d'autres enfin étudient la croûte des océans actuels.

## OPHIOLITES

Les travaux sur la pétrologie des ophiolites sont menés essentiellement par deux équipes, l'une à Nancy avec une dizaine de chercheurs (dirigée par le Prof. G. ROCCI) ; l'autre à Strasbourg avec 6 chercheurs (dirigée par moi-même), plus un certain nombre de chercheurs isolés, dont certains ont appartenu à la "R.C.P. Roches Vertes Mésogéennes" (1969-1975) dirigée par le Prof. ROCCI.

### 1 - Travaux de l'équipe de Nancy

Les études de l'équipe de Nancy se sont focalisées d'une part sur un certain nombre de massifs ophiolitiques non métamorphiques du Moyen-Orient (Chypre, Grèce, Iran), d'autre part sur les ophiolites métamorphiques des Alpes occidentales et de la Corse :

- à Chypre, l'équipe de Nancy travaille depuis de nombreuses années sur les ophiolites du Troodos, les formations de Mamonia et la chaîne de Kyrenia. Les formations volcaniques et sédimentaires du Trias supérieur ont été longuement étudiées par Melle LAPIERRE dans sa thèse d'Etat (1972) ; la chaîne de Kyrenia fait l'objet de la thèse de M. BAROZ, qui sera soutenue dans quelques mois. Au cours des trois dernières années, les efforts de l'équipe se sont focalisées sur les laves sous-marines et le complexe filonien du Troodos. M. DESMET a soutenu récemment une brillante thèse de 3ème cycle consacrée à la pétrologie des pillow-lavas du Troodos, dans laquelle il démontre l'unicité de la série, et réfute la coupure génétique habituellement faite entre les "lower pillows" et les "upper-pillows". Quant au complexe filonien, il est actuellement décortiqué par toute une équipe (DESMET, GAGNY, LAPIERRE, PARROT, ROCCI), en collaboration avec l'Institut de Minéralogie de Genève (M. DELALOYE) pour les datations absolues par la méthode K/Ar. Quatre générations de dykes ont déjà été mis en évidence, dont l'évolution chimico-minéralogique reflète celle des pillow-lavas susjacent.

Les publications concernant Chypre sont les suivantes (1975-1978) :

- BAROZ F., DESMET A. et LAPIERRE H. (1976a). - Les traits dominants de la géologie de Chypre. *Bulletin de la Société géologique de France*, 7, T XVIII, n° 2, 419-427.

- DESMET A. (1976b). - Evidence of co-genesis of the Troodos Lavas, Cyprus. *Geological Magazine*, 113 (2), 165-168.

- BAROZ F., DESMET A. et LAPIERRE H. (1976d). - Eastern Mediterranean ophiolites present along the north of the arabian plate could have been formed in a marginal basin. *25th International Geological Congress Sydney, Australia*, 16-25 August.