<figure><img src="image_40.png" /></figure>

**Fig. 5** : Volumes cumulés de liquide basaltique, érupté et non-érupté, ayant alimenté le flux de soufre à l'Etna en 1975-1995. Les deux courbes pour le volume total dégazé prennent en compte une fraction massique de soufre variant entre 0,15 et 0,3 % lors des dégazages intrusifs (Allard, 1997).

travers du liquide à partir d'une certaine profondeur (système à conduits ouverts).

Pour une fraction massique de soufre émise variant de 0.15 % (hawaiites, cas 1) à 0.3 % (basaltes alcalins, cas 2), le volume cumulé de basalte liquide dégazé à l'Etna dans la période 1975-1995 totalise entre 2.5 et 4.3 km³ (Figure 5), impliquant un taux de dégazage moyen de 0.12 à 0.21 km³/an. Seulement 0.64 km³ de ce liquide, finalement cristallisé à 30-40 %, ont fait éruption, le complément (1.9-3.7 km³) étant resté souterrain.

Ces volumes de magma dégazé intrusivement sont trop considérables pour pouvoir être stockés dans un réservoir magmatique superficiel - absent ou très restreint à l'Etna. Par ailleurs, leur simple accrétion à l'évidence sous forme de dykes impliquerait un taux de croissance excessif de l'appareil volcanique. Il est donc vraisemblable qu'une proportion importante du magma dégazé, dont la densité augmente en raison du dégazage de l'eau (de ~80 à 90 kg/m³ à 1 100°C par rapport au même basalte avant dégazage), soit recyclée par convection gravitationnelle dans le système d'alimentation sub-volcanique. Ce processus, favorisant un transfert thermique et gazeux permanent, est compatible avec les données géochimiques et minéralogiques sur les laves de l'Etna. Ultérieurement, le magma dégazé et recyclé pourrait être stocké dans le substratum sédimentaire du volcan, sous forme de corps grenus et/ou cumulatifs (Allard, 1997). De fait, un vaste complexe plutonique a été mis en évidence sous l'Etna par tomographie sismique (Hirn et al., 1997), dont la dimension (environ 10 km de large par 10 km d'extension verticale) dépasse d'un facteur 2 à 3 le volume total de l'appareil volcanique lui-même (~300 km³). En d'autres termes, l'édification de l'Etna s'est accompagnée de la mise en place intrusive de magma dans la croûte sous-jacente, dans une proportion

qui est proche du rapport minimal magma intrusif/magma extrusif déduit des émissions actuelles de soufre (Allard, 1997).

## 2.3 Stromboli (Iles Eoliennes)

Stromboli est le volcan le plus actif de l'arc Eolien, caractérisé depuis 2 000 ans au moins par des jets de lave récurrents (5-6 événements par heure en moyenne) et des coulées intermittentes (1-2 par décade). La quantité totale de lave produite lors des explosions sommitales (15 à 150 m³/j) et des éruptions effusives (~165 m³/j moyennés sur 100 ans) est extrêmement faible. Les mesures COS-PEC, principalement aéroportées depuis 1980, effectuées sur le panache indiquent un flux moyen de SO₂ de 350 ± 50 tonnes/jour, avec des variations notables en fonction de l'activité (Figure 6). Ces mesures, couplées à des analyses in situ du panache, ont montré que a) l'essentiel du flux gazeux est dû au dégazage calme entre les explosions et b) Stromboli se comporte comme un lac de lave, en émettant environ 10 fois plus de gaz que de lave en masse (Allard et al., 1994a).

Les inclusions vitreuses des minéraux (olivine Fo₇₄, augite, plagioclase) des laves actuelles révèlent la présence d'un magma shoshonitique fortement cristallisé et partiellement dégazé (S 1000 à <100 ppm, Cl 2030 à 1 170 ppm, H₂O probablement < 1%), qui est stocké dans les conduits superficiels (Allard et al., 1994a).

L'étude statistique des inclusions des olivines (Fo₈₃-₈₄) des produits shoshonitiques anciens (Vancori) révèle l'existence de magmas moins différenciés (MgO ~5-6 %), caractérisés par des teneurs en S et Cl de 1 660 ppm (± 160) et 1 770 ppm (± 40) respectivement - soit un rapport Cl/S proche de l'unité - et un rapport SO₄²⁻/S₃₀₄ total de 0.55 (Métrich et al., 1999). Ces magmas sont également riches en H₂O (2.9 ± 0.3 % ; Richard, 1998). On constate

<figure><img src="image_41.png" /></figure>

**Fig. 6** : Variations temporelles et valeur moyenne du flux de SO₂ mesuré dans le panche de Stromboli entre 1975 et 1997. Le nombre de mesures, l'écart-type et les procédures expérimentales utilisés sont indiqués (Allard et al., 1998a).
te enfin que des teneurs encore plus élevées en S (2 400-2 700 ppm) et Cl (1 790-2 190 ppm) distinguent les liquides les plus primaires piégés sous forme d'inclusions par les olivines (Fo$_{89-90}$). Dans ces liquides le soufre est majoritairement dissous sous forme SO$_4$²⁻ (~0.7 ; Métrich et Clocchiatti, 1996).

La persistance millénaire de l'activité éruptive de Stromboli, et le dégazage très excédentaire par rapport à la faible quantité de magma émise, impliquent une allimentation continue en gaz à partir d'un réservoir plus profond que le système de conduits superficiels (200 à 400 m) qui contrôle les explosions. L'abondance du soufre dans les liquides les moins différenciés peut donc être utilisée pour évaluer le volume minimal de magma qui alimente le flux de SO$_2$. Pour une teneur initiale de 2 500 ppm S et une densité de 2,6 t/m$^3$ pour le magma, on aboutit au dégazage moyen de 0.01 km$^3$/an de liquide basaltique (Allard et al., 1998a). C'est un ordre de grandeur inférieur au taux de dégazage déterminé à l'Etna, mais c'est supérieur d'un facteur 150 au taux moyen d'extrusion à Stromboli. Au même taux, 20 km$^3$ de basalte liquide pourraient avoir dégazé depuis 2 000 ans sans faire éruption. Encore plus qu'à l'Etna, ces résultats démontrent l'importance des processus de dégazage intrusif des magmas, au moins pour les volcans basaltiques. Ils soulèvent des questions non résolues sur la géomètrie et la dynamique du système d'alimentation de Stromboli et, plus généralement, sur les mécanismes de dégazage différentiel des magmas.

### 3. INFLUENCE DU DÉGAZAGE DE L'EAU SUR LES ÉQUILIBRES DE PHASES

Dans le cas des basaltes de l'Etna, les concentrations en H$_2$O ≥ 2 % déduites des inclusions vitreuses sont proches des valeurs données pour les basaltes d'arc et d'arrière arc. En ce sens, l'Etna diffère d'un volcan basaltique intra-plaque comme le Piton de la Fournaise. On sait que l'eau influence fortement les propriétés des liquides silicatés et les équilibres de phases. A faible pression l'eau devient le constituant majeur de la phase volatile. L'influence de l'eau sur les équilibres de phases a été étudiée expérimentalement en autoclaves (type TZM), entre 1 135 et 1 009°C et pour PH$_2$O = P$_{totale}$ variant de 80 à 27 MPa, en utilisant comme matériel de départ un échantillon de basalte représentatif des magmas récents les plus primitifs de l'Etna.

L'ensemble des expériences permet de proposer un modèle de cristallisation contrôlée par la décompression et la démixion de l'eau sous forme vapeur, lors de mise en place du basalte à faible profondeur. On constate d'abord que l'addition d'eau élargit le champ de stabilité de l'olivine au dépend des structures très polymérisées comme le plagioclase. Ensuite, un magma basaltique contenant 2,5 % d'H$_2$O à 1 100°C aura peu ou pas cristallisé avant d'avoir atteint le seuil de saturation en eau.

<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>Fig. 7 : Variations temporelles et valeur moyenne du flux de SO$_2$ mesuré dans le panche de Stromboli entre 1975 et 1997. Le nombre de mesures, l'écart-type et les procédures expérimentales utilisés sont indiqués (Allard et al., 1998a).</figcaption></figure>

Pour P$_{H2O}$ = 80 MPa, l'olivine est au liquidus à 1 135°C, le pyroxène apparaît à 1 075°C, le plagioclase à 1 025°C et, à 1009 °C, seulement 33,5 % du liquide ont cristallisé (Figure 7). Pour P$_{H2O}$ = 27 MPa et T = 1 070°C, les charges expérimentales sont très cristallisées avec environ 51 % de cristaux d'olivine, pyroxène, plagioclase (Figure 7).

Ce modèle s'applique aux magmas stockés à faible profondeur, dans de petits réservoirs fonctionnant en système ouvert.

### CONCLUSIONS

L'exemple de ces trois volcans actifs, Piton de la Fournaise, Etna et Stromboli, illustre l'intérêt de l'étude combinée des inclusions vitreuses piégées par les minéraux des laves et des flux gazeux mesurés dans les panaches volcaniques pour mieux comprendre et modéliser le comportement de la phase volatile magmatique (H$_2$O, CO$_2$, SO$_2$, HCl, HF). Dans le cas de l'Etna et du Stromboli, les mesures de flux gazeux en périodes éruptives et non-éruptives, comparées aux données fournies par les inclusions vitreuses, démontrent la prépondérance d'un dégazage intrusif, impliquant l'apport puis le recyclage convectif de magma non extrudé.

Au Piton de la Fournaise, les inclusions vitreuses et fluides piégées par les olivines (Fo$_{82}$ à Fo$_{87}$) attestent de l'existence d'une phase fluide magmatique riche en CO$_2$ (+ H$_2$O, S, FeS$_2$) pour des P$_{(CO2+H2O)}$ variant de quelques MPa à 500 MPa ou plus. L'absence de dégazage en surface dans les périodes non éruptives peut être reliée à la fois à la grande profondeur de stockage magmatique sous ce volcan et à l'absorption de la phase gazeuse (CO$_2$ + H$_2$O) dans les aquifères de l'édifice.

Enfin, que ce soit à l'Etna ou Stromboli, on montre que l'évolution du dégazage de H$_2$O exerce un contrôle déterminant sur la cristallisation et les propriétés rhéolo-
giques des magmas stockés à faible profondeur. L'un des apports importants et récents de l'étude des inclusions est la mise en évidence de la variabilité des teneurs en eau des magmas basaltiques, dans différents contextes géodynamiques, et donc celui d'un regard nouveau sur la différentiation et le transfert de ces magmas.

## REMERCIEMENTS

Ces travaux ont été réalisés dans le cadre du programme INSU-DBT92 et des contrats européens EV5V-CT92-0177/0189, ENV4-CT96-0259/0288.

## RÉFÉRENCES

* Albarède, F., B. Luais, G. Fitton, M.P. Semet, E. Kaminski, B.G.J. Upton, P. Bachlery P. et J.L. Cheminée, The geochemical regims of Piton de la Fournaise volcano (Reunion) during the last 530,000 years. J. Petrol., 38: 171-201, 1997.

* Allard, P., Composition isotopique et origine de l'eau, du carbone et du soufre dans les gaz volcaniques : zones de rift, zones de subduction et marges continentales. Thèse d'Etat, Univ. Paris 7, 340 pp., 1986.

* Allard, P., Endogenous magma degassing and storage at Mount Etna. Geophys. Res. Lett. 24, 17, 2219-2222, 1997.

* Allard, P., Magma-derived CO₂ budget of Mount Etna. AGU Fall Meeting, In Situ Carbon dioxide Measurements at High Flux Localities, San Francisco, V71C-03, 1998.

* Allard, P., J. Carbonnelle, N. Métrich, H. Loyer et P. Zettwoog, Sulphur output and magma degassing budget of Stromboli volcano. Nature, 368, 326-330, 1994a.

* Allard, P., A. Aiuppa, H. Loyer et N. Métrich, Volatile plume fluxes and magma degassing budget of Stromboli volcano: overall implications. CNR-GNV Stromboli Workshop, Italie, 7-9 Avril 1998a.

* Allard, P., N. Bruno, T. Caltabiano, M.F. Grasso, N. Lefol, H. Loyer, R. Pinte, M. Porto et R. Romano, Etna's crater plume emissions during June 93-March 94 post-eruptive activity: volatile fluxes and magma degassing rate. Intern. Workshop on European Laboratory Volcanoes, Aci Castello, Italy, 68-75, 1994b (extended abstract).

* Allard, P., J. Carbonnelle, D. Djajevic, J. Le Bronec, P. Morel, J.M. Maurenas, M.C. Robe, R. Faivre-Pierret, J.C. Sabroux et P. Zettwoog, Eruptive and diffuse emissions of carbon dioxide from Etna volcano. Nature 351, 387-391, 1991.

* Allard, P., P. Jean-Baptiste, W. D'alessandro, F. Parello, B. Parisi et C. Flehoc, Mantle-derived helium and carbon in groundwaters and gases of Mount Etna, Italy, Earth Planet. Sci. Lett. 148, pp. 501-516, 1997.

* Allard, P., A. Aiuppa et H. Loyer, Airborne determinations of gas and trace-metal fluxes in volcanic plumes of Mt. Etna and Stromboli. MVRRS CEC contract, Second-term Progress Report, 61-78, 1998b.

* Anderson, A.T., Some basaltic and andesitic gases. Rev Geophys Space Phys., 13, 37-55, 1975.

* Andres, R.J., P.R. Kyle et R.L. Chuan, Sulphur dioxide, particle and elemental emissions from Mt Etna, Italy, during July 1987. Geol. Rundsch. 82, 687-695, 1993.

* Armienti, P., R. Clocchiatti, M. D'Orazio, F. Innocenti, R. Petrini, M. Pompilio, S. Tonarini et L.Villari, The long-standing 1991-1993 Mount Etna eruption: petrography and geochemistry of lavas. Acta Vulcanol. 4, 15-28, 1994.

* Bachlery, P., Le Piton de Fournaise (île de la Réunion). Etude Volcanologique, structurale et pétrologique. Thèse Clermont-Ferrand, 215 pp., 1981.

* Bureau, H., F. Pineau, N. Métrich, M. Semet et M. Javoy, A melt and fluid inclusion study of the gas phase at Piton de la Fournaise volcano (Reunion Island), Chem. Geol. 147, 115-130, 1998a.

* Bureau, H., N. Métrich, F. Pineau et M. Semet, Magma-conduit interaction at Piton de la Fournaise volcano (Reunion Island). J. Volcanol. Geotherm. Res. 84, 39-60, 1998b.

* Bureau, H., N. Métrich, M. Semet et T. Staudacher, Magma migration through a shield volcano. The 1998 eruption of Piton de la Fournaise, Reunion island. (en préparation)

* Caltabiano, T., R. Romano et G. Budetta, SO₂ flux measurements at Mount Etna, Sicily, J. Geophys. Res., 99, D6, 12809-12819, 1994.

* Caltabiano, T. et R. Romano, Messa a punto di metodologie di misura con apparecchiatura COSPEC del flusso di SO₂ dall'Etna e dal cratere della fossa di Vulcano (Eolie). Boll. Gruppo Naz. Vulcanol. 4, 133-145, 1988.

* Carroll, M.R. et J.D. Webster, Solubilities of sulfur, noble gases, nitrogen, chlorine, and fluorine in magmas. In: Carroll MR and Holloway JR (eds) Volatiles in magmas. Reviews in Mineralogy, Washington D.C. 30: 231-279, 1994.

* Clocchiatti, R., P. Schiano, L. Ottolini et P. Botazzi, Earlier alkaline and transitional magmatic pulsation of Mt Etna volcano. Earth Planet. Sci. Lett. 163, 399-407, 1998.

* Condomines, M., J.C. Tanguy et V. Michaud, Magma dynamics at Mt Etna: constraints from U-Th-Ra-Pb radioactive disequilibria and Sr isotopes in historical lavas. Earth Planet. Sci. Lett. 132, 25-41, 1995.

* D'Alessandro, W., S. Giammanco, F. Parello, M. Valenza et P. Allard, Magmatic gas leakages at Mount Etna: relationships with the volcano-tectonic structures, the hydrological system and the eruptive activity. J. Geophys. Res. (soumis), 1998.

* Edner, H., P. Ragnarson, S. Svanberg, E Wallinder, R. Ferrara, R. Cioni, B. Raco et G. Taddeucci, Total fluxes of sulfur dioxide from the Italian volcanoes Etna, Stromboli and Vulcano measured by differential absorption lidar and passive differential optical absorption spectroscopy. J. Geophys. Res. 99, 18827-18838, 1994.

* Faivre-Pierret, R., D. Martin et J.C. Sabroux, Contribution des sondes aérologiques motorisées à l'étude de la physico-chimie des panaches volcaniques. Bull. Volcanol. 43, 3, 473-485, 1980

* Francis, P., M.R. Burton et C. Oppenheimer, Remote measurements of volcanic gas compositions by solar occultation spectroscopy. Nature 396, 567-570, 1998.
Gauthier, P-J et M.F Le Cloarec, Variability of alkali and heavy metal fluxes released by Mt Etna volcano between 1991 and 1995. J. Volcan. Geotherm. Res. 81, 311-326, 1998.

Gioncada, A., R. Clocchiatti, Sbrana S., P. Botazzi, D. Massare et L. Ottolini, A study of melt inclusions at Vulcano (Aeolian islands, Italy): insights on the primitive magmas and the feeding system. Bull.Volcanol. 60, 286-306, 1998.

Hirn, A., R. Nicolich, J. Gallart, M. Laigle, L. Cernobori et ETNASEIS group, Roots of Etna volcano in faults of great earthquakes. Earth Plan. Sci. Lett., 148, 171-191, 1997.

Keppler, H., Distribution of sulfur between silicate melts and aqueous fluid. Terra Nova 10 EMPG, abstract supplement 1, Orléans, p 29, 1998.

Jaupart, C., Gas loss from magmas through conduit walls during eruption. In Gilbert, J.S. and Sparks, R.S.J. (eds) The Physics of Explosive Volcanic Eruptions. Geological Society, London, Special Publication, 145, 73-90, 1998.

Marianelli, P., N. Métrich, R. Santacroce, and A. Sbrana, Mafic magma batches at Vesuvius: a melt inclusion approach to the modalities of feeding stratovolcanoes. Contrib. Mineral. Petrol., 120, 159-169, 1995.

Marianelli, P., N. Métrich et A. Sbrana, Shallow and deep reservoirs involved in magma supply of the 1944 eruption of Vesuvius. Bull. Volcanol. sous presse, 1999.

Métrich, N. and R. Clocchiatti, Sulfur abundance and its speciation in oxidized alkaline melts. Geochim. Cosmochim. Acta, 60, 4151-4160, 1996.

Métrich, N. et M. J. Rutherford, Low pressure crystallization paths of H₂O-saturated basaltic-hawaiitic melts from Mt Etna. Implications for open-system degassing of basaltic volcanoes. Geochim. Cosmochim. Acta, 62, 1195-1205, 1998.

Métrich, N., P. Schiano, R. Clocchiatti et R.C. Maury, Transfer of sulfur in subduction settings: The example of Batan Island (Luzon arc, Philippines). Earth Planet. Sci. Letters 167, 1-14, 1999.

Pennisi, M. et M.F. Le Cloarec, Variations of Cl, F and S in Mount Etna's plume, Italy, between 1992 and 1995, J. Geophys. Res. 103, 5061-5066, 1998

Richard, V., Variabilité des rapports CO₂/H₂O dans les magmas abordée par l'étude des inclusions vitreuses. Rapport DEA Géochimie, Univ. Paris 7, 30 pp, 1998

Scaillet, B., Clémente B., Evans B.W. et M. Pichavant, Redox control of sulfur degassing in silicic magmas. J. Geophys. Res. 103, 23937-23949, 1998.

Semet, M. et J.L. Joron, Magma chamber(s) or none under Piton de la Fournaise. XX General Assembly of IUGG, (abstr.) p 43, 1991.

Staudacher, Th., P. Bachèlery, M. Semet et J.L. Cheminée, Piton de la Fournaise, Geophysical portrayal of the Mars fissure eruptions, Bulletin of the Global Volcanism Network 23, N° 3, mars 1998.

Stoiber, R., S.N. Williams et B. Huebert, Annual contribution of sulfur dioxide to the atmosphere by volcanoes. J. Volcan. Geotherm. Res., 33, 1-8, 1987.

Tanguy, J.C., M. Condomines et G. Kieffer, Evolution of the Mt Etna magma: constrains on the present feeding system and erup- tive mechanism. J. Volcanol. Geotherm. Res. 75, 221-250, 1997.

Upton, B.G.J. et W. J. Wadsworth, The basalts of Réunion island, Indian Ocean. Bull. Volcanol. 29, 7-22, 1966.
PLINIAN AND DOME ERUPTIONS IN THE RECENT ACTIVITY OF MONT PELÉE, MARTINIQUE.

G. BOUDON<fnref n="1" />, B. VILLEMANT<fnref n="2" />, J.-C. KOMOROWSKI<fnref n="1" />,<fnref n="3" />,<fnref n="4" />

ABSTRACT

The eruptive activity at Mt Pelée since 14 ky, is characterised by explosive eruptions which are classified in 3 main types: the phreatic activity which occurs as isolated eruptions and systematically precede magmatic eruptions; the plinian eruptions and the dome forming eruptions. Among the 28 recorded magmatic eruptions during this period, 10 are plinian type and 18 have produced domes, the last ones being the 1902-1904 and 1929-1932 eruptions. The 1902 eruption characterizes the peléean type with the emission of peléean "nuées ardentes". The 650 y B.P. eruption (P1 eruption) is a key eruption because it is characterized by the succession of the 3 eruptive styles in a short interval of time, with the unusual succession of a dome-forming and a plinian eruption. The magmatic eruptions at Mt Pelée since 14 ky involve magmas with the same initial chemical and mineralogical compositions. In particular, they have high and very similar volatile contents (essentially H2O ~5-6%) which are responsible from the high explosivity of the eruptions. Thus, the evolution of the magma degassing and the corresponding eruption style (plinian or pelean type) do not depend on pre-eruptive conditions but on the physical and chemical conditions prevailing in the magma conduit during its ascent to the surface. The permeability of the conduit walls is one of the main factors because it controls the gas escape from the ascending magma column and it favors the interactions of this magma with surroundings and especially the hydrothermal systems which are highly developed in such edifices.

1. INTRODUCTION

La Montagne Pelée, située dans la partie nord de l'île
de la Martinique, dans l'arc des Petites Antilles, est un
volcan malheureusement célèbre, l'éruption de 1902
ayant fait 30000 victimes. Il a, ainsi, le triste privilège
d'être le premier sur la liste des volcans les plus meur-
triers dans le monde suite à un événement directement
éruptif. C'est aussi l'un des volcans les plus actifs de
l'arc qui a connu au cours de ce siècle 2 éruptions mag-
matiques : en 1902-1904 et en 1929-1932. Depuis plus de
65 ans il est en repos mais peut à tout moment se réacti-
ver. Il est l'objet d'une surveillance permanente par l'un
des Observatoires Volcanologiques de l'Institut de

Physique du Globe de Paris. De nombreuses études ont permis d'établir son histoire qui se décompose en trois phases principales (Boudon, 1993). La dernière (14 000 ans à l'actuel) est plus particulièrement étudiée pour bien comprendre son fonctionnement et définir le risque volcanique et les divers scénarios éruptifs possibles en cas de reprise de l'activité. De nombreux travaux ont été réalisés sur les éruptions récentes, tant sur le plan de la reconstitution géologique (Westercamp et Traineau, 1983a, b) que sur celui du dynamisme éruptif (Bardintzeff et al., 1989 ; Boudon et Lajoie, 1989 ; Bourdier et al., 1989 ; Charland et al., 1989 ; Bourgaud et al., 1989 ; Traineau et al., 1989 ; Boudon et al., 1990). Plus récemment, de nouvelles études ont été entreprises dans le cadre d'un programme PNRN (Programme national sur les risques naturels - INSU) pour déterminer les paramètres physico-chimiques qui contrôlent la dynamique éruptive (Martel, 1996 ; Villemant et al., 1996 ; Boudon et Villemant, 1997 ; Martel et al., 1997 ; Villemant et Boudon, 1998a, 1998b, 1999). Nous présen-
tons ici une synthèse d'une partie des différents travaux réalisés sur ce sujet au cours des dernières années.

2. L'ACTIVITÉ VOLCANIQUE AU COURS DES 14 000 DERNIÈRES ANNÉES

La Montagne Pelée s'est édifiée au cours de trois phases principales. Une première (appelée paléo-pelée) a vu l'édification d'un volcan primitif dont la géométrie était proche de la géométrie actuelle. Les deux suivantes regroupées sous la dénomination de néo-pelée, ont été séparées de la première par une longue période d'inactivité et d'érosion qui a vu le creusement de vallées radiales profondes dans lesquelles se sont canalisés les produits des deuxième et troisième phases. La deuxième phase, dite Saint-Vincent, se caractérise par une activité à cheminée ouverte de type plinien ayant émis d'importantes coulées de scories de composition andésitique basique. Un événement important au cours de cette phase a été la déstabilisation du flanc sud-ouest de l'édifice, produisant une structure en fer à cheval de 6,5 x 3 km (Vincent et al., 1989). C'est à l'intérieur de cette structure que s'est édifié le nouveau cône de la Montagne Pelée.

Au cours de la dernière phase qui a débuté aux environ
de 14 000 ans et se poursuit encore actuellement,
l'activité éruptive reconnue à partir des dépôts des érup-
tions passées se limite à trois grands types éruptifs : les
éruptions phréatiques, les éruptions magmatiques à mise
en place de dômes et les éruptions magmatiques de type
plinien. 28 éruptions magmatiques ont été recensées sur

<footnote n="1">¹Laboratoire des Géomatériaux, ESA 7046 du CNRS, Institut de Physique du Globe de Paris, boîte 89, 4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 05</footnote>

<footnote n="2">²Laboratoire de Géochimie Comparée et Systématique, UMR 7579 du CNRS, Université Pierre et Marie Curie, 4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 05</footnote>

<footnote n="3">³Observatoire Volcanologique de la Soufrière, IPGP, Le Houelmont, 97113 Gourbeyre, Guadeloupe</footnote>

<footnote n="4">⁴Département de Volcanologie, Institut de Physique du Globe de Paris</footnote>
la base de l'étude des dépôts et de nombreuses datations par la méthode ¹⁴C sur bois carbonisés (Westercamp et Traineau, 1983a, 1983b, et datations non publiées).

* Les éruptions phréatiques sont fréquentes à la Montagne Pelée, le système hydrothermal et les nappes phréatiques étant particulièrement développés. Elles résultent du réchauffement puis de la vaporisation et de la détente brutale des nappes phréatiques superficielles, sans qu'une arrivée de magma en surface ne se produise. Elles provoquent des explosions verticales plus ou moins violentes dont les retombées grossières affectent la zone sommitale et les retombées les plus fines, entraînées par les vents dominants est-ouest, recouvrent le flanc ouest du volcan sur des épaisseurs centimétriques à décimétriques. Leurs dépôts peu épais disparaissent s'ils ne sont pas recouverts rapidement par d'autres dépôts. Elles peuvent se produire seules, mais précédent systématiquement les éruptions magmatiques. Au cours de la courte période historique, (période pour laquelle il existe des témoignages écrits suite à l'implantation des Européens dans les Antilles, à la Martinique, en 1634), sur quatre éruptions observées, les deux premières ont été phréatiques (1792 et 1851, Lacroix, 1904) et les deux dernières éruptions (1902 et 1929) magmatiques, mais précédées d'une intense activité explosive phréatique. Leurs dépôts cumulés, observables sur le flanc ouest du volcan, peuvent atteindre plus d'un mètre d'épaisseur à quelques kilomètres du cratère.

* Les éruptions magmatiques à mise en place de dômes correspondent à l'arrivée en surface d'un magma partiellement dégazé dont la viscosité est telle qu'il ne peut pas s'écouler. Il s'accumule à la sortie du conduit pour édifier un dôme. Les éruptions de 1902-1904 et de 1929-1932 sont de ce type. Sur les 28 éruptions magmatiques reconnues, 18 d'entre elles sont de ce type. Bien que considérées dans la littérature comme effusives, elles peuvent produire, à partir des dômes en cours de construction, deux types d'activité pyroclastique :

- Des écoulements pyroclastiques de type "block-and-ash-flow", appelés nuées ardentes d'avalanche ou de type Merapi. Ils résultent de simples écoulements gravitaires du dôme plus ou moins instable du fait de sa croissance rapide, ou de petites explosions de faible intensité. Ce sont des écoulements denses à haute concentration de particules, s'épanchant de façon laminaire avec des vitesses de quelques dizaines de m/s ; ils se canalisent dans les vallées situées immédiatement sous le dôme. L'éruption de 1929-1932 a produit ce type d'activité, les nuées ardentes d'avalanche étant canalisées dans la vallée de la Rivière Blanche qu'elles ont totallement comblée (Perret, 1935).

- Des écoulements pyroclastiques de type "surges" ou écoulements pyroclastiques de grande énergie appelés nuées ardentes péléennes. Ils résultent d'explosions violentes, superficielles, se produisant à la base du dôme en cours de croissance, et dirigées latéralement. Ce sont des écoulements très énergétiques, dilués et turbulents, à

grand pouvoir d'expansion, beaucoup plus dévastateurs que les précédents car ils affectent des secteurs beaucoup plus vastes avec des vitesses beaucoup plus grandes (100 à 150 m/s). Ce type d'événement s'est produit au moins sept fois au début de l'éruption de 1902-1904, notamment les 8 mai, 20 mai, 6 juin et 30 août 1902 (Lacroix, 1904, Bourdier et al. 1989 ; Boudon et Lajoie, 1989). Ils sont à l'origine de la destruction des villes de Saint-Pierre et du Morne Rouge et de la mort de 30 000 personnes. Ils ont fait place, après le 30 août 1902, à une activité pyroclastique moins violente et comparable à celle de l'éruption de 1929-1932, qui a duré jusqu'à la fin de l'année 1904.

Sur les 18 éruptions recensées, un grand nombre d'entre elles ont produit des écoulements pyroclastiques de type "block and ash flow", canalisés dans une ou deux vallées. La dernière de la période préhistorique datée aux environs de 300 ans BP s'est produite juste avant l'implantation des européens en Martinique, car elle n'a pas été observée, mais a laissé un volcan sans végétation probablement à l'origine du nom de "Montagne Pelée".

* Les éruptions ponceuses pliniennes sont des éruptions à cheminée ouverte produisant des colonnes éruptives verticales, convectives et soutenues, chargées de gaz, cendres et fragments vésiculés. Elles alimentent des panaches à partir desquels retombent les différentes particules qui recouvrent tous les flancs du volcan sur des épaisseurs qui peuvent atteindre plusieurs mètres. Des changements de débits dans la colonne éruptive peuvent entraîner l'écroulement d'une partie de cette dernière et produire des écoulements pyroclastiques ponceux dans les vallées radiales du volcan.

Dix éruptions pliniennes sont actuellement recensées à la Montagne Pelée depuis 14 000 ans. La plus ancienne reconnue se situe aux environs de 10 000 ans tandis que la plus récente s'est produite il y a 650 ans, soit aux environs de l'an 1 300 de notre ère, alors que les îles étaient peuplées par les indiens Caraïbes. Cette dernière, dénommée P1, est particulièrement intéressante car elle associe les trois types de dynamismes observés à la Montagne Pelée depuis 14 000 ans.

### 3. L'ÉRUPTION P1 DATÉE À 650 ANS B.P.

Considérée pendant longtemps comme une simple éruption plinienne (Westercamp et Traineau, 1983 a, b ; Bardintzeff et al., 1989 ; Traineau et al., 1989), cette éruption a été réétudiée (Boudon et al., 1994), permettant de lui attribuer des dépôts de nuées ardentes péléennes situés à la base des dépôts pliniens et précédemment rattachés à un épisode éruptif plus ancien. Cette éruption est constituée de trois phases principales (Figure 1) :

* une phase phréatique importante, ayant produit d'épaisses retombées de cendres sur le flanc ouest du volcan. La présence à la fin de cette phase, d'une retombée de ponces denses attribuée à une activité vulcanienne
<figure><img src="image_43.png" /></figure>

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

ne montre le passage d'une activité phréatique à une activité phréatomagmatique voire magmatique.

• une phase péléenne comparable à celle de la phase paroxysmale de l'éruption de 1902. Un embryon de dôme se met en place dans le cratère sommital et, à sa base se produisent deux explosions violentes dirigées latéralement vers le Sud-Ouest. Ces explosions alimentent deux écoulements pyroclastiques de haute énergie et à forte expansion latérale (nuées ardentes péléennes) dont les produits recouvrent intégralement une zone d'extension comparable à celle couverte le 8 mai 1902.

L'absence de discontinuité et de figures d'érosion entre les dépôts de retombée plinienne et ceux de la phase péléenne montre que ces 2 types d'activité sont séparés par un laps de temps très court (quelques heures à quelques jours au maximum), et qu'ils appartiennent donc au même épisode éruptif. Trois minces dépôts d'écoulements ponceux s'intercalent dans la séquence de retombée plinienne, indiquant des variations du débit de

<figure><img src="image_45.png" /></figure>

**Fig. 1** : Statigraphie et extension des dépôts de l'éruption P1 (650 ans BP). **a** : répartition des dépôts de nuées ardentes péléennes sur le flanc sud-ouest du volcan (les dépôts plus épais sont représentés en figurés plus épais. **b** : extension des dépôts de la phase plinienne (d'après Traineau et al. 1989, modifié). Sont représentées les courbes d'iso-épaisseur 50, 100 et 200 cm des retombées de ponceurs ainsi que des écoulements pyroclastiques ponceux canalisés dans deux vallées du flanc ouest (rivière du Prêcheur et rivière Sèche) ; **c** : section stratigraphique synthétique de la séquence éruptive P1, sur le flanc sud-ouest du volcan à 5 km du cratère d'émission. **P** : dépôts de retombées de cendres phréatiques ; **Vu** : dépôt de retombée vulcanienne ; **E etF** : dépôts de nuées ardentes péléennes; **a, b, c, d, f, h, j** : dépôts de retombées de ponceurs ; **g, i, k** : dépôts d'écoulements ponceux intercalés dans la séquence de retombée plinienne.

magma au cours de l'éruption. Enfin d'importants écoulements ponceux canalisés dans deux vallées du flanc ouest terminent cette éruption.

## 4. DYNAMIQUE ÉRUPTIVE ET PROCESSUS DE DÉGAZAGE

L'activité à la Montagne Pelée se résume donc, outre les éruptions phréatiques, à deux types d'éruptions magmatiques : pliniennes et à mise en place de dômes, qui se succèdent depuis 14 000 ans, sans logique apparente. Les paramètres qui gouvernent la dynamique éruptive (pressions, vésicularité, viscosité, densité etc.) et dont l'évolution peut conduire à des styles éruptifs très différents, dépendent des conditions pré-éruptives qui règnent dans la chambre magmatique (composition chimique du magma, teneurs en volatils, température, cristallinité etc.) et des caractéristiques des conduits par lesquels les magmas transitent vers la surface (dimensions, perméabilité etc.). L'éruption de 650 ans BP est une éruption clé dans la compréhension de cette dynamique éruptive puisqu'elle a produit les trois types d'activité recensés au cours de la période récente.
La transition du type éruptif plinien vers le type érup-
tif à dôme est en réalité un processus fréquent dans les
volcans explosifs qui s'explique aisément par le dégaza-
ge progressif du magma en profondeur conduisant à une
dynamique éruptive progressivement plus lente et moins
explosive. Dans le cas de l'éruption P1, l'évolution de
l'activité est fondamentalement différente puisque la
mise en place du dôme (et son explosion) précède l'acti-
vité plinienne.

**4.1. Conditions préeruptives**

Les magmas émis au cours des 14 000 dernières
années ne montrent pas de variation importante de leur
composition chimique, comme cela peut être observé sur
la Figure 2. Ce sont des magmas acides qui se situent à
la limite des andésites acides et des dacites (SiO₂ = 59.2
- 61.2 %). Leur minéralogie est également extrêmement
homogène. Il n'y a pas de différence de composition sys-
tématique entre les magmas alimentant des éruptions à
dôme et les éruptions pliniennes. Il en est de même pour
les magmas émis au cours des différentes phases de
l'éruption P1, les variations de deuxième ordre observées
entre les différents fragments volcaniques étant attri-
buables à des variations d'abondance de phénocristaux.
La composition chimique du liquide magmatique de cette
éruption estimée à partir des analyses de verres et des
inclusions vitreuses des fragments de ponces ou de dôme
est rhyolitique (SiO₂~75 %). De plus les teneurs initiales
en volatils de ces liquides, estimées à partir de l'analyse
des inclusions vitreuses (Martel, 1996, Villemant et
Boudon, 1998) et par la pétrologie expérimentale (Martel
et al, 1997), sont homogènes et particulièrement élevées :
H₂O ~ 5,5 %, Cl ~ 2 000 ppm. Cette composition pré-
éruptive est probablement représentative de l'ensemble
des liquides magmatiques mis en jeu au cours de toute
l'activité récente de la Montagne Pelée, et indépendante
du style éruptif. Les conditions pré-éruptives ne semblent
donc pas être le facteur déterminant l'évolution vers les
régimes plinien ou péléen.

<figure><img src="image_46.png" /></figure>

Fig. 2 : Composition chimique des magmas émis à la Montagne Pelée depuis 14 000 ans. Echantillons de l'éruption de 650 ans B.P. : fragments pliniens (points) et péléens (carrés) ; les inclusions vitreuses (petits points) ont des compositions rhyolitiques. La composition plus basique (andesites acides) des roches totales de la Pelée est due à la forte proportions de phénocristaux dans ces magmas (cristallinité voisine de 50 %)

4.2. Modèle de dégazage pour l'éruption de 650 ans BP.
l'eau et les éléments volatils

L'exsolution et l'expansion des gaz constituent le moteur des éruptions volcaniques. A haute pression les éléments volatils (essentiellement H₂O) sont dissous dans le magma. Lorsque ces espèces chimiques arrivent à saturation, elles produisent une phase gazeuse indépendante qui s'explve et forme des vésicules dans le liquide magmatique. L'augmentation de pression dans le réservoir magmatique qui en résulte peut alors permettre l'ascension du magma. Au cours de sa remontée dans le conduit volcanique, la pression exercée sur le magma diminue, ce qui conduit à l'augmentation du volume des vésicules liée à deux processus superposés :
1) le dégazage du liquide magmatique qui est lié à la diminution de la solubilité des espèces volatiles,
2) l'expansion des vésicules liée à la dilatation des gaz. Pour H₂O, on peut montrer que la fraction dissoute dans le liquide magmatique (X_H₂O), en équilibre avec le gaz des vésicules à une pression PH₂O, est proportionnelle à √PH₂O. Le volume du gaz dans les vésicules (V_G) à cette même pression est donnée par la loi des gaz parfaits : V_G = K/PH₂O où K est une constante si la température est constante. Si les gaz exsolvés sont confinés dans le magma (c'est à dire s'il n'y a pas de perte de gaz au travers des parois du conduit volcanique : "système fermé"), il existe donc une relation théorique simple entre X_H₂O et V_G ou la vésicularité du magma que l'on exprime par le rapport du volume des vésicules sur celui du liquide magmatique (V_G/V₁). Au cours de cette évolution, la vitesse de remontée du magma croît avec la vésicularité : la remontée du magma est donc un processus accéléré. Si le rapport V_G/V₁ atteint un seuil critique (aux alentours de 1.5-3) il y a fragmentation, c'est-à-dire que la colonne de magma (liquide magmatique contenant des cristaux et des bulles de gaz) se transforme en un milieu discontinu constitué de fragments de magma vésiculé (ponces) dans une colonne gazeuse : c'est l'éruption plinienne type. Si, au contraire, le gaz contenu dans les vésicules peut s'échapper de la colonne magmatique ("système ouvert") avant la fragmentation, l'expansion des vésicules est stoppée et on peut même observer leur écrasement avant le refroidissement du magma (dû à l'ouverture des vésicules) tandis que le dégazage du liquide magmatique se poursuit : c'est l'éruption effusive dont la vitesse d'extrusion magmatique est extrêmement réduite et caractéristique de la majorité des éruptions à mise en place de dôme.

Les chemins de dégazage théoriques correspondant à chaque modèle peuvent être représentés dans le diagramme XH₂O-VG/V₁ en fonction des conditions pré-éruptives de l'éruption P1 (liquide rhyolitique, T = 900°C, X°H₂O = 5,5 %, Figure 3). La pression de saturation pour ces compositions est d'environ 200 MPa, soit une profondeur de l'ordre de 7 à 8 km. Les deux paramètres XH₂O et VG/V₁ sont également mesurables dans les frag-
<figure><img src="image_47.png" /><figcaption>**Fig. 3** : Evolution de la concentration en éléments volatils (H₂O et Cl) des liquides de l'éruption de 650 ans B.P. de la Montagne Pelée en fonction de la vésicularité des fragments magmatiques. Les courbes correspondent à des modèles de dégazage en système clos à partir d'un liquide initial rhyolitique (inclusions vitreuses). Fragments pliniens (cercles), fragments péléens (carrés).</figcaption></figure>

ments volcaniques en supposant qu'ils représentent le magma trempé lors de sa fragmentation. XH2O est difficilement mesurable par des méthodes d'analyse ponctuelle (sonde ionique, spectrométrie infra-rouge) car les dimensions des fragments vitreux excèdent rarement 10 µm à cause de la forte vésicularité des fragments poneux et de la forte cristallinité des fragments de dôme. Les concentrations en volatils (H2O, F, Cl et Br) ont été mesurées sur roches totales et les fractions dissoutes dans le liquide magmatique (Xi) sont calculées pour chaque fragment en corrigeant de la cristallinité (C) : Xi = [i]/(1-C). La cristallinité est estimée à partir de bilans chimiques (Villemant et Boudon, 1999). Le rapport VG/Vl du liquide magmatique, est calculé à partir des mesures de densité de chaque fragment, également corrigées de la cristallinité (d*), par la relation VG/Vl = (dl/d*)-1, où dl représente la densité du liquide rhyolitique non vésiculé.

L'analyse des ponces et des fragments de dôme contenus dans les nuées ardentes de l'éruption P1 montre que leurs évolutions respectives sont parfaitement conformes aux modèles précédents (Figure 3). L'éruption plinienne correspond à une évolution en système fermé, avec une

trempe du liquide magmatique à des pressions variant du début à la fin de l'éruption de 18 à 30 MPa. Ces pressions correspondent à des profondeurs de fragmentation minimales de 0,7 à 1,2 km sous le sommet de la Montagne Pelée. Le dégazage des magmas du dôme diffère de l'évolution en système fermé à partir d'une teneur en H2O du liquide magmatique de l'ordre de 2 % ce qui correspond à une profondeur d'environ 1,2 km. Il est alors possible à partir de ces résultats d'estimer des relations entre la vitesse moyenne d'ascension du magma vésiculé et sa vitesse de compaction lors de la phase d'évolution en système ouvert (Villemant et Boudon, 1998). Ces données sont compatibles avec les mesures de vitesse d'extrusion de l'aiguille de la Montagne Pelée en 1902 (Lacroix, 1904) et du dôme de Soufrière Hills à Montserrat en 1996 (Sparks, 1997).

### 4.3. Vésiculation et cristallisation du liquide magmatique au cours de l'ascension du magma : évidences microtexturales

Les caractéristiques microtexturales, observées par Microscopie Electronique à Balayage (MEB), des fragments juvéniles émis lors de l'éruption P1 (Komorowski et al., 1995) permettent de suivre cette évolution (Figure 4). La vésicularité des fragments pliniens est la conséquence d'une expansion des vésicules formées dans le conduit à grande profondeur (sites de nucléation des premières bulles) mais aussi de l'expansion tardive de vésicules plus larges qui résultent de la coalescence de plusieurs vésicules. Les phénocristaux sont systématiquement associés aux vésicules de deuxième type ; ils sont fracturés et éclatés en de nombreux fragments entre lesquels du liquide magmatique est injecté. La pâte est parfaitement vitreuse indiquant l'absence de cristallisation au cours de la remontée du magma et sa trempe après la fragmentation.

Les fragments des unités de nuées ardentes péléennes sont moins vésiculés mais ont une vésicularité très hétérogène au sein d'un même fragment pouvant résulter d'un processus de compaction du magma lors de son dégazage en système "ouvert". La pâte est fortement microcristallisée, ce qui indique la cristallisation du magma à faible profondeur en liaison avec le dégazage et une forte augmentation de la viscosité (absence de verre entre les phénocristaux fracturés).

## 5. INTERACTIONS MAGMA - SYSTÈME HYDROTHERMAL : ÉVIDENCES GÉOCHIMIQUES

L'existence d'anomalies chimiques en éléments traces mobiles en phase fluide (tels que As ou Br) et d'anomalies isotopiques de l'hydrogène et du thorium montrent de plus que le magma produisant le dôme a subi une interaction limitée mais significative avec des fluides hydrothermaux au cours de sa remontée, contrairement aux magmas émis en régime plinien (Villemant et al.,
<figure><img src="image_48.png" /></figure>

**Fig. 4** : Aspects texturaux de la vésicularité des fragments juvéniles de l'éruption P1. Photos prises en microscopie électronique à balayage (MEB) avec électrons rétrodiffusés sur sections polies imprégnées sous vide. **A** : Matrice vitreuse très fortement microcristallisée (plagioclase, oxides) d'un fragment juvénile dense des nuées ardentes péléennes ; **B** : Vésicularité à moyenne échelle (50 X) d'un fragment juvénile dense des nuées ardentes péléennes ; **C** : Matrice vitreuse faiblement microcristallisée d'une ponce de la phase plinienne ; **D** : Vésicularité à moyenne échelle (50 X) d'une ponce de la phase plinienne.

1996, Villemant et Boudon, 1998a, b, 1999). La profondeur de transition du système fermé vers un système ouvert lors de l'éruption à dôme (~1,2 km), correspond à la profondeur du plancher du système hydrothermal actuel de la Montagne Pelée. Ainsi, le premier magma émis au cours de la phase péléenne de l'éruption P1 aurait interagi avec le système hydrothermal rencontré au cours de son transit vers la surface. Cette interaction conduit à un dégazage au moins partiel du magma entraînant sa cristallisation et une modification considérable de ses propriétés rhéologiques. En effet, les mesures expérimentales montrent que la viscosité croît de 6 ordres de grandeur quand, à composition chimique constante, la proportion de cristaux augmente de 40 à 60 % (Lejeune et Richet, 1995). La vitesse d'ascension du magma diminue alors drastiquement augmentant en retour l'efficacité de la perte des gaz vers l'encaissant. Un équilibre local des pressions entre le magma et l'encaissant peut alors s'établir permettant des interactions chimiques entre les zones externes du corps magmatique et les parois du conduit. Les modifications des modes de dégazage des halogènes (Cl, Br) lors de la transition système fermé - système ouvert confirment également ce modèle (Villemant et Boudon, 1999).

La transition vers un régime éruptif plinien (Figure 5) indique l'arrêt de la perte de gaz vers l'encaissant soit par augmentation du taux d'émission de magma (le flux total de gaz vers l'encaissant est alors réduit en raison de la réduction du temps de contact entre le magma et les

parois du conduit) soit par colmatage des fractures du conduit par des débris ou par précipitation de silice à partir des gaz exsolvés du magma lors de la première phase éruptive (Komorowski, 1991 ; Komorowski et al., 1997). Les observations au MEB de fragments juvéniles non vésiculés prélevés dans la séquence plinienne semblent favoriser la seconde hypothèse. En effet ces fragments sont très semblables aux fragments provenant du dôme, mais avec en outre des précipitations de silice d'origine hydrothermale dans des anciennes vésicules ou cavités. Ces fragments pourraient provenir de l'interface encaissant-magma dans le conduit volcanique.

## 6. CONCLUSIONS

L'étude des éruptions récentes de la Montagne Pelée, et principalement de l'éruption P1 permet de mieux comprendre le fonctionnement du volcan et d'en tirer un certain nombre de conclusions tant sur le plan des processus de dégazage que sur celui du risque volcanique.

### 6.1. *Processus de dégazage et explosivité des dômes*

A partir de l'étude très détaillée des dépôts de l'éruption P1 et d'un échantillonnage complet, il a été possible de suivre l'évolution du processus de dégazage au cours de l'éruption et de caractériser certains des paramètres physico-chimiques qui contraignent la dynamique éruptive.

Pour cette éruption, les variations de style éruptif ne sont pas liées à des différences de conditions pré-éruptives mais aux modifications des caractéristiques du conduit au cours de l'éruption. Dans un conduit perméable, le magma perd une partie de ses gaz au travers des parois (évolution en système ouvert) induisant une forte diminution de sa vésicularité, une cristallisation du liquide et éventuellement une diminution de température. La compaction du magma et l'augmentation très forte de sa viscosité ralentit sa progression dans les conduits et favorise en retour la perte de gaz et les interactions avec l'encaissant. Ce processus conduit à une hétérogénéité latérale du dôme en croissance avec la préservation de zones internes peu dégazées et des zones externes plus froides et fissurées, confirmée par l'existence de fragments plus vésiculés dans les dépôts de nuées ardentes. Ces effets pourraient expliquer l'explosivité du dôme formé lors de l'éruption P1 en réponse à des faibles pressions de gaz générés à proximité de la surface dans les zones internes du dôme.

La densification du magma sur les bordures et les zones plus profondes du dôme soit par effondrement des vésicules soit par dégazage le long de zones de cisaillement, la reduction de la perméabilité de l'interface magma-encaissant par silicification partielle des pores ou le colmatage par des brèches et des minéraux d'altération secondaire ont pu limiter la perte de gaz du reste de la colonne magmatique. Une partie de la colonne magma-
<figure><img src="image_49.png" /><figcaption>**Fig. 5** : Schéma d'évolution des magmas lors de l'éruption à 650 a B.P. de la montagne pelée : A) évolution d'un système clos vers un système ouvert (éruption à dôme). B) évolution en système clos : éruption plinienne. La position probable du système hydro-thermal est défini par la position des sources thermominérales actuelles.</figcaption></figure>

tique aurait ainsi pu préserver son potentiel explosif et être à l'origine de la transition vers le type plinien. En effet, la destruction du dôme lors de la phase péléenne aurait permis de dépressuriser le conduit et d'amorcer la propagation d'un front de vésiculation dans la colonne de magma saturée en volatils. Un phénomène similaire s'est probablement produit lors de l'éruption de Soufrière Hills, à Montserrat, en 1997 (Boudon et al., 1998) avec le déclenchement d'une éruption verticale et non soutenue de type vulcanien (Young et al., 1998).

Enfin l'étude des éléments volatils présents dans les verres résiduels a permis de prédire les compositions des fluides exsolvés, très riches en halogènes et pouvant extraire des quantités importantes de métaux par complexation. Cette extraction est plus efficace durant la phase de formation des dômes que durant le régime plinien (Villemant et Boudon, 1999).

## 6.2. Risques volcaniques à la Montagne Pelée

La mise en évidence au cours de la même éruption d'une activité péléenne et plinienne permet de poser en termes différents la notion de scénarios éruptifs et de gestion de crise à la Montagne Pelée. Pendant longtemps on a considéré qu'une activité magmatique pouvait être soit plinienne, soit à mise en place de dômes, ces deux activités ayant des effets destructifs très différents et affectant des zones très différentes. L'éruption P1 montre que dans la gestion d'une crise volcanique à la Montagne

Pelée la possibilité de changement brutal d'activité au cours du même événement éruptif doit être prise en compte.

La reconnaissance de dépôts témoignant d'une activité péléenne comparable à celle de 1902, dans l'éruption P1 (650 ans B.P.) et dans d'autres dépôts plus anciens de la période récente (< 14 000 ans) montre que ce type d'activité n'est pas rare et doit être pris en compte dans l'évaluation des risques à la Montagne Pelée.

S'il est reconnu sur beaucoup de volcans que l'activité explosive violente se produit généralement en début d'éruption puis décroît progressivement, comme ce fut le cas en 1902, l'éruption P1 montre que ce n'est pas une règle générale : la phase péléenne initiale très violente est suivie d'une phase plinienne aussi violente et qui, de plus, affecte l'ensemble des flancs de l'édifice. De même, dans le cas de l'éruption en cours de Soufrière Hills, à Montserrat, après une phase phréatique soutenue, l'activité magmatique a débuté par la mise en place d'un dôme avec une activité faiblement explosive (comme l'éruption de 1929-32 de la Montagne Pelée), suivie de phases explosives violentes, la première s'étant produite un an après le début de l'activité magmatique (Young et al., 1998).
RÉFÉRENCES

Bardintzeff, J.-M., J.-C. Mikovsky, H. Traineau, and D. Westercamp, The recent pumice eruptions of Mount Pelée volcano, Martinique. Part II: Grain-size studies and modeling of the last Plinian phase. In: G. Boudon et A. Gourgaud (Eds), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 35-48, 1989.

Boudon, G., La Montagne Pelée, Martinique : évolution volcanologique. Mém. Soc. Géol. Fr., 163, 231-238, 1993.

Boudon, G., and J. Lajoie, The 1902 péléan deposits in the Fort Cemetery of St. Pierre, Martinique: a model for the accumulation of turbulent nuées ardentes, In: G. Boudon et A. Gourgaud (Eds), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 113-129, 1989.

Boudon, G., J.-L. Bourdier, A. Gourgaud, and J. Lajoie, Reply. The May 1902 eruptions of Mount Pelée: high-velocity directed-blasts or column-collapse nuées ardentes? J. Volcanol. Geotherm. Res., 43, 353-364, 1990.

Boudon, G., J.L. Bourdier, and H. Traineau, High-energy pyroclastic flows in the recent activity of Mount Pelée, Martinique, IAVCEI International Volcanological Congress, Ankara, September 12-16, abstract, 1994.

Boudon, G. and B. Villemant, La Montagne Pelée : un nouveau scénario catastrophe, La Recherche, 302, 48-53., 1997.

Boudon, G., B. Villemant, J.-C. Komorowski, Ph. Ildefonse, M.P. Semet, The hydrothermal system of Soufriere Hills volcano, Montserrat (West Indies): Characterization et role on the ongoing eruption, Geophys. Res. Lett. 25,19, 3693-3696, 1998.

Bourdier, J.L., G. Boudon, and A. Gourgaud, Stratigraphy of the 1902 et 1929 nuée ardente deposits, Mount Pelée, Martinique: In: G. Boudon et A. Gourgaud (Eds), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 77-96, 1989.

Charland, A., and J. Lajoie, Characteristics of pyroclastic deposits at the margin of Fond Canonville, Martinique, et implications for the transport of the 1902 nuées ardentes of Mt. Pelée, In: G. Boudon et A. Gourgaud (Editors), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 97-112, 1989.

Gourgaud, A., M. Fichaut, and J.-L. Joron, Magmatology of Mt Pelée (Martinique, F.W.I). I: magma mixing et trigerring of the 1902 et 1929 pelean nuées ardentes, In: G. Boudon et A. Gourgaud (Editors), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 143-169, 1989.

Komorowski, J.-C., Scanning electron microscopy of pyroclastic matter: Eruptions of Mt Vesuvius in AD 79 and Mt. St. Helens in AD 1980, Doctoral dissertation, Department of Geology, Arizona State University, Tempe, University Microfilms, Ann Harbor, Michigan, 317 pp, 1991.

Komorowski, J.-C., G. Boudon, and B. Villemant, Plinian-pelean tephra in the 650 BPP1 eruption of Mt. Pelée, Martinique: lithologic, vesicularity, microtextural, et geochemical systematics, EUG, April 9-13 1995, Strasbourg, France, Terra Abstracts, Abstract supplement N° 1 to TERRA nova, 7, 133, 1995.

Komorowski, J.-C., R.P. Hoblitt, and M.F. Sheridan, Silicification et brecciation micro textures of the Mt. St. Helens' 1980 cryptodome-host-rock interface: implications for hydrothermal fluid processes, precursory seismicity, et eruptive style. I.A.V.C.E.I. General Assembly, Puerto Vallarta, Mexico, Jan. 19-25 1997, Abstract, 76, 1997.

Lacroix, A., La Montagne Pelée et ses Eruptions, Masson ed., Paris, 662 pp. 1904.

Lajoie, J., G. Boudon, and J.-L. Bourdier, Depositional mechanics of the 1902 pyroclastic nuée-ardente deposits of Mt. Pelée, Martinique, In: G. Boudon et A. Gourgaud (Editors), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 131-142, 1989.

Lejeune, A.-M., and P. Richet, Rheology of crystal-bearing silicate melts: an experimental study at high viscosities, J. Geophys. Res., 100, 4215-4229, 1995.

Martel, C., Conditions pré-éruptives et dégazage des magmas andésitiques de la Montagne Pelée (Martinique) : étude pétrologique et expérimentale, Thèse de l'Université d'Orléans, 247 pp, 1996.

Martel, C., M. Pichavant, J.-L. Bourdier, H. Traineau, F. Holtz, and B. Scaillet, Magma storage conditions et control of eruption regime in silicic volcanoes: experimental evidence from Mt Pelée, Earth Planet. Sci. Lett., 156, 89-99, 1997.

Perret, F., The Eruption of Mt. Pelée 1929-1932, Carnegie Inst. Washington, Publ. 458, 126 pp, 1935.

Sparks, R.S.J., Causes and consequences of pressurisation in lava dome eruptions, Earth Planet. Sci. Lett., 150, 177-189, 1997.

Traineau, H., D. Westercamp, J.-M. Bardintzeff, and J.-C. Mikovsky, The recent pumice eruptions of Mount Pelée volcano, Martinique. Part I: Depositional sequences, description of pumiceous deposits, In: G. Boudon et A. Gourgaud (Eds), Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 17-33, 1989.

Villemant, B., G. Boudon, and J.-C. Komorowski, U series disequilibrium in arc magmas induced water-magma interaction, Earth Planet. Sci. Lett., 140, 1-4, 259-267, 1996.

Villemant, B. and G. Boudon, Transition between dome-forming et plinian eruptive styles: H2O et Cl degassing behaviour, Nature, 392, 65-69, 1998a.

Villemant, B., and G. Boudon, H2O et halogen (F, Cl, Br) degassing during plinian et dome-forming eruptions, American Geophysical Union Fall meeting, December 1998, San Francisco, USA, 1998 b.

Villemant, B. and G. Boudon, H2O et halogen (F, Cl, Br) behaviour during shallow magma degassing processes, Earth and Planet. Sci. Lett., in press.

Vincent, P.M., J.-L. Bourdier, and G. Boudon, The primitive volcano of Mount Pelée: its construction et partial destruction by flank collapse, In G. Boudon et A. Gourgaud (Eds) Mount Pelée, J. Volcanol. Geotherm. Res., 38, 1-15, 1989.

Westercamp, D., and H. Traineau, Carte géologique au 1/20 000 de la Montagne Pelée, avec notice explicative, B.R.G.M. eds, Orléans, 1983 a.

Westercamp, D., and H. Traineau, The past 5000 years of volcanic activity at Mt. Pelée, Martinique (F.W.I.): Implications for assessment of volcanic hazards, J. Volcanol. Geotherm. Res., 17: 159-185, 1983 b.
Young, S.R., R.S.J. Sparks, W.P. Aspinall, L.L. Lynch, A.D. Miller, R.E.A. Robertson, and J.B. Shepherd, Overview of the eruption of Soufriere Hills volcano, Montserrat, 18 July 1995 to December 1997, Geophys. Res. Lett., 25, 18, 3389-3392, 1998.
VOLCANOLOGICAL APPLICATIONS OF RADAR INTERFEROMETRY: ETNA AND PHLEGREAN FIELDS (ITALY).

P. BRIOLE¹,², A. AVALLONE³, F. BEAUDUCEL¹,⁴, A. BONFORTE⁵, V. CAYOL⁷, C. DEPLUS⁸,², C. DELACOURT⁸, J.-L. FROGER⁷, B. MALENGREAU⁷, G. PUGLISI⁵.

¹CNRS-UMR 7580, Laboratoire de Sismologie, Institut de Physique du Globe de Paris, 4 Place Jussieu, 75005 Paris. / ²Observatoires Volcanologiques, Institut de Physique du Globe de Paris, 4 place Jussieu, 75005 Paris. / ³Università "Federico II"- Dipartimento di Scienze Fisiche, Mostra d'Oltremare Pad. 16, 80125 Napoli - Italy. / ⁴Osservatorio Vesuviano, Via Manzoni 249, 80123 Napoli - Italy. / ⁵Istituto Internazionale di Vulcanologie, Piazza Roma 2, 95123 Catania, Italy. / ⁶CNRS-UMR 7577 Laboratoire de Gravimétrie, Institut de Physique du Globe de Paris, 4 Place Jussieu, 75005 Paris. / ⁷CNRS-UMR 6524 Magmas et Volcans, CRV, Université Blaise Pascal, 5 Rue Kessler, 63000 Clermont-Ferrand. / ⁸UCBL & ENSL, Laboratoire de Dynamique de la Lithosphère, Lyon

ABSTRACT

During the last few years, the radar images collected by the European satellites ERS1 and ERS2, the Japanese satellite JERS and the Canadian satellite RADARSAT have been used with success to create interferograms. This technique has been applied for geophysical applications like co-seismic deformation mapping, volcano deformation monitoring, landslides monitoring, mining subsidence detection, glaciers monitoring. Here we report the research carried out by our group on Etna volcano (Italy) and in the area of Naples (Italy) where are located several potentially active volcanoes (Vesuvius, Ischia) and where a subsidence of the caldera of Campi Flegrei is still on going in response to the 1982-1984 seismic crisis. Etna is the volcano that has been studied first using ERS SAR interferometry. Using this method, a large scale deflation of the volcano associated with the large 1991-1993 eruption was detected in data covering the second half of the eruption. Further studies showed that the local deformation fields located in Valle del Bove (East of the volcano) where associated with the compaction of the 1986-1987 and 1989 lava fields and also partly with a subsidence of the surrounding terrain in response to the load of the new deposited material. Other local deformation fields have been identified, corresponding to the 1983, 1981 and 1971 lava fields. However, due to its strong topography, interferograms of Etna are affected by tropospheric effects. Those effects must be eliminated in order to correctly interpret the fringes pattern. The problem of the troposphere has been first investigated from its theoretical point of view and using existing local meteorological data as well as radio-soundings data. Recently, thanks to the large amount of available interferograms, another approach has been investigated, consisting in the research of a correlation fringe/elevation in the interferograms themselves. This approach, operated either in automatic mode (automatic fringe unwrapping) or in manual mode proved to be efficient for most of the coherent interferograms. After removal of the tropospheric correction, the evolution of the deformation of the volcano at large scale between 1992 and 1998 has been inferred.

The subsidence occurring during the second half of the 1992 eruption as well as the uplift preceding the 1995 unrest of the Southeast crater are visible, but their amplitude is less than previously estimated. The depth of the modelled source of subsidence/uplift related to the large scale deformation is of the order of 6 to 8 km, not well constrained by the data. The study of the correlation fringe/elevation was possible only after a detailed analysis of the spatial and temporal properties of coherence of the Etna area. Indeed, the technique of fringe unwrapping for fringe/elevation correlation analysis is possible only if the poorly coherent pixels are eliminated. A map of the most coherent pixels of the volcano was produced. The recent lava fields as well as the towns and villages surrounding the volcano are the most coherent areas. The quality of the interferograms is also enhanced when high accuracy DEM (Digital Elevation Model) are used. Using kinematic GPS data collected along more than 100 km of road around the volcano, we assessed the accuracy of several DEMs of Etna. The most accurate DEM was produced by digitising 1/25.000e maps of Etna. This DEM does not take into account the topographic changes due to the recent eruptions. Merging other more recent DEMs corresponding to those areas, we produced an updated relatively high accuracy DEM (±3 m) of Etna. In the Naples area, we analysed interferograms in the period 1993-1996 and show that the Campi Flegrei caldera is still subsiding at a rate of about 30 mm/year.

1. INTRODUCTION

L'interférométrie d'images radar obtenue à partir de données des satellites européens ERS1 et ERS2, du satélite japonais JERS ainsi que du satellite canadien RADARSAT a permis, depuis 1992, d'améliorer sensiblement la mesure des déformations à la surface de la Terre. Cette technique a été appliquée, en particulier, à l'étude des déformations associées aux tremblements de Terre (Massonnet et al., 1993), aux mouvements de terrain (Carnec, 1996 ; Carnec et al., 1996 ; Fruneau et al., 1996), au fluage des glaciers (Goldstein et al., 1993) et également à l'étude des déformations volcaniques. Dans un article de synthèse, Massonnet et Feigl (1998) font
une revue détaillée de la méthode interférométrique et de ses applications. La majorité des résultats interférométriques ont été fournis par les satellites ERS1 et ERS2. La longueur d'onde du radar utilisé par ces satellites est de 56 mm, et une frange interférométrique correspond donc à 28 mm de déplacement apparent dans la direction de visée du satellite. Les thématiques de recherche actuelles portent sur :

- l'amélioration des logiciels de calculs, de filtrage et de déroulement automatique de franges.

- l'amélioration de la connaissance des orbites des satellites (Scharoo et al., 1998).

- l'amélioration des modèles numériques de terrain utilisés pour le calculs interférométrique (Ferretti et al., 1997, Froger et al., 1999).

- l'amélioration de la correction troposphérique à appliquer aux interférogrammes bruts (Delacourt et al., 1998, Hansen, 1998 ; Beauducel et al., 1999).

- la validation sur le terrain des mesures de déformation détectées par interférométrie, en particulier à l'aide de mesures GPS ou de nivellement.

- la prise en compte de la grande densité des données d'interférométrie pour améliorer la modélisation des déformations observées ou mettre en évidence des déformations non observées préalablement.

Nous avons appliqué ces thématiques aux travaux que nous avons effectués ces dernières années sur la région de Naples (Italie) et surtout sur l'Etna où l'interférométrie radar a apporté un nouvel élan à l'étude des déformations.

## 2. ETNA

L'Etna (Figure n°1) est l'un des volcans les plus actifs du monde. Il a été l'un des premiers sites d'application de l'interférométrie radar. Grâce aux différents types de surfaces présents sur le volcans, il a pu servir de cible privilégiée pour évaluer le potentiel de la méthode. Du fait de son activité presque continue et des conditions climatiques favorables, on peut trouver dans la même image radar des régions très cohérentes (notamment les coulées de lave récentes) et des régions peu cohérentes (forêts, zone sommitale du volcan). Ceci permet à la fois la détection de déformation dans les zones favorables (Massonnet et al., 1995 ; Briole et al., 1997 ; Lanari et al., 1998) et la possibilité de conduire des travaux méthodologiques sur les problèmes et les applications de la rétro-diffusion de la radiation radar (Coltelli et al., 1996). Situé en Europe, l'Etna est également placé de façon favorable pour bénéficier d'un accès fiable et rapide aux données radar (acquisition des données à la station de Fucino en Italie). Enfin, un très grand nombre de données de terrain, géophysiques et géochimiques, provenant des systèmes de surveillance de l'Istituto Internazionale di Vulcanologia sont disponibles sur ce volcan. Depuis le début des missions ERS1/2 (à partir de 1991), l'Etna

connaît une activité soutenue et variable dans l'espace et dans le temps. Après la fin de l'éruption latérale de décembre 1991 - mars 1993 aucune activité volcanique significative n'a été observée jusqu'à la mi 1995. A cette date a débuté une phase d'activité strombolienne aux crêtes sommitaux qui a d'abord intéressé seulement le cratère nord-est (NEC) puis celui de la Bocca Nuova (BNC). L'activité dans ce dernier se poursuivait encore en février 1999. Au NEC, en revanche, l'activité a pris fin à la mi 1997 après avoir montré une grande variabilité dans les manifestations éruptives : d'abord une série d'épisodes de fontaines de laves espacés de jours voire de semaines de calme absolu (1995-1996), ensuite une activité strombolienne presque continue avec coulées de lave (1996) et finalement des épisodes d'effondrement du cratère espacés par de petites explosions stromboliennes. Au même moment, fin 1996, l'activité a débuté au Cratère sud-est (SEC), d'abord stombolienne, puis accompagnée de petites coulées de lave, qui ont produit le remplissage du cratère et provoqué des débordements de lave à la fin de

<figure><img src="image_50.png" /><figcaption>Fig. 1 : Image SPOT de l'Etna en hiver</figcaption></figure>

1997. Toujours à la fin 1997 a commencé l'activité strombolienne à la Voragine (VRC) qui continuera pendant tout 1998 entraînant le remplissage du cratère.

Après deux puissantes explosions, dont au moins une sub-plinienne (Coltelli, comm. pers.) en juillet-août 1998, la VRC est redevenue calme. En revanche, l'activité au SEC a continué pendant tout 1998 et, à partir d'août, les fontaines de lave sont devenues plus fréquentes jusqu'au 4 février 1999, quand une fracture s'est
formée à la base de ce cratère donnant lieu à une coulée de lave toujours active fin février 1999. A partir de 1993, l'augmentation de l'activité volcanique a été accompagné d'une inflation du volcan, avec un taux presque constant, comme le montrent des mesures de déformations du sol (GPS et EDM). Ceci suggère que l'activité observée aux cratères sommitaux pourrait être due à la recharge du système, impliquant probablement aussi des systèmes de stockage superficiels. Nos principaux travaux concernent :

- la validation de la précision des MNT disponibles.

- l'étude des déformations à grande longueur d'onde associées à l'éruption de 1991-1993.

- l'étude des déformations à courte longueur d'onde associées à la subsidence des coulées de 1986-1987 et 1989 en Valle del Bove.

- l'étude des déformations à courte longueur d'onde associées à la compaction de la coulée de 1991-1993 et la validation à l'aide de mesures GPS sur le terrain.

- l'étude des effets troposphériques à partir de données météorologiques acquises lors des passages du satellite.

- l'étude des effets troposphériques à partir de l'analyse intrinsèque des images (corrélation frange/altitude).

- la modélisation des déformations et l'étude de l'effet de la topographie sur la forme des interférogrammes dans le cas d'une source simple en profondeur.

<figure><img src="image_51.png" /><figcaption>**Fig. 2** : Exemple de subsidence à grande longueur d'onde à l'Etna (interférogramme de la période 1992-1993).</figcaption></figure>

## 2.1. Études des déformations à grande longueur d'onde

Le premier travail effectué en interférométrie radar sur l'Etna a concerné la mise en évidence et la modélisation de déformations à grande longueur d'onde observées sur le volcan en 1992-1993 au cours de la seconde moitié de l'éruption de 1991-1993. La subsidence à grande longueur d'onde mise en évidence par ces données (Figure n°2) a été interprétée comme associée à une variation de volume dans un réservoir situé à 16 ± 3 km de profondeur (Massonnet et al., 1995). Une étude plus récente consacrée à la période 1993-1995 (Lanari et al., 1998) montre que le volcan se regonfle au cours de cette période, avec une profondeur de source estimée à 6 km environ.

## 2.2. Étude des déformations autour des coulées de 1986-1987, 1989 et 1991-1993

Nous avons observé dans de nombreux interférogrammes la présence de franges de déformation forte- ment corrélées avec les coulées de lave récentes de l'Etna. Dans le cas des coulées de 1986-1987 et 1989, nous avons pu montrer qu'une partie de la déformation peut être expliquée par la subsidence encore active du champ de lave plusieurs années après la mise en place de la coulée et en partie par un effet de relaxation de l'enc- aissant sous l'effet de la charge du matériau nouvellement déposé. Les temps caractéristiques des ces effets dépassent 10 ans. Sur la coulée de 1991-1993, les don- nées interférométriques suggérant une subsidence supé- rieure à 10 cm/an dans la région la plus épaisse de la cou- lée (80 à 90 m de lave, Figure n°3) entre 1993 et 1995, nous avons effectué en 1997 et 1998 deux campagnes de mesures GPS sur un profil de 17 points espacés d'environ 100 m au niveau le plus épais de la coulée de 1991-1993. Les résultats des mesures GPS (Table n°1) confirment cette subsidence, avec une amplitude atteignant 16 cm/an.

<figure><img src="image_52.png" /><figcaption>**Fig. 3** : Déformations mesurées par interférométrie sur la coulée de 1991-1993 (coordonnées TM WGS84).</figcaption></figure>
<table><caption>**Table 1 :** Coordonnées TM 1997 (ellipsoïde WGS84) des points mesurés en VIle del Bove en 1997 et en 1998, ainsi du point de référence (SCA0 - Schiena del Asino) et déplacements 1997-1998. Les altitudes sont sur l'ellipsoïde. SCA0 a été positionné dans le système ITRF94 par rapport au point IGS de Matera. Les déplacements sont exprimés en millimètres. La déformation est maximale (16.7 cm en un an) au niveau du point le plus épais de la coulée.</caption><thead><tr><th>Pt</th><th>TM - Est</th><th>TM - Nord</th><th>Altitude</th><th>dE</th><th>dN</th><th>dU</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>502445.724</td><td>4174219.980</td><td>1826.643</td><td>2</td><td>-12</td><td>-8</td></tr><tr><td>2</td><td>502485.721</td><td>4174232.791</td><td>1819.542</td><td>11</td><td>5</td><td>-26</td></tr><tr><td>3</td><td>502540.786</td><td>4174256.310</td><td>1811.853</td><td>32</td><td>14</td><td>-53</td></tr><tr><td>4</td><td>502605.987</td><td>4174306.132</td><td>1810.824</td><td>27</td><td>22</td><td>-79</td></tr><tr><td>5</td><td>502652.082</td><td>4174366.749</td><td>1806.931</td><td>19</td><td>15</td><td>-98</td></tr><tr><td>6</td><td>502762.644</td><td>4174503.704</td><td>1780.341</td><td>31</td><td>24</td><td>-78</td></tr><tr><td>7</td><td>502836.292</td><td>4174576.113</td><td>1782.278</td><td>33</td><td>26</td><td>-151</td></tr><tr><td>8</td><td>502913.704</td><td>4174630.401</td><td>1784.534</td><td>-2</td><td>50</td><td>-141</td></tr><tr><td>9</td><td>502939.793</td><td>4174815.139</td><td>1774.183</td><td>-11</td><td>-26</td><td>-167</td></tr><tr><td>10</td><td>502906.036</td><td>4174905.272</td><td>1768.112</td><td>-3</td><td>20</td><td>-99</td></tr><tr><td>11</td><td>502916.692</td><td>4175005.560</td><td>1762.942</td><td>12</td><td>-5</td><td>-65</td></tr><tr><td>12</td><td>502964.582</td><td>4175115.927</td><td>1745.833</td><td>-10</td><td>0</td><td>-57</td></tr><tr><td>13</td><td>502979.805</td><td>4175242.650</td><td>1726.039</td><td>-21</td><td>-6</td><td>-48</td></tr><tr><td>14</td><td>502964.148</td><td>4175368.763</td><td>1722.628</td><td>26</td><td>1</td><td>-23</td></tr><tr><td>15</td><td>502926.074</td><td>4175465.036</td><td>1724.843</td><td>28</td><td>-13</td><td>-38</td></tr><tr><td>16</td><td>502999.300</td><td>4175608.714</td><td>1723.628</td><td>-1</td><td>-10</td><td>7</td></tr><tr><td>ref</td><td>502426.756</td><td>4173577.654</td><td>2074.455</td><td>0</td><td>0</td><td>0</td></tr></tbody></table>

## 2.3. Modélisation des déformations

La première modélisation des déformations à grandes longueur d'onde a été effectuée par Massonnet et al. (1995) a partir d'un modèle de source ponctuelle en demi espace infini élastique (Mogi, 1958). Cette modélisation conduit à une estimation peu précise de la profondeur de la source (± 3 km) et ne permet pas d'expliquer précisément la forme de l'interférogramme. En utilisant une méthode numérique par éléments frontières, un modèle 3D prenant en compte la topographie réelle du volcan a été calculé dans le cas d'une source sphérique (Cayol et Cornet, 1998). Cette modélisation a permis de réduire les incertitudes sur la profondeur de la source (16 ± 1 km sous le sommet de l'édifice) et d'expliquer l'aplatissement des déplacements vers le sommet de l'édifice (Figure 7d). Ce modèle 3D élastique n'explique cependant les observations qu'au premier ordre. L'asymétrie marquée de la géométrie des franges à grande longueur d'onde n'est pas reproduite. Nous discutons plus loin le rôle possible des effets troposphériques dans la géométrie des franges.

## 2.4. Validation de la précision des MNT

L'activité volcanique s'accompagne de déformations à courte longueur d'onde (injections de dyke, subsidence de coulées). Pour que l'interférométrie radar puisse permettre de détecter de telles déformations, une des conditions est de disposer d'un Modèle Numérique de Terrain

(MNT) suffisamment précis pour que des résidus topographiques ne bruitent pas l'interférogramme. En effet, l'amplitude et la longueur d'onde de résidus topographiques peuvent être du même ordre que ceux des variations liées à des déformations près de dykes. Nous avons mené une étude systématique de la précision de huit MNT de l'Etna à partir d'un levé GPS cinématique effectué en Avril 1998. La première étape de l'étude a consisté à ramener les huit MNT dans un système géographique commun (x, y : coordonnées kilométriques TM WGS84, z : altitudes en mètres par rapport à l'ellipsoïde WGS84) compatible avec celui des données GPS (ITRF94). L'écart entre les coordonnées WGS84 et l'ITRF94 est inférieur à 1 m et donc petit par rapport à la précision attendue des MNT. La seconde étape a consisté à calculer l'écart type des résidus obtenus en faisant la différenciation.

<table><caption>**Table 2**</caption><thead><tr><th>MNT</th><th>Méthode</th><th>t.m.s.</th></tr></thead><tbody><tr><td>ISTAR-1</td><td>Stéréophotogrammétrie SPOT</td><td>16 m</td></tr><tr><td>UCL-SPOT</td><td>Stéréophotogrammétrie SPOT</td><td>9 m</td></tr><tr><td>GNV-25</td><td>Photogrammétrie + digitalisation</td><td>5 m</td></tr><tr><td>IRECE</td><td>Déroulement d'interféogrammes</td><td>10 m</td></tr><tr><td>POLIMI-1</td><td>Déroulement d'interféogrammes</td><td>8 m</td></tr><tr><td>POLIMI-2</td><td>Idem + MNT GNV-25</td><td>7 m</td></tr><tr><td>Pareschi-DEM</td><td>Digitalisation de cartes</td><td>3 m</td></tr><tr><td>URP-VD8</td><td>Digitalisation de cartes</td><td>13 m</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_53.png" /><figcaption>**Fig. 4 :** Validation du MNT Pareschi à partir de données de GPS cinématique</figcaption></figure>

ce des valeurs d'altitude données par les mesures GPS avec les valeurs d'altitude données par chacun des huit MNT (environ 12 000 valeurs de résidus ramenées à environ 2 000 valeurs après interpolation). L'écart type ainsi calculé est probablement un bon estimateur de la qualité global d'un MNT. La Figure n°4 montre l'emplacement des 12 000 mesures GPS sur la représentation ombrée du MNT ayant le plus faible écart type.
<figure><img src="image_54.png" /><figcaption>**Fig. 5 :** Amélioration d'un interférogramme par utilisation d'un MNT plus précis. (a) calcul avec le MNT ISTAR-1 (gauche), (b) calcul avec le MNT Pareschi (droite).</figcaption></figure>

La Figure n°5 montre une portion du même interféro-
gramme calculé avec les MNT ayant le plus fort écart type
(ISTAR-1) et le plus faible écart type (Pareschi). On peut
noter la diminution du bruit haute fréquence sur le second
interférogramme. Nous présentons dans la Table n°2 les
huit MNT testés en précisant leur origine, leur mode de
réalisation et le résultat du calcul d'écart type. Le meilleur
MNT global est obtenu à partir de la numérisation de
courbes de niveaux des cartes au 1/25 000e disponibles sur
l'Etna. Il a été remplacé par des MNT plus récents dans les
régions de coulées récentes de façon à disposer d'un MNT
de référence actuel pour l'ensemble de l'Etna. La préci-
sion du MNT résultat est de l'ordre de ± 3 m.

<figure><img src="image_55.png" /><figcaption>**Fig. 6 :** Masque de cohérence obtenu par combinaison de 221 interférogrammes (1992-1998). L'échelle va de blanc (très cohérent) à noir (pas cohérent). Les coulées de lave récentes et les agglomérations sont bien mises en évidence.</figcaption></figure>

2.5. Cohérence des images SAR sur l'Etna

La cohérence d'un interférogramme peut se définir à
partir de l'inverse du gradient spatial de phase. Elle tra-
duit, pour chaque point de l'image, la probabilité de
retrouver une valeur de phase proche sur les pixels alen-
tours. Elle reflète la variabilité de l'état de surface du sol
et est utilisée dans de nombreux travaux pour caractéri-
ser les réflecteurs naturels. Nous avons sélectionné 221
interférogrammes de la période 1992 à 1998, et avons
calculé une carte de cohérence pour chacun d'eux. La
sommation de ces cartes fournit une "carte de cohérence
collective" (Figure n° 6) qui représente la persistance de
cohérence sur le long terme (Beauducel et al., 1999).
Contrairement aux cartes de cohérence individuelles, la
carte collective présente une haute résolution grâce aux
nombreuses sommations. On y distingue la géométrie des
coulées de lave récentes ou non couvertes de végétation,
les zones habitées et les routes avec une précision spatia-
le pratiquement égale à 40 m (taille du pixel de nos
images). Nous avons utilisé cette carte pour sélectionner
et classer les pixels des interférogrammes de l'Etna. Cela
a permis de masquer de façon automatique les images,
pour ne conserver que les valeurs de phase valides et
ainsi réduire à quelques milliers le nombre de données
utilisées dans les modèles, contre les 3 millions de
valeurs originales bruitées (voir Figure n°7b).

D'autre part, environ 800 pixels ont montré entre
98 % et 100 % de maintien de cohérence sur la période
considérée ; ceux-ci sont interprétés comme “ réflecteurs
permanents ” et pourront être localisés sur le terrain de
façon à participer aux études plus fondamentales des
ondes radar.

2.6. Étude des effets troposphériques

La précision de l'interférométrie différentielle pour la
détection des mouvements de surface se trouve limitée
par les effets atmosphériques. Une modification des
conditions atmosphériques dans la couche basse de l'at-
mosphère (troposphère) entre les instants d'acquisition
des images induit une variation du trajet de l'onde radar,
se traduisant par une rotation de phase sur l'interféro-
gramme. Dans les régions à fort relief, cet effet est cri-
tique car la rotation de phase d'origine troposphérique
dépendent de l'altitude de chaque point. Le système de
franges parasites n'est plus uniforme pour toute l'image
et peut masquer le signal géophysique. Nous avons déve-
loppé un modèle permettant de simuler l'effet troposphé-
rique à partir de données météorologiques (humidité,
pression, température) acquises en quelques points de
l'image (Delacourt, 1997). L'application de ce modèle a
permis d'améliorer la précision sur la mesure des défor-
mation du volcan lors de l'éruption de 1991-93 sur l'Etna
(Delacourt et al., 1998). Les corrections troposphériques
différentielles mises en évidence dans notre étude pou-
vaient atteindre deux franges soit l'équivalent de 56 mm
de déformation.
Dans le cadre de cette étude, nous avons trouvé une subsidence maximum de $13 \pm 3$ mm/mois de l'ensemble du volcan durant la deuxième moitié de l'éruption de 1991-1993, un arrêt de la déformation un mois avant la fin de l'éruption, puis une phase de gonflement (3 mm/mois) dans les mois suivants. Par la suite, nous avons cherché à réaliser une correction troposphérique

<figure><img src="image_56.png" /></figure>

**Fig. 7** : (a) interférogramme de l'Etna (septembre 1992 - octobre 1993), (b) interférogramme après application du masque de cohérence, (c) modèle de correction météorologique basé sur l'analyse de corrélation franges/altitude, (d) modèle de déformation supposant une source sphérique en profondeur et prenant en compte la topographie (Cayol and Cornet, 1998). On voit qu'un modèle de troposphère stratifiée permet de reproduire certaines observations (ici jusqu'à 3.8 franges) mieux que ne le fait un modèle de déformation tridimensionnel. L'interprétation des déformations du volcan doit donc impérativement tenir compte des effets troposphériques.

des interférogrammes à partir d'une éventuelle corrélation phase-relief extractible de l'image elle-même. L'inversion simultanée d'un modèle de déformation et de troposphère stratifiée, appliquée à 221 interférogrammes de la période 1992-1998, a confirmé les variations temporelles de délais troposphériques trouvées par l'étude précédente, tout en montrant que ces effets pouvaient dépasser 3 franges (Figure n°7). Les conclusions de cette étude (Beauducel et al., 1999) suggèrent que la majeure partie la plus importante des franges observées à grande longueur d'onde sur l'Etna depuis 1992 pourraient être d'origine troposphérique. Il s'agirait d'un résultat allant à l'encontre des conclusions des travaux précédents. Une confrontation détaillée avec les données GPS disponibles est en cours afin de corroborer ou non ces nouveaux résultats. L'étude des effets atmosphériques se révèle ainsi primordiale dans l'interprétation des données SAR.

### 3. CHAMPS PHLÉGRÉENS

La caldeira des Champs Phlégréens a été l'objet de deux importants phénomènes de soulèvement, le dernier durant la période 1982-1984, et a ensuite repris un régime de subsidence. Six interférogrammes de Naples couvrant l'intervalle 1993-1996 ont été calculés (Avallone et al., 1999). Bien que l'altitude d'ambiguïté des couples sélectionnés soit élevée, la cohérence des interférogrammes n'a pas de relation avec l'intervalle de temps considéré ni avec la saison durant laquelle les images ont été acquises. L'interférogramme le plus cohérent (Figure n°8), correspondant à la période 14 février 1993 - 3 avril 1996. Il montre que le centre de la caldeira des Champs Phlégréens, a été l'objet d'une subsidence de trois franges (84 mm). Ce résultat est en accord avec la valeur de 32 mm/an obtenue par nivellement dans la même zone durant la même période (Osservatorio Vesuviano, 1998). Un modèle de déformation utilisant le formalisme de Mogi (1958) indique une source de déflation localisée à

<figure><img src="image_57.png" /></figure>

**Fig. 8** : Interférogramme de la région napolitaine (14 février 1993 au 3 avril 1996). On observe environ trois franges de déflation sur la zone des Champs Phlégréens.

2.7 km de profondeur, centrée en mer à environ 700 m au sud-ouest du port de Pozzuoli. La géométrie et l'extension superficielle du champ de déformation, obtenu par l'interférométrie différentielle font apparaître une allure et une longueur d'onde identiques à ceux observés lors de la phase d'inflation entre 1982 et 1984. Cela suggère la présence d'une région source unique dans laquelle se localisent à la fois les moteurs de l'inflation de 1982-1984 et de la déflation. La précision du résultat interférométrique est significativement inférieure à la précision classique des nivellements, mais la couverture superficielle est plus dense. La validation réciproque des observations nivellement et interférométriques aux Champs Phlégréens renforce considérablement notre connaissance des barres d'erreur sur les mesures interférométriques. L'existence conjointe des deux types de données permet de caler en absolu les franges. La valida-
tion des données interférométriques ainsi réalisée, la mise en œuvre de calculs de modélisation 3D plus raffinés que précédemment devient possible.

## REMERCIEMENTS

Les travaux présentés dans ce papier ont été soutenus par le CNRS-INSU (programmes PNRN et PNTS), la Commission Européenne (projet DGXII Madviews, ENV-CT96-0294) et l'ESA (projet Empedocle).

## RÉFÉRENCES

* Arnaud, A., Etude et analyse des artefacts dans la construction de l'image interférométrique radar, Thèse de l'Institut National Polytechnique de Toulouse, 1997.

* Avallone, A., P. Briole, C. Delacourt, A. Zollo and F. Beauducel, Subsidence of Campi Flegrei (Italy) detected by SAR interferometry, submitted to Geophys. Res. Lett., 1999.

* Baldi P., S. Bonvalot, P. Briole and M. Marsella, Digital photogrammetry and kinematic GPS for monitoring volcanic areas, submitted to Geophys. J. Int., 1999.

* Beauducel, F., P. Briole and J.L. Froger, SAR interferometry fringes observed on Mount Etna: Real deformation or tropospheric artefact?, submitted to J. Geophys. Res., 1999.

* Briole, P., D. Massonnet and C. Delacourt, Post-eruptive deformation associated with the 1986-87 and 1989 lava flows of Etna detected by radar interferometry, Geophys. Res. Lett., 24, 1-37, 40, 1997.

* Carnec, C., Interférométrie SAR différentielle, Application à la détection des mouvements de terrain, Thèse de l'Université Paris VII, 1996.

* Carnec, C., D. Massonnet, and C. King, Two examples of the use of SAR interferometry on displacement fields of small spatial extent, Geophys. Res. Lett., 23, 3579-3582, 1996.

* Cayol, V., Analyse élastostatique tridimensionelle du champ de déformation des édifices volcaniques par éléments frontières mixtes, Thèse de l'Université Paris VII, 1996.

* Cayol, V. and F.H. Cornet, Effects of topography on the interpretation of the deformation field of prominent volcanoes. Application to Etna, Geophys. Res. Lett., 25, 1979-1982, 1988.

* Cayol, V., J.L. Froger and P. Briole, Two-dimensional modelling of the time-dependant displacement associated with the 1989 Etna lava flow, in EU-DGXII-MADVIEWS final report, 1999.

* Coltelli, M., Fornaro G., Franceschetti G., Lanari R., Migliaccio M., Moreira J. R., Papathanassiou P., Puglisi G., Riccio D., Schwabish M., SIR-C/X-SAR Multifrequency Multipass Interferometry: a new Tool for Geological Interpretation, J. Geoph. Res., E12, 23127-23148, 1996.

* Delacourt, C., Détection et analyse de mouvements de surface par interférométrie différentielle, Thèse de l'Institut de Physique du Globe de Paris, 1997.

* Delacourt, P. Briole and J. Achache, Tropospheric corrections of SAR interferograms with strong topography. Application to Etna, Geophys. Res. Lett., 25, 2849-2852, 1998.

* Ferretti, A., C. Prati and F. Rocca, Multibaseline InSAR DEM Reconstruction: the Wavelet Approach, IEEE Trans. Geosci. Remote Sens., to be published

* Ferretti, A., Monti Guarnieri, C. Prati and F. Rocca, Multi-Baseline Interferometric Techniques and Applications, Proc. FRINGE 96 Workshop – Zurich, 1996, http://www.gco.unizh.ch/rsl/fringe96/

* Ferretti, A., C. Prati, F. Rocca and A. Monti Guarnieri, Multi-baseline SAR Interferometry for automatic DEM reconstruction, Proc. 3rd ESR Symposium, Florence, 1997, http://florence97.ers-symposium.org/

* Froger, J.-L., P. Briole, A Arnaud and G. Puglisi, Use of ERS Tandem interferograms to improve Digital Elevation Model. Example of Mt Etna, Italy, submitted.

* Froger, J.-L., P. Briole, C. Delacourt, A. Arnaud, G. Puglisi, C. Deplus and F. Obrizzo, Short wavelength deformation of Etna revealed by five years of SAR interferometry, Bull. Volc., en préparation, 1999.

* Froger, J.-L., B. Malengreau et P. Briole, Etude qualitative des Modèles Numériques de Terrain disponibles sur le Mont Etna, http://wwwwobs/terre/insar/rest/empe/index.html, 1999.

* Fruneau, B., J. Achache and C. Delacourt, Observation and modeling of the Saint-Etienne-de-Tinée landslide using SAR interferometry, Tectonophysics, 265, 181-190, 1996.

* Goldstein, R.M., H. Engelhardt, B. Kamb and R. Frolich, Satellite radar interferometry for monitoring ice sheet motion: Application to an Antarctic ice stream, Science, 262, 1525-1534, 1993.

* Hansen, R., Assessment of the role of Atmospheric heterogeneities in ERS tandem SAR interferometry, Delft University Press, DEOS Report n° 98.1, 1998.

* Harris, A., A. J. L., Blake, S., Rothery, D. A. and N.F. Stevens, A chronology of the 1991 to 1993 Etna eruption using AVHRR data: implications for real time thermal volcano monitoring, J. Geophys. Res., 102, 7985-8003, 1997.

* Lanari, R., P. Lundgren, and E. Sansosti, Dynamic Deformation of Etna Volcano observed by Satellite Radar Interferometry, Geophys. Res. Lett., 25, 1541-1544, 1998.

* Lu, Z., R. Fatland, M. Wyss, S. Li, J. Eichelberer, J. Dean, and J. Freymueller, Deformation of New Trident volcano measured by the ERS-1 SAR interferometry, Katmai National Park, Alaska, Geophys. Res. Lett., 24, 695-698, 1997.

* Lu, Z., D. Mann and J. Freymueller, Satellite interferometry measures deformation at Okmok volcano, EOS, 79, 39, 461-470, 1998.

* Lu, Z. and J. Freymueller, Synthetic aperture radar (SAR) interferometry coherence analysis over Katmai volcano group, Alaska, J. Geophys. Res., in press, 1999.

* Massonnet, D., M. Rossi, C. Carmona, F. Adragna, G. Peltzer, K. Feigl and T. Rabaute, The displacement field of the Landers earthquake mapped by radar interferometry, Nature, 364, 138-142, 1993.

* Massonnet, D., P. Briole and A. Arnaud, Deflation of mount Etna monitored by spaceborne radar interferometry, Nature, 375, 567-570, 1995.
Massonnet, D. and K.L. Feigl, Radar interferometry and its appli-
cation to changes in the Earth's surface, Rev. Geophys., 36, 441-
500, 1998.

Mogi, K., Relations between the eruptions of various volcanoes and the deformations of the ground surfaces around them, Bull. Earthquake Res. Inst. Univ. Tokyo, 36, 99-134, 1958.

Mouginis-Mark, P. J. and H. Garbeil, Digital topography of volcanoes from radar interferometry: an example from Mt Vesuvius, Italy, Bull. Volcanol., 55, 566-570, 1993.

Osservatorio Vesuviano, Rendiconti dell'attività di sorveglianza,
gennaio 1998.

Sansosti, E., M. Tesauro, R. Lanari, G. Fornaro, G. Puglisi, G. Franceschetti, M. Coltelli, Digital Elevation Model Generation Using Ascending and Descending ERS-1/ERS-2 Tandem Data, to be published in Int. J. Remote Sensing, 1999.

Scharoo, R., P.N.A.M. Visser and G.J. Mets, Precise orbit determination and gravity field improvement for ERS satellites, J. Geophys. Res., 103, C4, 8113-8127, 1998.

Sigmundsson, F., H. Vadon, and D. Massonnet, Readjustment of the Krafla spreading segment to crustal rifting measured by Satellite Radar Interferometry, Geophys. Res. Lett., 24, 1843-1846, 1997.

Sigmundsson, F., P. Durand and D. Massonnet, Opening of an eruptive fissure and seaward displacement at Piton de la Fournaise volcano measured by RADARSAT satellite radar interferometry, Geophys. Res. Lett., in press.

Stevens, N.F., J.B. Murray and G. Wadge, The volume and shape of the 1991-93 lava flow field at Mount Etna, Sicily, Bull. Volcanol., 58, 449-454, 1997.

Stevens, N.F., Lava flow volume and geomorphology from SAR interferometry, PhD thesis, University of Reading, UK, 1988.

Thatcher, W. and D. Massonnet, Crustal deformation at Long Valley caldera, eastern California, 1992-1996 inferred from satellite radar interferometry, Geophys. Res. Lett., 24, 2519-2522, 1997.

Tarayre, H., Extraction de Modèles Numériques de Terrain par interférométrie radar satellitaire : algorithme et artéfacts atmo-sphériques, Thèse de l’Institut National Polytechnique de Toulouse, 47-63, 1996.

Wadge, G., J. Achache, A. Ferretti, P.W. Francis, J. Morley, J.P. Muller, C. Prati, F. Rocca, N.F. Stevens, M. Upton and C.A. Williams, Volcano Monitoring Using Interferometric SAR, Proc. 2nd ERS Symposium, Florence 17-21 March 1997, ESASP-414, 469-473, 1997.

Williams, C.A. and G. Wadge, The effects of topography on magma chamber deformation models: Application to Mt. Etna and radar interferometry. Geophys. Res. Lett., 25, 1549-1552, 1998.

Zebker, H. A., C. L. Werner, P. A. Rosen and S. Hensley, Accuracy of topographic maps derived from ERS-1 interferometric radar, IEEE Trans. Geosci. Rem. Sensing, 32, 823-836, 1994.

Zebker, H. A., P. A. Rosen and S. Hensley, Atmospheric effects in interferometric synthetic aperture radar surface deformation and topographic maps, J. Geophys. Res., 102, B4, 7547-7563, 1997.

Wicks, Jr. C., W. Thatcher and D. Dzurisin, Migration of fluids
beneath Yellowstone caldera inferred from satellite radar inter-
ferometry, Science, 282, 458-462, 1988.
# STRUCTURE INTERNE DU PITON DE LA FOURNAISE ET DE L'ETNA
## D'APRÈS LA TOMOGRAPHIE SISMIQUE

INTERNAL STRUCTURE OF PITON DE LA FOURNAISE AND ETNA VOLCANOES FROM SEISMIC TOMOGRAPHY.

A. HIRN¹, J.-C. LÉPINE¹, M. SAPIN¹, M. LAIGLE¹, R. NICOLICH², J. GALLART³, V. LANKAR¹, A. NERCESSIAN¹, B. de VOOGD⁴, P. CHARVIS⁵, J.-L. VEINANTE¹, J. VERHILLE¹.

¹Laboratoire de Sismologie Expérimentale, Département de Sismologie, UMR CNRS 7580, et Observatoires Volcanologiques, Institut de Physique du Globe, 4 place Jussieu, 75252 Paris 05, France / ²DINMA, Université de Trieste / ³Institut de Ciencies de la Terra, CSIC, Barcelona / ⁴Université de Pau / ⁵Institut de Recherches pour le Développement, Villefranche sur Mer

## ABSTRACT

Seismic approaches reveal the lithospheric structure and geodynamic contexts of Piton de la Fournaise and Etna. A set of tomographic experiments constrains their internal structures with a resolution providing insight into edifice evolution and eruptive behavior.

The hotspot context of La Réunion island thus appears to differ from the Hawaiian one by a reduced plate flexure, large proportion of low velocity-density in the edifice, crustal underplating under the presently active part, which may be seen as the level of transposition from primary melts into the more tholeitic products erupted. Structural heterogeneities of the preexisting plate are documented which may control magmatism in addition to slow plate/hotspot motion. Two completely different tomographies establish a high-velocity central core under the active volcano summit area which contrasts with the surroundings interpreted as eruptives or transported material and rises from the top of the oceanic plate. An other distinct high-velocity body to the East, which top has been drilled, is imaged to be rooted in the plate. So-called rift-zones of the active volcano are not marked by velocity anomalies, hence do not appear to be magmatic. High resolution location of earthquakes, heterogeneity in Vp/Vs and magnitude-number evolution can be correlated for the pre-ruptive magma migration to the most recent eruption.

Mt Etna is not in a simple geodynamic context typical for volcanism. Marine reflection seismics reveal extension of crustal scale, which has succeeded to the compression related to the subduction at the Calabro-Sicilian arc. It is interpreted as marking a change in slab coupling, with which the development of Etna appears coeval. A lithospheric normal-fault, oblique from Etna into the Ionian basin appears in the updip prolongation of the edge of the slab and is suggested as the source of the major catastrophic historical earthquakes of Sicily. These are thus structurally related to Etna volcanism, but also temporally since their occurrences corresponded to the two major changes in eruptivity over the millenium. Through the conjunction of several methods, Etna appears on a mantle upwarp where these recent normal faults interact with structure inherited from the formation of the

Mesozoic passive margin and the later overriding of its northern seaward part by the arc. This structure reconciles petrological and geochemical observations, which were contradictory in a model of intra-crustal magma chamber, by suggesting instead that magma may pond at the top of the mantle and part of it not erupt but advect sideways due to the extensional context. A similar mechanism can be proposed at the upper crustal scale. There, a high-velocity body of magmatic origin is proven to reach as shallow as the depth of exsolution of SO₂, of which excess discharge it may be the restite for which extension provides space. Thanks to 3-component seismographs providing S-waves, Vp/Vs tomography allows to map heterogeneities within this magmatic structure. This images presumably non-solid inclusions or transfer zones. They are proposed to have been activated during the major 1991-93 eruption and provide an interpretation of its magmatic, seismic and deformation episodes.

## 1. INTRODUCTION : OBJETS ET MÉTHODES

Les méthodes de prospection sismiques sont habituellement appliquées à la structure des bassins sédimentaires pour la recherche des ressources naturelles. La nature, la forme et l'origine particulière des volcans rendent nécessaire une adaptation et un développement de ces méthodes à partir de sources artificielles. Cependant comme des séismes locaux se produisent dans les volcans actifs, les ondes qu'ils engendrent échantillonnent le milieu, fournissant ainsi un autre moyen d'en approcher l'image.

Il est d'usage de désigner par tomographie l'approche qui, à partir des temps de propagation des ondes sismiques entre un ensemble de sources sismiques et de capteurs, reconstruit en trois dimensions, 3D, dans le volume échantillonné le champ de vitesse de propagation des ondes sismiques, qui est un observable de la nature des roches traversées. Elle a été développée à partir de premières arrivées d'ondes, dans le cas de séismes lointains sur un réseau de dimension de la centaine de kilomètres (Aki et al., 1976) et de séismes locaux enregistrés par un réseau local (Aki and Lee, 1976). Ajoutant à cette approche les ondes S obtenues à la faveur de déploie-ments originaux de réseaux de sismographes 3-composantes, nous l'avons appliquée à divers contextes : zones de répliques (Nercessian et al., 1984), champs géothermiques (Hirn et al., 1989), volcans (Hirn et al., 1991b ; Nercessian et al., 1996).
Dans un développement différent, nous avons introduit l'utilisation de sources artificielles en surface en utilisant un miroir, en l'occurrence le Moho, interface croûte-manteau, pour renvoyer les ondes vers la cible par des sous. Cette approche tomographique permet une résolution plus fine et peut être appliquée aussi hors des régions sismiques actives. Avant que l'usage du mot tomographie s'impose avec le succès de ces méthodes, nous l'avions appelée sismique-transmission pour indiquer qu'elle pouvait être une nouvelle méthode de prospection (Hirn et Nercessian, 1980), mais Evans et Zucca (1993) l'ont baptisée tomographie NeHT par référence à Nercessian, Hirn et Tarantola (1984).

Les approches tomographiques souffrent des limitations inhérentes à l'observation à la surface de la terre : le milieu est toujours échantillonné de manière non optimale parce qu'on ne peut pas avoir de capteurs à l'intérieur, et que, si on utilise des sources sismiques naturelles, leur localisation n'est pas connue. On contournera ici le risque de biais dans une approche tomographique particulière en éclairant l'objet à explorer par des rais sismiques provenant de plusieurs expériences indépendantes ayant des géométries, des dispositions et des types et de sources différentes : par exemple sismique-transmission et tomographie à l'aide de séismes locaux.

## 2. LA TOMOGRAPHIE D'ÉCHELLE LITHOSPHÉRIQUE : IMPLICATIONS GÉODYNAMIQUE-VOLCANISME

L'île de La Réunion (Figure 1) et ses volcans ont été traditionnellement considérés similaires à Hawaii, exemple type du volcanisme de point chaud. Nous y avons mis en œuvre plusieurs méthodes sismiques de manière conjointe dont on résumera d'abord les résultats sur la structure profonde et ses implications, présentés par Gallart et al. (1996), Gallart et al. (1999), Charvis et al. (1999), de Voogd et al. (1999). Une série de profils de sismique-réflexion en mer et réfraction en mer et mer-terre donne une image quantitative de la structure lithosphérique. On peut en présenter une coupe NE-SW suivant la trace présumée du point chaud (Figure 2). L'échantillonnage par de très nombreux rais permet ici non seulement une modélisation mais aussi une inversion partielle : tomographie 2D. La coupe met en évidence que la partie dense occupe peu de volume à travers l'évidence. Une partie importante de celui-ci apparaît comme formée par l'accumulation par transport latéral de matériel érupté, dans des épisodes de déstabilisation. Cette expérience est cependant fondée sur la réfraction-réflexion, donc fournit la vitesse absolue, et non seulement sa déviation. On en déduit que l'édifice sous-marin posé sur la plaque océanique a une vitesse moyenne bien plus faible que celle de la croûte océanique, valeur qui lui est attribuée par défaut dans des modélisations de gravimétrie et de géoïde qui aboutissent à un modèle de

flexure de plusieurs kilomètres de la plaque sous cette charge, analogue au modèle d'Hawaii. D'ailleurs les mesures montrent que le toit de cette plaque n'est guère plus profond que les 4,5 km du fond de la mer loin de l'île. La loi de vitesse-profondeur s'en trouve significativement corrigée par rapport à celle d'Hawaii utilisée auparavant par défaut. Ceci a deux effets, d'une part la localisation des séismes va être rectifiée, surtout en profondeur, d'autre part la structure dans laquelle ils se trouvent le sera aussi, de sorte qu'on va réviser l'image et l'interprétation de la relation entre séismes et structure. A grande profondeur, l'autre découverte majeure à cette grande échelle est celle d'une inclusion de matériel ou d'une modification du matériel, entre la croûte et le manteau océaniques préexistants. Ce " placage sous-crustal " pourrait être le niveau où les magmas primaires qui arrivent donnent naissance aux produits qui éruptent.

En plan, il apparaît un contrôle structural par le bâti océanique, avec en plus d'une dorsale fossile proposée antérieurement, la mise en évidence d'une faille transformante insoupçonnée, éventuellement réactivée. Un contrôle de la localisation du volcanisme par la structure antérieure paraît alors possible, comme ce pourrait être le cas pour l'île Maurice. Ajouté à l'expression modérée dans la structure actuelle, par exemple la quasi-absence de flexure, ceci fait que la marque du point chaud sur la structure apparaît en quelque sorte moins forte que dans le standard Hawaiien.

L'Etna (Figure 5) est dans une position qui apparaissait énigmatique, à l'avant de la subduction à l'arc Calabro-Sicilien et sur le bord de l'ancienne marge continentale mésozoïque du Bassin Ionien. Des données originales fournissent des éléments d'interprétation (Hirn et al., 1996, 1997 ; Laigle, 1998).

Un ensemble de profils de sismique-réflexion permet de découvrir un champ de failles normales au pied de l'Etna (Figure 5b). D'une part comme elles prolongent les Timpe de son flanc Est, celles-ci ne sont pas limitées à la couverture. D'autre part elles révèlent un contexte de tension E-W actuel dans la croûte supérieure en mer attenant d'un changement récent de la tectonique, avec une cessation de la compression liée à la subduction. Une faille active et récente d'échelle crustale, longue de plus de 100 km, depuis l'Etna vers le SSE, est imagée. Elle est distincte et s'écarte de l'escarpement de Malte, paléomarge de la mer Ionienne souvent invoquée jusqu'ici comme élément tectonique actif. Cette faille normale pourrait marquer le réajustement de la géométrie de la lithosphère dans le prolongement amont du bord du panneau de lithosphère Ionienne plongeant sous la mer Tyrrhénienne. Cette faille relie structuralement l'Etna à la géodynamique récente en extension et on remarque que leurs âges, de l'ordre de 5 à 700 000 ans, coïncident.

On peut alors proposer ces failles sous-marines comme sources des séismes historiques majeurs de l'Est de la Sicile jusqu'ici mal compris. Cette structure conduit aussi
à relier le fonctionnement éruptif de l'Etna à la sismotec-
tonique régionale majeure, et on remarque alors aussi la
relation temporelle entre les variations majeures dans le
taux de production volcanique, aux 17ᵉ et au 12ᵉ siècles,
et l'occurrence des séismes catastrophiques, en 1693 et
1169. Cette structure récente interagit géométriquement
avec celle d'une hétérogénéité de la lithosphère héritée de
l'évolution comme marge passive Mésozoïque (Nicolich
et al., 1998). L'Etna apparaît alors comme un point haut du
Moho qui descend de l'Est vers l'Ouest et le Sud à travers
cette paléomarge passive, et vers le Nord sous l'effet de la
flexure de sa partie océanique chevauchée par la croûte
européenne du bloc Péloritain-Calabrais

A travers l'Etna même, les données de sismique
réflexion, celles de réfraction à l'échelle crustale et régio-
nale, et aussi d'une ébauche de tomographie profonde, par
premières arrivées télésismiques et par conversion de
mode dans les fonctions de transfert, imagent la topogra-
phie du Moho (Hirn et al., 1997 et 1999). Dans cette image
d'un Moho localement peu profond depuis la mer Ionienne
jusqu'à travers l'Etna, la chambre magmatique vers 15-20
km de profondeur de Sharp et al. (1980) ne se trouverait
pas dans la croûte mais, sans contredire leurs données, au
toit d'une remontée locale du manteau. Un tel modèle rend
compte à la fois des différentes tomographies sismiques,
chacune biaisée à sa manière par une géométrie insuffi-
sante ou des a priori trop forts dans l'inversion. Il permet
de lever ce qui apparaissait jusqu'alors comme des contra-
dictions entre des observations géochimiques et pétrolo-
giques lorsqu'on se plaçait dans le modèle d'une chambre
magmatique intracrustale. En effet si le magma est au toit
d'une remontée mantellique dans le contexte actuel et
récent d'extension lithosphérique il peut, après qu'un
volume beaucoup plus grand que celui qui sera érupté se
soit en partie dégazé, ce que la mesure du flux de volatils
en surface indique (Allard et al., 1991), être advecté pour
une grande proportion latéralement et re-geler à l'état de
manteau sans être piégé comme s'il était dans une
chambre magmatique intracrustale qui deviendrait énor-
me, ce que les études isotopiques contredisent (par ex
Albarède, 1993).

3. LES ÉDIFICES VOLCANIQUES ET LEURS RACINES DANS LA CROÛTE SUPÉRIEURE : TOMOGRAPHIE 3D HAUTE RÉSOLUTION PAR SOURCES ARTIFICIELLES (SISMIQUE-TRANSMISSION, NEHT)

Les tomographies originales des deux volcans étaient
fondées sur des séismes locaux, cependant pour l'Etna un
test de la variation de structure avait été fait en se servant
d'ondes renvoyées par le Moho (Hirn et al., 1991b). Par
cette géométrie complètement indépendante adaptée à la
résolution latérale de l'anomalie, on démontrait l'existen-
ce du corps rapide dans la croûte sous l'Etna trouvé par les

séismes locaux, mais manquait de résolution sur sa pro-
fondeur. Pour vérifier si le corps à forte vitesse s'étend
bien vers le haut jusque vers le niveau de la mer, on adap-
te donc la méthode tomographique de sismique-transmis-
sion à source artificielle (Figure 6) (Laigle and Hirn, 1998
soumis). Pour cela on se sert des rais réfléchis par le socle
sous l'Etna : les anomalies imagées ne peuvent donc se
trouver qu'au-dessus de ce niveau. L'enregistrement de
plusieurs tirs dans des azimuts différents, fondamental
pour assurer un échantillonnage croisé, est réalisé avec
une ligne de capteurs encerclant l'Etna à une dizaine de
kilomètres du sommet, d'une densité inégalée : jusqu'à
800 traces de sismique de prospection industrielle avec 50
à 100 m d'intertrace, ce qui s'avère nécessaire pour
atteindre la précision de temps et la fiabilité d'identifica-
tion des ondes. L'inversion peut être simplifiée en pratique
grâce au principe de l'image virtuelle, sous le réflecteur,
de la source en surface. Le résultat est la présence indubi-
table du corps rapide dans la pile sédimentaire. Ceci
confirme la base sur laquelle s'appuyait l'interprétation
(Hirn et al., 1996 ; 1997) où des amas magmatiques non
éruptés, dans la croûte supérieure et éventuellement au toit
de la remontée mantellique pouvaient fournir l'excès de
volatils mesuré en surface par rapport au taux de matériel
érupté. Le corps rapide est fiablement imagé jusqu'à la
faible profondeur nécessaire pour l'exsolution du SO2
(Allard, 1997). La présence de ce corps ne correspond pas
à un cas simple de croissance endogène d'édifice, puis-
qu'on est en-dessous de celui-ci, mais apparaît liée à l'ex-
tension lithosphérique.

Au Piton de la Fournaise la tomographie par séismes
locaux (Nercessian et al., 1996) souffrait que la sismicité
ne soit pas largement distribuée. Un corps rapide était
résolu sous la zone sommitale, mais seulement jusqu'au
niveau de la mer, l'échantillonnage en-dessous étant
pauvre. On transpose alors l'approche de tomographie par
sismique-transmission à sources artificielles (Figure 3)
(Lankar and Hirn, soumis) tirant profit de l'environne-
ment marin qui permet de réaliser de manière efficace de
nombreux tirs. Les nombreuses sources sur un cercle en
mer entourant le volcan permettent de réaliser un échan-
tillonnage croisé et donc une résolution latérale excep-
tionnels. La reconstruction de la géométrie du problème
se sert ici de la densité du réseau de stations disposé en
nappe 2D sur le volcan, qui permet de définir en même
temps que le résidu de temps d'arrivée, observable de
l'hétérogénéité, le paramètre du rai, donc d'en tracer la
géométrie à travers le modèle. Ce problème est alors pro-
pice à l'inversion sans blocs (Tarantola and Nercessian,
1984) et la grande redondance des données obtenues ici
permet d'appliquer des méthodes d'estimation de préci-
sion non paramétriques, ici le "bootstrap". Le dispositif
expérimental comprend en plus des profils de tirs radiaux
dans plusieurs azimuts. Ceux-ci fournissent en fonction
de la distance plusieurs branches d'hodochrones, d'ondes
renvoyées par des miroirs de plus en plus profonds. Ceci
<figure><img src="image_58.png" /></figure>

Fig. 1 : Le Piton de la Fournaise occupe le tiers SE de l'île de la Réunion, extrémité d'une bande de relief sous-marins anormaux (en gris) dans l'Océan Indien, attribué au passage des plaques sur des points chauds. Les 40 points alignés à terre et les quelques gros points en mer représentent les capteurs, et les lignes de points très dense en mer les tirs, utilisés pour la coupe tomographique 2D de la Figure 2.

Fig. 2 : D'après Gallart et al. (1999). Coupe structurale NE-SW : vitesses de propagation d'ondes P obtenues par modélisation et tomographie 2D.

Fig. 3 : D'après Lankar and Hirn (soumis). Coupe Ouest-Est à travers les résultats 3D (déviation de Vp) de l'inversion tomographique sans blocs des temps de propagation à une nappe 2D dense de 50 capteurs sur le volcan, d'une ligne concentrique de tirs en mer augmentée de profils radiaux dans plusieurs azimuts.

Fig. 4 : a) D'après Lépine et al. (en préparation). Coupe Ouest-Est au même endroit et à la même échelle à travers le résultat 3D (déviation de Vp) de l'inversion tomographique à partir des temps d'arrivée des séismes locaux. Bleu vitesse plus forte, rouge vitesse plus faible b) Coupe de la même inversion, mais en valeurs de Vp/Vs, même code. Les séismes dans une bande d'un km de la coupe sont projetés dessus, ceux de Mars 1998 sont à la verticale du sommet à partir de 4km de profondeur.
<figure><img src="image_59.png" /></figure>

**Fig. 5** : D'après Nicolich et al., (soumis). a) L'Etna près de la côte Est de la Sicile dans son cadre géologique sur le complexe de subduction de la marge de l'Afrique sous l'Europe. Localisation des failles normales actives (F1-F7) révélées par la grille de profils de réflexion en mer.

b) Vue perspective depuis la mer au SE, de la topographie du Moho vers l'Etna qu'on voit ainsi être situé sur le point haut au loin, formé par le Moho qui remonte depuis le Sud à travers la paléomarge Mésozoïque du promontoire continental Hybléen de la plaque Afrique puis plonge vers le Nord sous son prolongement océanique chevauché par l'Arc Calabro-Sicilien.

**Fig. 6** : D'après Laigle and Hirn (soumis). Carte à 2km sous le niveau de la mer à travers la tomographie 3D de tirs, déviation de Vp. Les capteurs sont disposés en cercle approximatif à 8 km du sommet et enregistrent les ondes renvoyées par le socle depuis des tirs disposés à plus grande distance dans plusieurs azimuts (bleu vitesse forte, rouge vitesse faible).

**Fig. 7** : D'après Laigle et al. (soumis). Cartes à 2 km de profondeur à travers la tomographie 3D de séismes locaux enregistrés dans trois déploiement temporaires de réseaux denses (bleu valeur forte, rouge faible).

a) déviation de Vp. b) valeur de Vp/Vs.
fournit une résolution en profondeur puisque chaque branche n'est sensible qu'à l'hétérogénéité des couches moins profondes.

On image un corps à forte vitesse, centré sous les cratères sommitaux (Figure 3), ce qui confirme par une géométrie complètement différente le résultat antérieur de la tomographie par séismes locaux. De plus, on voit maintenant que le corps rapide se prolonge sous le niveau de la mer. Il est enraciné à au moins 4 km, profondeur qu'on sait maintenant être celle du toit de la plaque océanique préexistante. Il semble émerger le long de la base de l'édifice de l'île depuis l'Ouest, en quelque sorte en provenance de la direction du Piton des Neiges. Rappelant que la tomographie 2D sur le profil NE-SW à travers l'île a découvert un corps rapide, on peut envisager une relation structurale directe du plus ancien au plus récent pitons, ou bien par le contrôle sur la propagation latérale du magma profond d'une structure héritée dans la lithosphère à la jonction dorsale-transformante fossile que l'on a imagée.

L'expérience résout un deuxième corps rapide bien que celui-ci soit en bordure de son échantillonnage. Ceci établit la qualité de l'approche puisque le toit de ce corps est bien rencontré par le forage géothermique profond du Grand-Brûlé. Ce corps semble enraciné dans la plaque océanique et on établit qu'il est complètement séparé de celui localisé sous le Piton de la Fournaise. On ne peut donc se contenter de considérer les appareils volcaniques de la Réunion seulement en fonction de la trace du point chaud.

Par contre, il n'apparaît pas de structure à l'aplomb des régions parfois considérées comme des "rift-zones". On démontre ce point par des mesures de sismique-réfraction réalisées à l'intérieur de l'Enclos Fouqué à travers la rift-zone Nord. Celle-ci est plutôt une structure lente, rift ou fissure en extension, que rapide comme un rift magmatique formé d'une accumulation solidifiée d'intrusions latérales depuis un réservoir central à l'instar des longues rift-zones Hawaïennes. Une telle image de la structure fournit une explication à l'observation de la différence entre Fournaise et Kilauea dans la sismicité juste avant éruption, et indique une différence dans les possibilités de prédire ou d'annoncer les éruptions latérales. Au Kilauea l'intrusion d'un nouveau dyke liquide dans un amas de dykes solidifiés se fait par force, avec une sismicité forte qu'il est facile d'utiliser pour surveiller la progression du magma et prédire heure et point de sortie. A la Fournaise, les éruptions non-sommitales, qu'elles soient dans ou hors Enclos, font peu de bruit lorsqu'elles passent par des rift-zones ouvertes.

## 4. L'ÉTAT PHYSIQUE DU MATÉRIEL : MAGMAS ET FLUIDES, D'APRÈS LA TOMOGRAPHIE Vp/Vs DE SÉISMES LOCAUX

Il y a trois progrès importants par rapport aux tomographies courantes par séismes locaux. D'une part on

détermine indépendamment par sismique réfraction-réflexion la loi de vitesse-profondeur qui est la référence par rapport à laquelle on linéarise le problème inverse, et dont les résultats portent l'empreinte. D'autre part on déploie des réseaux qui sont denses, et constitués de sismographes 3-composantes. Leurs données fournissent une meilleure contrainte sur le milieu que le même nombre de données sur un réseau lâche parce qu'il y a moins d'inconnues liées à la position des sources et un meilleur échantillonnage spatial. Enfin, on utilise plusieurs géométries pour éviter le risque de biais intrinsèque à chacune. La tomographie NeHt par sources artificielles permet de cerner une partie restreinte du milieu. Ainsi calée et avec des tests synthétiques, la tomographie par séismes locaux fournit Vp/Vs, qui donne accès à l'état physique du milieu.

### 4.1 L'hétérogénéité en Vp/Vs et les transports de magma de l'éruption majeure de 1991-93 à l'Etna.

La tomographie Vp par séismes locaux est cohérente avec celle de tirs là où elles coïncident. Elle permet de prolonger le corps rapide dans la croûte et de décrire son toit. La discussion des implications magmatiques et tectoniques, en termes de rift-zones et de failles, doit faire appel à plusieurs autres données, de réfraction et réflexion, et ne peut être faite ici (Accaino et al. 1998, Laigle et al., 1998 ; Laigle et al., en préparation). On choisit plutôt d'illustrer brièvement les résultats Vp/Vs (Laigle, 1998).

Le corps rapide, que son contraste avec les sédiments encaissants permet d'interpréter comme étant de nature magmatique, apparaît massif en Vp (Figure 7a). Cependant, Vp/Vs montre une hétérogénéité à l'intérieur, et sur certains de ses bords. Les inversions de données calculées dans des modèles synthétiques vérifient la fiabilité de ces images (Laigle et al., soumis 1999). A 2-3 km sous le niveau de la mer dans la zone centrale du volcan (Figure 7b), on note dans le domaine à fort Vp plusieurs zones à fort Vp/Vs, donc de faible Vs relative ce qui suggère la présence du matériel magmatique non massif ou non solidifié. L'une d'entre elles, à l'intérieur du corps de fort Vp, s'allonge à l'aplomb de la bordure Est des cratères terminaux. Une autre rentre sous le bord du corps rapide, au SW des cratères. Là elle est localisée entre les sédiments et la partie centrale du corps à fort Vp et Vp/Vs normal. Une connexion possible entre ces deux régions, par le sud des cratères est indiquée en 3D. On suggère qu'une telle hétérogénéité dans l'hypostructure magmatique peut servir de cadre à la compréhension de la complexité de l'éruption majeure de 1991-93. Schématiquement quelques éléments : la localisation de la déflation de la première phase de l'éruption (Nunnari and Puglisi, 1994) coïncide avec l'anomalie au SW des cratères, d'où un premier amas de magma pourrait provenir. L'essaim sismique prééruptif du 14/12/91 migre vers les cratères sommitaux (Ferrucci and Patanè, 1993) depuis un site proche mais au SE d'eux, que l'anomalie Vp/Vs pourrait
indiquer être relié à la région précédente au SW. Treuil et Joron (1994) décrivent aussi par la géochimie l'arrivée plusieurs mois plus tard dans l'éruption soutenue, de magma d'une nouvelle provenance. C'est l'époque où se développent les séismes longue période qui sont susceptibles de marquer un tel flux, et le domaine où ils se produisent est celui de l'anomalie à l'Est des cratères, qui apparaît ainsi avec une activité magmatique correspondant bien à sa structure.

## 4.2 L'activation sismique et éruptive dans son cadre structural. Tomographies de Vp/Vs, et de facteur b pour l'éruption de Mars 1998 au Piton de la Fournaise

Un aspect propre à la tomographie par séismes est que l'inversion contraint au mieux la localisation des sources. A l'Etna des séquences de séismes ont été attribuées à l'activation de plans ou de volumes, alors qu'en fait la relocalisation tomographique les réduit à un point, ce qui est confirmé par la similitude des formes d'ondes (Hirn et al., 1991b). Au Piton de la Fournaise, ce n'est que cette relocalisation qui a permis d'ordonner la distribution des sens de déviation sur la sphère focalè pour parvenir à obtenir des mécanismes au foyer (Sapin et al., 1996).

L'éruption de Mars 1998 au Piton de la Fournaise fournit d'autres exemples d'amélioration de la perception de la sismicité et de sa relation avec la structure. Les foyers des séismes de la crise progressent vers la surface, ce qui suggère une migration de magma. La tomographie permet de replacer cette activation dans la structure : le début de la crise et de la migration, à 4 km sous le niveau de la mer, coïncide avec la base de l'édifice sur la plaque océanique. De même la sismicité à quelques kilomètres de profondeur du côté mer du sommet, qui avait eu lieu en Juillet 1984 à la suite d'une intrusion, et en Mars 1986 pendant la phase préparatoire à l'éruption hors-enclos (Hirn et al., 1991a) et qui pouvait ressembler à celle dite de flanc Sud du Kilauea, se trouve dans le modèle révisé par les mesures de sismique réfraction-réflexion en grand-de partie coïncider plutôt avec la base de l'édifice reconnaue par la sismique.

Dans le cas de la crise prééruptive de 1998, on peut aussi analyser le mode de libération de l'énergie sismique. L'observable usuel est la valeur du facteur b de la relation de Gutenberg et Richter entre nombre N et magnitude M des séismes : logN = a - b M. Dans une approche traditionnelle on cherchait dans la variation temporelle de b pendant une crise sismique une indication sur l'issue éruptive de celle-ci. On peut aussi considérer toute la sismicité enregistrée sur un volcan et chercher à établir la distribution dans l'espace du facteur b, qui est alors discutée en termes de condition pression-température, de proximité à une chambre magmatique, ou d'ex solution du magma (Wiemer and McNutt, 1997). Une claire variation du facteur b est établie pour la crise prééruptive de 800 séismes analysés de Mars 1998 (Lépine et al., en

préparation). Comme il y a migration, cette variation de b est aussi dans l'espace, se produisant vers 2 à 1 km sous le niveau de la mer. Ici on peut étudier si une telle variation spatiale ne serait pas aussi contrôlée par la structure de l'encaissant, imagée par tomographie. La tomographie Vp/Vs est ici possible grâce aux capteurs 3-composantes du réseau temporaire et de quelques stations du réseau permanent. A l'intérieur du volume à fort Vp (Figure 4a) qu'on associe à la partie du volcan non formée par les matériaux éruptés ou résultant d'un transport latéral, on découvre un contraste entre des régions à fort et à faible Vp/Vs (Figure 4b) entre 2 et 1 km sous le niveau de la mer. La variation du facteur b, et probablement des mécanismes au foyer, apparaît donc corrélée avec cette profondeur. Une inversion sans les séismes de cette éruption trouvait déjà cette anomalie structurale de Vp/Vs qui est donc préexistante et qui peut avoir contribué à contrôler la crise pré-éruptive.

## REMERCIEMENTS

Les recherches ont participé au programme des Volcans Laboratoires Européens promu par Franco Barberi. Le soutien financier principal est venu du programme Environnement, Risques Naturels, de la Commission des Communautés Européennes par les contrats ETNASEIS EV5V-CJ92-0187 et FOURNASEIS EV5V-CJ92-0188. Les moyens à la mer nationaux IFRTP et IFREMER en France et l'OGS en Italie ont été décisisifs. L'INSU-CNRS par son soutien à l'étude coopérative de l'Etna avec les institutions italiennes, et à La Réunion par le programme Point Chaud et la contribution à la maintenance des réseaux de l'observatoire du Piton de la Fournaise de l'IPG Paris nous a permis de maintenir une activité de recherche en sismologie sur les volcans actifs. On remercie chaleureusement les nombreux participants à ce travail.

## RÉFÉRENCES

* Accaino, F., M. Romanelli, L. Petronio, L. Cernobori, M. Laigle, and ETNASEIS group, 1998. Etna: refraction and near vertical seismic reflection data on the volcanic edifice, in The European Laboratory Volcanoes (Casale, R., Fytikas, M., Sigvaldasson, G. and Vougioukalakis, eds.) European Commission, EUR 18161 EN, 421-430.

* Aki, K., Christoffersson, A., and Husebye, E. S., 1976. Three-dimensional seismic structure of the lithosphere under the Montana LASA, Bull. Seism. Soc. Am., 66, 501-524.

* Aki, K., and Lee, W. H. K., 1976. Determination of three-dimensional velocity anomalies under a seismic array using first Parryal from local earthquakes. 1-A homogeneous initial model, J. Geophys. Res., 81, 4381-4399.

* Albarède, F., 1993. Residence time analysis of geochemical fluctuations in volcanic series, Geochim. and Cosmochim. Acta, 57, 615-621.
Allard, P., 1997, Endogenous magma degassing and storage at Mount Etna, Geophys. Res. Lett., 24, 2219-2222.

Allard, P., Carbonnelle, J., Dajlevic, D., Le Bronec, J., More, P., Robe, M.C., Maurenas, J.M., Faivre-Pierret, R., Martin, D., Sabroux, J.C., and Zettwoog, P., 1991, Eruptive and diffuse emissions of CO2 from Mount Etna, Nature, 351, 387-391.

Charvis, P., Laesanpura, A., Gallart, J., Hirn, A., Lépine, J.-C., de Voogd, B., and Pontoise, B., Spatial distribution of hotspot material added into the lithosphere under La Réunion from Wide-angle seismic data. Sous presse J. Geophys. Res., 1999.

De Voogd, B., Pou Palomé, S., Hirn, A., Charvis, Ph., Gallart, J., Rousset, D., Danobeitia, J., and Perroud, H., Vertical movements and material transport during hotspot activity: Seismic reflection profiling offshore La Réunion. Sous presse J. Geophys. Res., 1999.

Evans, J. R., and Zucca, J. J., 1993. Active source, high-resolution (NeHT) tomography: velocity and Q, in Seismic Tomography: Theory and Practice (Iyer, H. M. and Hirahara, K., eds.) Chapman et Hall, 695-727

Ferrucci, F., and Patanè, G., 1993. Seismic activity accompanying the outbreak of the 1991-1993 eruption of Mt Etna (Italy). J. Volc. and Geotherm. Res., 57, 125-135

Gallart, J, Hirn, A., Nicolich, R., and Brandsdottir, B., Final report of FOURNASEIS project, EV5V-CJ92-0188, 1996

Gallart, J., Driad, L., Charvis, Ph., Sapin, M., Hirn, A., Diaz, J., de Voogd, B., and Sachpazi, M. Perturbation to the lithosphere along the hotspot track of La Réunion, from an offshore-onshore seismic transect. Sous presse J. Geophys. Res., 1999.

Hirn, A., et Nercessian, A., 1980. Mont Dore : Etude tri-dimensionnelle par des méthodes de sismique transmission, Report on Contract 578 78 EGF, R and D program Geothermal Energy, Commission of the European Communities, Brussels, p. 118.

Hirn, A., Sachpazi, M., and Nercessian, A., 1989. Elements for a model of the geothermal field of Milos from seismological data. Geothermics, 18, 579-595.

Hirn, A., Lépine, J.-C., Sapin, M., and Delorme, H., 1991a. Episodes of pit-crater collapse documented by seismology at Piton de la Fournaise. J. Volcan. and Geotherm. Res., 47, 89-104

Hirn, A., Nercessian, A., Sapin, M., Ferrucci, F. & Wittlinger, G., 1991b. Seismic heterogeneity of Mt Etna: structure and activity. Geophys. J. Int., 105, 1391-153

Hirn, A., Nicolich, R., Gallart, J., and Brandsdottir, B., 1996. Final report of project ETNASEIS EV5V-CJ92-0187

Hirn, A., Nicolich, R., Gallart, J., Laigle, M., Cernobori, L., ETNA-SEIS Scientific Group, 1997, Roots of Etna volcano in faults of great earthquakes, Earth & Planet. Sc. Let., 148, 171-191.

Hirn, A., Laigle, M., Diaz, J., and Petronio, L. Seismic evidence for a mantle upwarp at Etna volcano: a possible ponding level reconciling observations on structure and magmatism. En préparation 1999.

Laigle, M., 1998. Images sismiques de l'Etna à diverses échelles : nouveaux éléments sur son comportement et le cadre régional. Thèse Univ. Paris 7, 288 pp.

Laigle, M., and Hirn, A., Explosion-seismic tomography of a magmatic body beneath the edifice of Mt Etna: volatile discharge and tectonic control of volcanism. Geophys. Res. Lett., soumis 1998

Laigle, M., Hirn, A., Sapin, M., Lépine, J.C., Petronio, L., and Diaz, J., P and S dense-array earthquake tomography at Etna. J. Geophys. Res., soumis 1999.

Laigle, M., Hirn, A., Nicolich, R., Gallart, J., Cernobori, L., Etna volcano and evolution: intrusions, rift-zones, flank tectonics, J. Volcanol. and Geotherm. Res., en préparation.

Laigle, M., L. Petronio, M. Romanelli, F. Accaino, and ETNA-SEIS Group, 1998. Etna: data of cross-volcano seismic transmission, in The European Laboratory Volcanoes (Casale, R., Fytikas, M., Sigvaldasson, G. and Vougioukalakis, eds.) European Commission, EUR 18161 EN, 431-442.

Lankar, V., and Hirn, A. Artificial source seismic transmission tomography of Piton de la Fournaise intraplate volcano (La Réunion Island, Indian Ocean), Geoph. J. Int., à soumettre 1999.

Lépine, J.-C., Sapin, M., Hirn, A., Piton de la Fournaise augmented P and S tomography and the March 1998 eruptive seismic crisis. Geophys. J. Int., to be submitted.

Nercessian, A., Sapin, M., Hirn, A., Wittlinger, G., and Djeddi, 1983. Local earthquakes on three-component seismographs: heterogeneity in the aftershock zone of El Asnam, Algeria (10.10.1980). Geophys. Res. Lett., 10, 693-696.

Nercessian Al., Hirn Al. and Tarantola Al., 1984, Three-dimensional seismic transmission prospecting of the Mont Dore volcano, France. Geophys. J. R. astr. Soc., 76, 299-306.

Nercessian, A., Hirn, A., Lépine, J.C. and Sapin, M., 1996. Internal structure of Piton de la Fournaise volcano from seismic wave propagation and earthquake distribution. J. Volcan. and Geoth. Res., 70, 123-143.

Nicolich, R., Laigle, M., Hirn, A., Cernobori, L., Gallart, J. Seismic structure of the upper lithosphere of the Ionian margin of Sicily: Etna volcano in the regional frame of recent evolution, soumis Tectonophysics 1998.

Nunnari, G., and Puglisi, G., Ground deformation studies during the 1991-1993 Etna eruption using GPS data. Acta Volcanol., 4, 101-107, 1994

Wiemer, S., and McNutt, S. R., Variations in the frequency-magnitude distribution with depth in two volcanic areas: Mount St Helens, Washington, and Mt Spurr, Alaska. Geophys. Res. Lett., 24, 189-192, 1997.

Sapin, M., Hirn, A., Lépine, J.C. and Nercessian, A., 1996. Stress, failure and fluid flow deduced from earthquakes accompanying eruptions at Piton de la Fournaise volcano. J. Volcan. and Geoth. Res., 70, 145-167

Sharp, A. D. L., Davis, P.M., and Gray, F., 1980. A low velocity zone beneath Mout Etna and magma storage. Nature, 287, 587-591.

Tarantola A., and Nercessian A., 1984, Three-dimensional inversion without blocks. Geophys. J. R. astr. Soc. 76, 299-306.

Treuil, M., and Joron, J.-L., Etude géochimique des éléments en traces dans les laves émises au cours de l'éruption 1991-1993 de l'Etna. Mise en évidence des contributions de la source, de la fusion partielle, de la différenciation et des modalités de transfert des magmas. Acta Volc., 4, 29-45, 1994
# MODELISATION ANALOGIQUE DE L'INSTABILITE DES EDIFICES VOLCANIQUES

## ANALOGIC MODELLING OF THE INSTABILITY OF VOLCANIC EDIFICES.

O. MERLE<fnref n="1" />, A. BORGIA<fnref n="2" />, J.-P. CALLOT<fnref n="3" />, F. DONNADIEU<fnref n="1" />, T. DRUITT<fnref n="1" />, L. GEOFFROY<fnref n="3" />, O. ROCHE<fnref n="1" />, B. VAN WYK DE VRIES<fnref n="1" />*, N. VIDAL<fnref n="1" />.

## ABSTRACT

Scaled experiments have been conducted in the volcanological experimental laboratory in Clermont-Ferrand (France) on the structural evolution of volcanic edifices. Similarity conditions between models and nature are presented in terms of dimensionless numbers according to the Buckingham p theorem. It is shown that quantities such as length, stress or viscosity must be scaled down by different factors so that each dimensionless number is the same in nature and experiments.

Three different types of experiments are discussed: (i) spreading of the whole volcano under its own weight, (ii) formation of cryptodome intrusions during the magma ascent into large stratovolcanoes, as at Mt St Helens and (iii) caldera formation. The kinematical and mechanical interpretations of the transient deformation for each processes is then described in some detail. Experiments give important insight into natural processes, allowing better understanding of natural phenomena.

The interaction between regional tectonics and the loading of volcanic edifices on their substratum has also been studied experimentally. These experiments reveal that regional stresses are reoriented by volcano loading to cause structures within and away from the volcanic edifice. As an example, extension with graben formation is caused within volcanoes submitted to large-scale regional strike slip deformation. It is also observed that volcanoes on one side of a rift may capture it, forming the axis of a new rift.

Comparison of experimental results with numerical modeling and natural field data indicate that scale modeling is a powerful method to volcano deformation study.

## 1. INTRODUCTION

Les édifices volcaniques sont caractérisés par des alternances de périodes de croissance (endogène et exogène) et de périodes de destruction. Les périodes de destruction sont liées à divers processus et se déroulent à différentes échelles de temps. On sait, par exemple, que certains édifices s'étalent sous leur propre poids grâce au fluage d'une couche de faible résistance mécanique localisée dans le substratum (Borgia et al., 1992 ; Borgia, 1994 ; Merle et Borgia, 1996 ; van Wyk de Vries et

Francis, 1997). Ce phénomène est relativement lent, de l'ordre de quelques milliers d'années. En revanche, d'autre phénomènes de destruction sont instantanés et correspondent à l'effondrement d'une portion de l'église associée à la montée du magma. L'exemple emblématique de ce deuxième type d'instabilité reste l'éruption du Mt St Helens en 1980 (e.g. Lipman et al., 1981).

L'évolution structurale et mécanique de ces différentes instabilités peut être étudiée au laboratoire à l'age de modèles réduits. Si les expériences sont correctement dimensionnées, l'évolution au cours du temps des prototypes expérimentaux permet de comprendre et d'interpréter les données naturelles recueillies sur les édifices naturels. Nous résumons ici trois études expérimentales sur l'étalement gravitaire des édifices sous leur propre poids, sur les déformations induites par la formation d'un cryptodôme pendant l'ascension du magma et sur la formation des calderas. Enfin, nous montrons que la modélisation analogique se révèle également un outil particulièrement adéquat pour comprendre les interactions entre la tectonique régionale et l'évolution structurale des édifices volcaniques.

## 2. DIMENSIONNEMENT

Le principe de base du dimensionnement repose sur la similarité entre les modèles expérimentaux et les édifices naturels. Celle-ci ne peut être atteinte que si le modèle est géométriquement, cinématiquement et dynamiquement similaire à l'objet naturel. Le modèle est considéré cinématiquement similaire à l'objet naturel s'il reste géométriquement similaire au cours du temps, donc pendant le déroulement de l'expérience. Cette condition ne peut être réalisée que si le modèle est dynamiquement similaire, c'est-à-dire si les forces actives dans le modèle sont réduites d'un facteur d'échelle adéquat par rapport à l'objet naturel (e.g. Hubbert, 1934, Ramberg, 1981).

Les modèles construits uniquement avec des matériaux fragiles (critère de rupture Navier-Coulomb) sont indépendants de la vitesse de déformation et sont par conséquent relativement aisés à dimensionner. Il suffit généralement d'utiliser des matériaux dont la cohésion, qui a les dimensions d'une contrainte, est réduite d'un facteur d'échelle correspondant au rapport des contraintes entre modèle et nature. Ce rapport des contraintes peut être apprécié par le produit des rapports de densité, de longueur et d'accélération gravitaire, ce dernier étant égal à 1 pour des expériences se déroulant dans le champ de gravité terrestre et pouvant varier pour des expériences se déroulant dans des centrifugeuses.

<footnote n="1">¹Laboratoire Magmas et Volcans, UMR 6524, CRV, 5 rue Kessler, 63 038 Clermont-Ferrand</footnote>

<footnote n="2">²Institut National de Géophysique, via di Vigna Murata 605, 00143 Rome</footnote>

<footnote n="3">³Laboratoire de Géodynamique, ENS, 24 rue de Lhomond, 75 231 Paris</footnote>

<footnote n="4">⁴Department of Earth Sciences, The Open University, Milton Keynes MK7 6AA, Angleterre</footnote>
L'angle de friction interne, sans dimension, doit par ailleurs être de valeur identique à celui des roches modélisées dans la nature.

Les modèles utilisant des matériaux visqueux et qui sont ainsi dépendants de la vitesse de déformation sont d'une mise en œuvre plus délicate. Si la construction de modèles géométriquement similaires ne pose naturellement pas de problème particulier en laboratoire, le respect de la similarité d'un point de vue dynamique exige un choix de matériaux adéquats. Depuis le célèbre théorème de Buckingam (1914), on raisonne généralement avec des nombres sans dimension qui doivent être identiques (ou suffisamment proches) entre modèle et nature. Certains sont bien connus en mécanique des fluides tels que le rapport entre les forces d'inertie et les forces visqueuses (i.e. nombre de Reynolds) pour lequel il suffit de montrer que les forces d'inertie dans les modèles sont négligeables par rapport aux forces visqueuses, comme c'est le cas également dans la nature.

D'autres nombres sans dimension sont plus contrai-
gnants mais permettent de choisir précisément les maté-
riaux visqueux utilisés dans les expériences. En particu-
lier, on notera le rapport entre les forces gravitaires et les
forces visqueuses dont l'égalité entre nature et modèle ne
peut être réalisée que par le choix d'un matériau analogue
visqueux approprié (cf. Merle et Borgia, 1996 pour une
description complète de ces nombres sans dimension).

Dimensionner correctement les expériences permet
egalement de montrer qu’un modèle ne décrit pas l’évo-
lution d’un objet naturel unique, mais qu’il correspond à
une gamme d’objets naturels où la viscosité et le temps
sont étroitement dépendants. Ainsi, un seul type d’expé-
riences où le magma joue le rôle moteur peut être apte à
décrire aussi bien une déformation lente avec une forte
viscosité qu’une déformation rapide avec une faible vis-
cosité (cf. les diagrammes de similarité proposés dans les
expériences décrites par Merle et Vendeville, 1995 ou
Donnadieu et Merle, 1998).

3. ÉTALEMENT GRAVITAIRE

Les expériences en laboratoire montrent que l'étale-
ment gravitaire d'un édifice sous son propre poids
dépend de la présence dans le substratum d'une couche
de faible résistance mécanique. Plus précisément, l'étale-
ment est directement fonction du rapport d'épaisseur
entre la couche fragile et la couche ductile du substra-
tum. Ce rapport correspond au nombre sans dimension
π₃ des conditions de similitudes entre nature et modèle
(Merle et Borgia, 1996) et varie entre ∞ lorsque le volcan
repose uniquement sur une couche fragile et 0 lorsque le
volcan repose directement sur une couche ductile. Pour
les volcans s'édifiant sur une croûte continentale la
couche de faible résistance mécanique correspond le plus
souvent à des marnes ou des évaporites dont la viscosité
est de l'ordre de 10¹⁷-10¹⁹ Pa.s.

La prise en compte de deux nombres sans dimension,
π₁ (rapport entre la hauteur et le rayon de l'édifice) et
π₃, permet de construire des diagrammes prédictifs où

<figure><img src="image_60.png" /></figure>

Fig. 1 : Diagramme π₁/π₃ délimitant le domaine de stabilité du domaine de l'étalement gravitaire. Evolution temporelle des modèles jusqu'aux conditions de stabilité à la frontière entre les deux domaines. Report dans le diagramme d'édifices naturels stables (1. Arenal, 2. Kilimanjaro) et d'édifices subissant un étalement (4. Etna, 5. Concepcion).

une frontière sépare les édifices stables de ceux subissant
ou ayant subi un étalement gravitaire (Figure 1).

La déformation d'un édifice lors d'un étalement gra-
vitaire correspond à une augmentation et une diminution
synchrone de son diamètre et de sa hauteur, respective-
ment. Cet accroissement de surface se réalise par une
déformation caractéristique au sein de l'édifice, corres-
pondant à une forte extension concentrique. L'édifice
étant modélisé par des matériaux fragiles, on observe la
formation de grabens, disposés radialement, et séparés par
des zones triangulaires (Figure 2). Le nombre de grabens
et la topographie finale de l'édifice sont directement fonc-
tion du nombre sans dimension π₃. Un π₃ faible (<<1)
s'accompagne d'une topographie finale quasiment plate et
d'un très grand nombre de grabens disposés radialement.
A l'inverse, un π₃ élevé (>>1) produit un nombre limité
de grabens et conserve un relief marqué à l'édifice.

Synchrone de l'étalement et de la formation des gra-
bens, une compression circulaire affecte le substratum à
la périphérie immédiate de l'édifice. Cette ride de com-
pression correspond à un chevauchement ou un plissement
déversé vers l'extérieur (Figure 2).

Ces caractéristiques principales de la déformation des
édifices ayant subi ou subissant un étalement gravitaire
sous leur propre poids permet d'interpréter des données
naturelles jusqu'ici énigmatiques. Sur cette base, des édi-
fices tels que l'Etna (Borgia et al., 1992), les volcans
Maderas et Concepcion au Nicaragua (Van Wyk de Vries
et Borgia, 1996) ou même le Mt Olympe sur Mars
(Borgia et al., 1990) subissent un étalement gravitaire qui
représente une composante importante de leur déforma-
tion interne. Dans le cas de l'Etna, cette composante
d'étalement s'ajoute à l'extension régionale résultant de la subduction plus à l'est de la lithosphère océanique du panneau ionien. Cette interaction entre champ de contraintes local produit par la charge de l'édifice et champ de contraintes régional produit par la subduction peut également être simulée et interprétée par une modélisation analogique en laboratoire (Callot et al., soumis aux Bulletins de la Société Géologique de France).

<figure><img src="image_61.png" /><figcaption>**Fig. 2** : Représentation schématique de la déformation liée à un étalement gravitaire d'après les modèles expérimentaux (explications dans le texte).</figcaption></figure>

## 4. FORMATION DES CRYPTODÔMES

L'éruption catastrophique du Mt St Helens en 1980 a montré que l'ascension du magma au sein d'un édifice volcanique produit un bombement latéral important (i.e. cryptodôme) qui amène la déstabilisation brutale du flanc déformé. L'effet dévastateur du blast latéral qui a suivi l'effondrement du flanc inscrit les études sur ce type d'édifice dans le cadre des risques naturels majeurs.

Si le champ de déformation en surface a été parfaite-ment suivi pendant le déroulement de la crise, la déformation à l'intérieur de l'édifice pendant la montée du magma reste conjecturale. En particulier, la déviation latérale du magma associée probablement à un champ de contraintes évolutif n'a reçu aucune interprétation satisfaisante.

Dans un premier temps, les expériences analogiques ont révélé que la déformation en surface des modèles était d'une remarquable similarité avec celle du Mt St Helens : bombement latéral et graben sommital étant la traduction univoque en surface de la montée du magma au sein de l'édifice. Dans un second temps, l'observation des coupes verticales à différentes étapes du processus expérimental a permis de dégager une interprétation de l'évolution mécanique de l'édifice au cours de la déformation : l'ascension du magma correspond à un processus d'indentation d'un matériel visqueux dans un cône constitué de matériel fragile (Donnadieu et Merle, 1998 ; Merle et Donnadieu, soumis à un volume spécial de la Société Géologique de Londres).

Les trajectoires de la contrainte principale $σ_1$ dans un matériel poinçonné définissent un éventail qui diverge à partir du poinçon (e.g. Jaeger et Cook, 1979 ; Gerbault et al., 1998). Dans un cône fragile, l'orientation des failles potentielles peut être tracée à partir du critère de rupture de Mohr-Coulomb où l'angle entre la contrainte maximale et la faille est fonction de l'angle de friction interne. Les deux failles potentielles majeures correspondent alors à deux failles courbes qui partent des limites latérales du poinçon et se croisent au centre du cône pour ressortir en surface sur les côtés opposés (Figure 3).

Dans des expériences complémentaires où le poinçon est rigide et indéformable, ces deux familles de failles apparaissent alternativement et fonctionnent en succession pendant la progression verticale du poinçon jusqu'à son apparition en surface au sommet de l'édifice. Cette évolution présente quelque analogie avec le phénomène de poinçonnement décrit à l'échelle lithosphérique, et qui amène l'extrusion latérale des lithosphères continentales dans la direction des bordures libres (e.g. Tapponnier et Molnar, 1976 ; Davy et Cobbold, 1988 ; Ratschbacher et al., 1991).

<figure><img src="image_62.png" /><figcaption>**Fig. 3 - a** : Trajectoires de la contrainte principale $σ_1$ reconstituées à partir des expériences avec un poinçon rigide. Failles croisées observées dans les modèles. **b** : En revanche dans les expériences avec un poinçon visqueux, la première faille majeure créée sert de guide structural au magma qui est dévié latéralement, ce qui empêche la création d'autres failles.</figcaption></figure>
En revanche, l'évolution structurale du système est différente dès lors que le piston est visqueux et susceptible de se déformer pendant son ascension. Au tout début de la déformation, la poussée verticale du magma crée le champ de contraintes décrit précédemment et amène la formation d'une première faille courbe. Dès cet instant, cette faille représente une discontinuité mécanique majeure qui contrôle toute l'évolution de la déformation en servant de guide structural à l'ascension du magma, inhibant la formation de toute autre faille. Le poinçon visqueux suit sa trace et dévie de la verticale en se déformant. Cette ascension orientée latéralement produit le bombardement latéral, ou cryptodôme, sur un flanc de l'édifice volcanique. Le déplacement latéral du cryptodôme, associé au fonctionnement normal de la faille majeure au toit du magma, crée l'extension au sommet de l'édifice qui entraîne la formation du graben sommital observé sur les modèles et dans la nature.

La position latérale du cryptodôme est aléatoire dans les cônes homogènes. Elle est en revanche toujours située sur le flanc à plus faible cohésion dans les cônes inhomogènes.

Cette approche expérimentale permet de comprendre l'évolution cinématique et mécanique de la formation des cryptodômes sur les flancs des strato-volcans. Elle a permis également de reconstituer la structure interne du Mt St Helens pendant le déroulement de la crise qui a abouti à l'éruption cataclysmique du 18 mai 1980 (Donnadieu et Merle, 1998).

## 5. FORMATION DES CALDERAS

La formation des calderas est un problème controversé qui a donné lieu à l'élaboration de plusieurs modèles à partir des données de terrain et de géophysique : modèle en piston avec failles annulaires orientées soit vers l'intérieur soit vers l'extérieur, modèle en trapdoor, flexure du toit, structure en entonnoir, etc.

La modélisation analogique de la formation des calderas a montré que la plupart de ces modèles n'étaient en rien contradictoires mais que leur existence provenait principalement de données de terrain parcellaires. En faisant varier les rapports de forme du toit de la chambre et la profondeur de cette dernière, une évolution cohérente et reproductible a été définie où flexure asymétrique associée à un réseau de failles annulaires orientées vers l'intérieur et l'extérieur se développent de façon quasi-synchrone (Roche et al., 1997, soumis à Journal of Geophysical Research).

L'interprétation mécanique de cette évolution repose sur les trajectoires de la contrainte maximale $\sigma_1$ dans le bloc situé au dessus de la chambre magmatique. Comme dans les galeries des mines, les trajectoires en forme d'arche expliquent la coexistence de failles normales et inverses, orientées vers l'intérieur (normales) et vers l'extérieur (inverses), limitant le bloc en cours d'effondrement (Roche et al., soumis). La flexure se développe en début de subsidence pendant la formation des failles, tandis que l'asymétrie de la flexure provient du fait que les failles se forment en un secteur et ne se propagent que progressivement avant de limiter entièrement le bloc subsident.

Ce modèle qui réconcilie de nombreuses données de terrain considérées jusqu'à présent contradictoires amène une vision nouvelle de la formation des calderas permettant des réinterprétations des données antérieures provenant de calderas naturelles (Roche et al., soumis à Journal of Geophysical Research).

## 6. INFLUENCE DE LA TECTONIQUE RÉGIONALE

Des expériences ont été conduites pour apprécier les effets de la tectonique régionale sur l'évolution dynamique des édifices soumis à un champ de contraintes régionales. La stabilité des édifices a été évaluée dans trois contextes structuraux différents : (i) les zones d'extension de type rift continentaux (van Wyk de Vries et Merle, 1996), (ii) les grandes zones de cisaillement décrochant (van Wyk de Vries et Merle, 1998) et (iii) les domaines de réactivation de failles verticales préexistantes dans le substratum (Vidal, 1998).

L'un des enseignement principaux de ces expériences est de montrer que le champ de contraintes régional se combine au champ de contraintes local lié à la charge de l'édifice volcanique pour déclencher une déformation spécifique.

En particulier, on retiendra que les grandes failles normales régionales d'un rift s'incurvent à l'approche des édifices volcaniques pour pénétrer au sein de l'édifice. Ces failles régionales qui se forment suivant la direction du $\sigma_2$ régional, dévient localement près de l'édifice volcanique pour prendre la direction du $\sigma_2$ généré par l'édifice lui-même (van Wyk de Vries et Merle, 1996). De tels changements de direction des failles régionales extensives s'incurvant vers les édifices volcaniques ont été observés sur le terrain dans le rift d'Assal (de Chabalier et Avouac, 1994) mais peuvent également s'observer en domaine océanique (Tivey et Johnson, 1990).

De même, la charge d'un édifice modifie localement le champ de contraintes régional associé aux grandes zones de décrochement. L'axe principal $\sigma_1$ de l'édifice en se combinant avec l'axe régional $\sigma_3$ produit de l'extension au cœur de l'édifice avec formation d'un graben orienté obliquement par rapport à la direction de cisaillement régional (van Wyk de Vries et Merle, 1998). Cette extension est susceptible de perturber la fréquence éruptive des édifices ainsi que le temps de résidence du magma dans la chambre et donc la composition de la lave elle-même, modifiant éventuellement le style éruptif du volcan. La formation de grandes dépressions volcano-
tectoniques pourrait également être liée à cette interaction. La région de Tondano en Indonésie en est un exemple particulièrement démonstratif (Lécuyer et al., 1997).

Enfin, l'étude expérimentale de la réactivation de failles verticales dans le substratum d'un édifice volcanique provoque des déstabilisations catastrophiques sur des secteurs importants du cône (Vidal, 1998). Ce processus de déstabilisation directement lié à une tectonique régionale est un des axes de recherche actuels pour expliquer la déstabilisation catastrophique et les gigantesques avalanches de débris qui ont affecté les strato-volcans du Cantal et des Monts Dore pendant la surrection du Massif central au Miocène supérieur.

## CONCLUSION

La modélisation analogique se révèle un outil puisant pour comprendre l'évolution structurale des édifices volcaniques, leur stabilité et les processus de déformation interne qui les affectent au cours de leur durée de vie. Cet outil peut être utilement couplé à la modélisation numérique des même phénomènes. Ainsi, la comparaison directe des modélisations numériques des processus décrits ci-dessus (e.g. Borgia, 1994 ; van Wyk de Vries et Matela, 1998) et des résultats expérimentaux (références dans le texte) avec les données de terrain valide l'un et l'autre de ces deux outils, dont les résultats sont au pire semblables et au mieux complémentaires.

## RÉFÉRENCES

* Borgia, A. - Dynamic basis for volcanic spreading, J. Geophys. Res., 99, 17791-17804, 1994

* Borgia, A.; Ferrari, Land Pasquarè, G. - Importance of gravitational spreading in the tectonic and volcanic evolution of Mount Etna. Nature, vol. 357, 231-235, 1992.

* Borgia, A.; Burr, J.; Montero, W.; Morales, L.D.; Alvarado, G.E. - Fault propagation folds induced by gravitational failure and slumping of the Central Costa Rica Volcanic Range: Implications for large terrestrial and martian volcanic edifices. Journ. Geophys. Res., 95, 14357-14382, 1990.

* Buckingham, E. - On physically similar systems: illustration of the use of dimensional analysis. Phys. Rev. 4, 345-376, 1914.

* Callot, J.P.; Geoffroy, L. et Merle, O. - Approche expérimentale de la tectonique de l'Etna. Soumis aux Bulletins de la Société Géologique de France en novembre 1998.

* Davy, Ph. and Cobbold, P.R. Indentation tectonics in nature and experiment. I. Experiments scaled for gravity. Bulletin of the geological Institutions of Uppsala, v.14, 129141, 1988.

* de Chabalier, J-B and Avouac, J-Ph - Kinematics of the Asal Rift (Djibouti) determined from the deformation of Fieale Volcano. Science 265, 1677-1681, 1994.

* Donnadieu, F. and Merle, O. - Experiments on the indentation process during cryptodome intrusion: new insights into Mt St Helens deformation. Geology 26, 79-82, 1998.

* Gerbault, M.; Poliakov, A.N.B. and Daignères, M. - Prediction of faulting from the theories of elasticity and plasticity: what are the limits. Journal of Structural Geology 20, 301-320, 1998.

* Hubbert, M.K. Theory of scale models as applied to the study of geologic structures. Geol Soc. Am. Bull., 48, 14591520, 1937.

* Jaeger, J.C. and Cook, N.G.W. - Fundamental of Rock Mechanics. Methuen, London, 1968.

* Lécuyer, F. ; Bellier, O. ; Bourgaud, A. et Vincent, P. - Tectonique active du Nord-est de Sulawesi (Indonésie) et contrôle structural de la caldeira de Tondano. Comptes rendues de l'Académie des Sciences 325, 607-613, 1997.

* Lipman, P.W. and Mullineaux, D.R. - The 1980 eruptions of Monnt ST Helens, Wahshington. U. S. Geological Survey Professional Paper 1250, Washington DC, 1981.

* Merle, O. and Vendeville, B. (1995) - Experimental modelling of thin-skinned shortening around magmatic intrusions. Bulletin of Volcanology 57: 33-43.

* Merle, O. and Borgia, A. (1996) - Scaled experiments of volcanic spreading. Journal of Geophysical Research 101, B6, 13805-13817, 1996.

* Merle, O. - Internal strain within lava flows from analogue modeling. Journal of Volcanological and Geothermal Research 81, 3-4, 189-206, 1998.

* Merle, O. and Donnadieu, F. - Indentation of volcanic edifices by the ascending magma. Soumis à "Special Publication of the Geological Society of London" en octobre 1998.

* Ramberg, H. Gravity, deformation and the Earth'crust. Academic Press, London, 452p., 1981.

* Ratschbacher, L.; Merle, O.; Davy, Ph. and Cobbold, P.R. - Lateral extrusion in the Eastern Alps, Part I: Boundary conditions and experiments scaled for gravity. Tectonics, V. 10, 1991.

* Roche, O.; Druitt, Th. and Merle, O. - Experiments on caldeira formation. EUG IX Strasbourg, Terra Abstract, suppl. à terra Nova 9, 1, p.190, 1997.

* Roche, O.; Druitt, T.H. and Merle, O. - Experimental study of caldera formation. Soumis à Journal of Geophysical Research en janvier 1999.

* Tapponnier, P. and Molnar, P. - Slip line field theory and large scale continental tectonics. Nature, Lond. 264, 319-324, 1976.

* Tivey, M.V. and Johnson, H.P. - The magnetic structure of axial seamount, Juan de Fuca ridge. Journal of Geophysical Research 95, 12735-12750, 1990.

* Van Wyk de Vries, B. and Merle, O. - The effect of volcanic construct on rift fault patterns. Geology 24, 643-646, 1996.

* Van Wyk de Vries, B. and Borgia, A. - The role of basement in volcano deformation. Geological Society Special Publication 110, 95-110, 1996.

* Van Wyk de Vries, B and Francis, P. - Catastrophic collapse at stratovolcanoes induced by gradual volcano spreading. Nature 387, 387-390, 1997.

* Van Wyk de Vries, B. and Merle, O. - Extensional structures induced by volcanic loading in strike-slip fault zones. Geology 26, 983-986, 1998.
Van Wyk de Vries, B. and Matela, R. - Styles of volcano-induced deformation: numerical models of substratum flexure, spreading and extrusion. Journal of Volcanological and geothermal Research, 81, 1-18, 1998.

Vidal, N. - Les avalanches de débris volcaniques : Etude des dépots et nouveau schéma de déstabilisation de flanc à partir de l'exemple du strato-volcan du cantal. PhD thesis, Clermont-Ferrand, 180p., 1998.
SECTION 4 : GÉOMAGNÉTISME ET AÉRONOMIE

BRANCHE FRANÇAISE DE L'ASSOCIATION INTERNATIONALE
DE GÉOMAGNÉTISME ET AÉRONOMIE
# CONTRIBUTION DE LA FRANCE A L'OBSERVATION DU CHAMP MAGNETIQUE TERRESTRE

## CONTRIBUTION DE FRANCE TO THE OBSERVATION OF THE EARTH'S MAGNETIC FIELD

J. BITTERLY<fnref n="1" />, M. MANDEA ALEXANDRESCU<fnref n="1" />, J.-J. SCHOTT<fnref n="2" />, J. VASSAL<fnref n="3" />.

## ABSTRACT

The aim of our paper is to show the importance of geomagnetic data to the knowledge of the main geomagnetic field and its secular variation, and also of the temporal, in order to survey the Earth's environment.

Firstly, we recall the results obtained on the high-resolution secular variation of the geomagnetic field in two sites situated in Western Europe (London and Paris) over the last four centuries. The declination data are remarkably well correlated between the two sites and can be used to construct a more complete and accurate synthetic series, in which many gaps or times with scattered or uncertain data can be amended. The built declination synthetic series is believed to be valid for much Western Europe, and information about the secular variation in this area are obtained.

But, to characterise the geomagnetic field, the spatial variations are also important. To monitor the field variations an international program has been developed since 1988. Under the INTERMAGNET program, high quality data from a global network of geomagnetic observatories are sent in near real time via satellite and computer links to world-wide collection and dissemination points called "Geomagnetic Information Nodes" or GIN's. All INTERMAGNET observatories operate with the same common specifications (resolution, filtering, sampling rate, data formats etc.). Today, the INTERMAGNET observatories data-sets of 1.0 minute values with good baselines are available within minutes and hours from about 60 observatories. An other INTERMAGNET goal is to fill out the global geomagnetic observatory distribution. In fact, a recent study specified the minimum number of equally spaced observatories needed to do a degree and order 10 spherical harmonic model of the main field. The model required a minimum of 92 observatories on about a 2,000 km spacing. Eight sites would require ocean bottom observatories. There are large empty areas in the Southern hemisphere and in the oceans.

The 14 magnetic observatories maintained by the France in the frame of project named "Observatoire Magnétique Planétaire" are an important contribution to the INTERMAGNET program and to K indices network.

The geomagnetic observatories are the most important sources of data in building secular varia-

tion models. These models give information on the motion of the fluid core and provide tests for the different models of field generation which have been put forward. Also, the shortest period components of the secular variation reaching the Earth's surface which are not completely screened by the mantle make it possible to estimate some average value of its electrical conductivity, recently evaluated around 15 S/m. On the other hand, techniques based on long period electromagnetic induction processes provide profiles down to the upper part of the lower mantle, and 3-D conductivity structures of the Earth can be obtained.

Although the permanent observatory yields continuous data for a single point, several other stations are required to describe the spatial variations. In France, the last measurement campaign took place in the summer of 1997. The data was added to the existing data-base. The comparison between the maps of declination for the epochs 1948 and 1997 shows that the declination varied about 5.5° in the last half of century. In Africa a network of 38 repeat station has also been established between 1992-1994.

In this epoch, when new and exciting satellite missions (ERSTED, Sac-C/MMP, CHAMP) would investigate hitherto hidden features of the geomagnetic field, the role of ground observatories could be interrogated. But, only the combined analysis of data obtained from geomagnetic observatories and satellite missions will drastically enhance the signal-to-noise ratio and the extraction of the various sources of the field, enabling a unique separation hereof.

## 1. INTRODUCTION

L'étude du champ magnétique terrestre est l'une des plus anciennes disciplines de la physique du Globe. Dans le passé les mesures du champ géomagnétique, qui ont mobilisé de nombreux observateurs et exigé beaucoup d'efforts et de temps, ont servi surtout à des descriptions du champ, de sa variation temporelle et à des calculs de modèles de potentiel géomagnétique. C'est au cours des dernières décennies que le géomagnétisme a apporté des informations essentielles à une meilleure compréhension de la dynamique de la planète : en tirant des mesures faites dans les observatoires et à bord des satellites de précieuses informations sur les processus qui ont leur siège dans le noyau fluide de la planète, sur les interac-

<footnote n="1">¹Institut de Physique du Globe de Paris, Observatoire magnétique national, carrefour des 8 Routes, 45340 Chambon la Forêt</footnote>

<footnote n="2">²École et Observatoire des Sciences de la Terre, 5, rue René Descartes, 67084 Strasbourg Cedex</footnote>

<footnote n="3">³Institut de Recherche pour le Développement, LGI, 32, avenue Henri Varagnat, 93143 Bondy Cedex</footnote>
<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>Fig. n°1 : Courbes des moyennes annuelles de la déclinaison, corrigée et ajustées aux repères de l'observatoire de Chambon la Forêt (cercles pleins) et à ceux d'Hartland (carrés ouverts) ainsi que la courbe synthétique de la déclinaison (losanges pleins).</figcaption></figure>

tions entre le noyau et le manteau et sur certaines pro-
priétés du manteau profond ont été obtenues. La théorie
"dynamo", qui tente d'expliquer le mécanisme qui main-
tient le champ magnétique terrestre a, dans le même
temps, commencé à prendre en compte l'ensemble des
observations terrestres et spatiales disponibles.

Le champ magnétique terrestre est un phénomène
complexe, riche d'échelles spatiales et de constantes de
temps variées. Il est la somme, en un point de la surface
de la Terre, de deux parties, dont la première a ses
sources à l'intérieur de la Terre, la seconde à l'extérieur.

Le champ interne est lui-même la somme de deux
parties : le champ principal et le champ crustal.

Le champ principal, connu aussi comme le "champ nucléaire", a son origine à plus de 2 900 km de profondeur, dans le noyau terrestre. En première approximation, sa géométrie générale à la surface de la Terre est celle du champ d'un dipôle qui serait situé au centre de la planète et dont le support ferait un angle de 11° avec l'axe de rotation ; son intensité varie entre 60 000 nT aux pôles et 30 000 nT à l'équateur. Le champ principal, représentant en moyenne 99 % du champ observé à la surface du Globe, est engendré par des courants électriques circulant dans la partie fluide du noyau de la Terre, composée principalement de fer conducteur. Si le noyau était au repos, ces courants disparaîtraient en quelques dizaines de milliers d'années par effet Joule. Mais le fluide conducteur en mouvement coupe les lignes de force du champ magnétique ; de nouveaux courants électriques sont induits comme lorsque l'on modifie la géométrie d'un circuit conducteur fermé placé dans un champ magnétique. Ces courants, à leur tour, créent un champ magnétique. Ce processus permet de transformer de l'énergie mécanique en énergie magnétique ; c'est la dynamo terrestre, ou géodynamo.

La variation temporelle du champ principal sur des
périodes de quelques dizaines à quelques centaines d'an-
nées est connue comme "la variation séculaire". Si, en

première approximation, l'évolution du champ principal
apparaît régulière, il est possible de constater, à inter-
valles irréguliers, des changements de tendance très
rapides de cette évolution (1-2 ans), quasi-simultanés en
de larges domaines de la surface de la Terre. Mis en évi-
dence depuis peu de temps, ce phénomène est appelé
"secousse géomagnétique" ou "saut de variation séculai-
re" (Courtillot et al., 1978, Alexandrescu et al., 1996).

Le champ principal possède, en outre, la propriété
remarquable de s'inverser. Ces inversions de polarité s'ac-
compagnent d'une baisse significative de son intensité
Durant les derniers millions d'années les inversions de
polarité se sont produites en moyenne tous les 200 000 ans,
mais avec une cadence irrégulière (Valet et Courtillot,
1992). Ainsi la dernière inversion observée remonte à
780 000 ans.

Les sources du champ crustal sont des roches aimantées situées dans les quarante à cinquante premiers kilomètres de la Terre, soit au-dessus de la surface isotherme dite de Curie ; surface dont la température est égale à la température de Curie maximale des constituants magnétiques des roches (par exemple celle de l'hématite est de 670°C). Ce champ crustal est beaucoup plus faible, en moyenne, que le champ principal ; mais il peut néanmoins atteindre, à la surface du Globe, par endroits, plusieurs dizaines de milliers de nanoteslas (nT) : à Kursk (400 km sud de Moscou) le champ varie de 45 000 à plus 195 000 nT sur 250 km, et à Kiruna (Suède) sa valeur maximale est de plus de 360 000 nT. L'étude de ce champ, connu aussi sous le nom de "champ anormal", est réalisée à partir des levés magnétiques terrestres et aéronportés, des profils magnétiques en mer et des mesures fournies par les satellites de basse altitude. Une de ses applications importantes a été la mesure de la vitesse de dérive des continents à partir de la cartographie des anomalies magnétiques marines.
Le champ externe est engendré par des courants électriques circulant dans l'ionosphère et dans la magnétophère, au-delà d'une altitude de quelque 100 km. Ces courants varient dans le temps en réponse aux marées thermiques de l'ionosphère, aux interactions entre le vent solaire et la magnétosphère, aux variations de l'activité solaire. L'amplitude du champ externe est très variable, de quelques dizaines à quelques milliers de nT. Ses variations temporelles sont principalement déterminées par les mouvements de la Terre et du Soleil (les principales périodes sont celles de 24 heures, 27 jours, 1 an), ainsi que par l'activité solaire (le cycle solaire de 11 ans et ses harmoniques). Schématiquement, les conséquences des éruptions solaires se traduisent d'abord par une intense émission de rayons X et ultraviolets UV, suivie par des protons qui peuvent atteindre la Terre en une heure, menaçant au passage d'irradier les spationautes. Finalement une éjection d'autres particules chargées électriquement atteint le proche environnement terrestre deux jours après l'éruption en provoquant les aurores boréales et les orages magnétiques. Ces derniers, s'ils sont intenses, peuvent perturber les réseaux de distribution électrique, comme cela s'est produit au Québec en mars 1989. Le champ magnétique terrestre est un phénomène très important pour notre existence : sans lui, les particules chargées venues du Soleil détruiraient vraimentablement toute vie sur terre. L'objectif de cet article est de montrer l'apport fondamental de longues séries de données d'observatoire à la connaissance du champ géomagnétique principal et de sa variation séculaire ainsi qu'à la détermination des variations transitoires du champ magnétique, domaine très utile à la surveillance de l'environnement terrestre. Après quelques repères historiques nous examinerons l'organisation actuelle des réseaux d'observation dans le cadre des programmes internationaux, on apportera ensuite un éclairage d'actualité sur la contribution française au réseau mondial et on précisera, par quelques exemples, l'apport des données d'observatoires dans les thèmes de recherche abordés au cours des cinq dernières années par les équipes françaises.

## 2. QUATRE SIÈCLES D'OBSERVATION GÉOMAGNÉTIQUE EN EUROPE

En Europe les premières mesures clairement documentées de la déclinaison magnétique (angle entre le plan méridien géographique du lieu et le plan méridien magnétique repéré par la direction de l'aiguille aimantée de la boussole), ont été effectuées en 1510 à Rome, en 1541 à Paris et en 1580 à Londres (Felgentraeger, 1892, Malin et Bullard, 1981, Alexandrescu, 1996). Les mesures d'inclinaison (angle entre le vecteur champ et le plan horizontal) sont réalisées un siècle plus tard. Très rapidement navigateurs, géographes et mathématiciens s'intéressent à la connaissance du champ magnétique. En 1600, avec "De Magnete" de William Gilbert, qui affirme l'origine interne du champ magnétique de la terre (Magnus magnes ipse

est Globus terrestris), le géomagnétisme fait son entrée comme science de la nature et ne se limite plus à une technique empirique de navigation. Entre 1698 et 1700 Edmund Halley fait deux voyages en Atlantique ayant comme but la mesure de la déclinaison, et la première carte pour cette zone est publiée en 1701. Les seules données d'observations de déclinaison et d'inclinaison qui permettent une étude sur un intervalle de près 400 ans sont celles de Paris et de Londres. Alexandrescu et al. (1997) ont récemment repris de façon critique la construction d'une des plus longues séries géomagnétiques existantes, celle de Paris. La similitude des séries de déclinaison et d'inclinaison à Paris et à Londres est frappante et rassurante à la fois. L'examen comparé de la variation séculaire dans ces deux sites, depuis 1680, a permis de reconstruire une courbe "synthétique" de la variation temporelle de la déclinaison (Figure n°1) et de mieux comprendre et caractériser la variation séculaire du champ principal durant les quatre derniers siècles.

Après 1700 les observations du champ magnétique terrestre se sont multipliées à l'occasion des grandes exploitations et, vers 1830, l'allure de ses variations est déjà connue à l'échelle globale. Utilisant les observations disponibles et établissant la première analyse mathématique du champ magnétique à la surface du globe, Gauss (1839) propose une description permettant de calculer, en chaque point de la terre, la valeur des éléments du champ magnétique. Les premières observations continues datent de cette époque (création en 1834 d'un observatoire à Göttingen, en 1848 à Greenwich et en 1883 à Saint Maur en France). La communauté scientifique recommandait alors la création d'un réseau d'observatoires magnétiques permanents. Ce sont les grands programmes internationaux, depuis la première année polaire en 1882-1883, qui ont accéléré le développement de ce réseau mondial : 1932-1933 la seconde année polaire, 1957-1958 l'année géophysique internationale, 1963 le levé magnétique mondial aéroporté et 1979 le satellite MAGSAT.

L'évolution au cours du temps du champ géomagnétique principal reste l'une des principales sources d'information sur les mouvements qui animent le noyau fluide de la terre et donc sur les caractéristiques de la géodynamo qui entretient ce champ magnétique. Le champ géomagnétique principal est un processus dynamique dont les constantes de temps sont plus courtes qu'il n'était imaginé ; on observe des variations notables sur des intervalles de temps de l'ordre de la dizaine d'années seulement. Quant à la géophysique externe les domaines étudiés impliquent l'observation simultanée et la caractérisation de phénomènes se produisant à l'échelle de la planète (indices d'activité, orages magnétiques).

## 3. LE RÉSEAU MONDIAL D'OBSERVATION

Fonctionnant depuis un peu plus d'un siècle, les observatoires géomagnétiques enregistrent de façon
<figure><img src="image_64.png" /><figcaption>Fig. n°2a : Distribution des observatoires du réseau IAGA ayant procurés au moins une valeur annuelle entre 1970 et 1995.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_65.png" /><figcaption>Fig. n°2b : Distribution des observatoires (cercles pleins), des GIN's (triangles ouverts) du programme INTERMAGNET, et des sites proposés pour les observatoires fond de mer.</figcaption></figure>

continue le champ magnétique terrestre et ses variations temporelles en un site donné dans le but de mesurer les éléments permettant de définir à chaque instant le vecteur champ magnétique. La détermination complète du vecteur champ magnétique en un point nécessite la mesure de trois composantes indépendantes parmi les sept suivantes : la déclinaison D, l'inclinaison I, l'intensité totale F et les composantes cartésiennes X (nord géographique), Y (est géographique) et Z (verticale). Un observatoire doit être en opération durant plusieurs décennies. La cartographie du champ magnétique terrestre et sa mise à jour régulière ont nécessité la mise en place de " réseaux magnétiques de répétition " là où les observatoires faisaient défaut. Les sites retenus pour les stations d'un réseau doivent constituer un échantillonnage représentatif de la zone étudiée, le choix et la conservation des sites de mesure sont particulièrement importants. Les éléments du champ magnétique y sont en général mesurés une fois tous les deux à cinq ans, la plupart des pays disposant d'un réseau magnétique de répétition sur leur territoire.

### 3.1. Les observatoires magnétiques en 1999

Le réseau mondial comporte environ 200 observatoires dont la distribution à la surface de la terre et l'équipement sont très hétérogènes (Figure n°2a). Le programme d'observation, fixé par l'Association Internationale de Géomagnétisme et d'Aéronomie (AIGA), demande :

- la mesure absolue des éléments du champ terrestre et l'enregistrement continu de ses variations temporelles (observatoires permanents et stations de répétition).

- la mise à la disposition des centres mondiaux (WDC) et sur une base annuelle, des données utilisées dans les applications traditionnelles (valeurs moyennes destinées à la mise à jour régulière des modèles de champ magnétique, valeurs instantanées et indices d'activité).

L'idée d'un programme international qui permette de relier entre eux l'ensemble des observatoires géomagnétiques a été exposée dès 1987 au cours de l'assemblée de l'Union Géodésique et Géophysique Internationale (UGGI). La Division V de l'AIGA a alors émis le vœu que la communauté géomagnétique installe des observatoires automatisés, avec transmission des données par

satellite. Suivant cette résolution, mais à sa propre initiative, le programme INTERMAGNET (International Magnetic Observatory Network) s'est fixé comme objectifs généraux de maintenir et créer des observatoires pour compléter le réseau mondial, d'encourager l'installation d'observatoires numériques dans les pays en voie de développement avec la volonté de contribuer à l'élévation du niveau de la science et de la technologie dans ces pays, d'établir un système global d'échange rapide de données en ligne pour tous les observatoires du réseau et de produire des modèles et indices globaux avec la collaboration des institutions participantes (Green et al., 1998). INTERMAGNET est donc un réseau global d'observatoires magnétiques numériques transmettant leurs données en temps quasi-réel par satellites ou par Internet.

Les critères retenus pour un observatoire du réseau INTERMAGNET vont au-delà des recommandations de l'AIGA citées plus haut, ils exigent : la mesure vectorielle et scalaire du champ magnétique terrestre, l'échantillonnage des données toutes les minutes avec une résolution de 0,1 nT, la détermination absolue régulière de la valeur des éléments du champ magnétique (les dérives instrumentales doivent être contrôlées de façon à ce que 95 % des données définitives soient comprises dans une fourchette de +/- 5 nT par rapport à la valeur absolue de l'élément mesuré), la transmission des données dans des formats de dissémination standards dans un délais inférieur à 72 heures et la mise à disposition des données définitives dans un délais de six mois après la fin de l'année pour archivage sur cédérom. Les données sont transférées vers des centres d'information géomagnétiques régionaux (GINs) qui fonctionnent à, Golden (États-Unis), Ottawa (Canada), Kyoto (Japon) Édimbourg (Grande Bretagne) et Paris. Un comité des opérations fixe les standards instrumentaux (INTERMAGNET Technical reference manual, 1996) et contrôle annuellement la qualité des données. Les observatoires du réseau qui sont présentés sur la Figure n°2b : leur nombre a constamment augmenté depuis la création du réseau : 44 observatoires en 1992, 60 en 1994, 70 en 1998.

Compte tenu des exigences de qualité imposées, le programme INTERMAGNET constitue un outil remarquable tant pour des objectifs de recherche fondamentale
concernant la Terre profonde que pour l'observation et la prévision de l'environnement électromagnétique de la Terre (Space Weather) dont l'impact est chaque jour plus considérable.

## 3.2. La distribution géographique des observatoires : importance pour les modèles géomagnétiques

Il existait 75 observatoires magnétiques permanents en 1933, dont près du tiers en Europe. A cette époque le réseau présentait de grands vides en Afrique, en Asie centrale, dans les régions polaires et bien entendu dans les océans. Aujourd'hui, environ 200 observatoires sont en fonctionnement mais leur distribution reste très irrégulière. Cette distribution est gouvernée par des considérations politiques, financières et logistiques autant que par la nécessité d'obtenir des données scientifiques. Si le nombre de stations dans les régions polaires nord et sud a beaucoup augmenté pendant ces 40 dernières années la distribution des observatoires demeure encore avantageuse pour l'Europe, tandis qu'il reste des espaces importants sans observatoires : en Afrique, Asie, Amérique du Sud et au Groenland, et, bien entendu, toujours dans les océans.

La modélisation du champ géomagnétique souffre de la mauvaise répartition des données à la surface de la Terre. La qualité des modèles du champ principal et de sa variation séculaire dépend en effet de la distribution des stations : plus la distribution en est dense et uniforme, meilleur est le modèle. Par exemple, un modèle tronqué au degré/ordre 10, inclut toutes les structures de longueur d'onde supérieure à 4 000 km. Les points d'observation nécessaires au calcul d'un tel modèle devraient, en théorie, être espacés, selon les deux directions horizontales, de la moitié de cette distance, soit 2 000 km. Différentes études quantitatives du rôle de la distribution des observatoires dans les modèles ont été menées au cours des dernières années. Alexandrescu et al. (1994), en étudiant l'effet sur des modèles de différent degré/ordre de la distribution des observatoires et en considérant soit des distributions voisines de la distribution réelle, soit des distributions aléatoires, montre comment compléter le réseau d'observatoires. Deux possibilités sont retenues : augmenter le nombre de stations au sol et développer un réseau d'observatoires fond de mer (Heirtzler et al., 1994). On a vu en effet que de vastes régions océaniques sont mal couvertes. On pouvait penser d'abord à équiper systématiquement les îles océaniques, mais outre la difficulté d'acès à certaines d'entre elles, elles peuvent présenter d'autres inconvénients liés à leur structure géologique. Un exemple est fourni par les enregistrements faits sur le Piton de la Fournaise à l'île de la Réunion (Michel, 1995). L'auteur montre qu'en deux stations d'enregistrements situées à quelques kilomètres l'une de l'autre, les "variations séculaires" (de l'ordre de 40 nT/an) sont très différentes. L'interprétation avancée (Zlotnicki et al., 1993) est un effet électrocinétique à l'échelle de la zone principale de factures du volcan, liées aux circulations d'eau au sein

de l'édifice. Ce type de problème et l'absence d'îles dans de vastes secteurs, a renforcé l'idée d'installer des observatoires magnétiques sur les fonds marins. Le projet "observatoires fond de mer" (Ocean Bottom Geomagnetic Observatory) pose toutefois des problèmes très spécifiques. En effet les mesures doivent être aquises automatiquement, la consommation doit être limitée à quelques watts, les données doivent être stockées sur une longue durée et transmises en surface suivant des techniques particulières, l'environnement des capteurs doit être "propre" d'un point de vue magnétique et la détermination du Nord géographique est délicate (pour connaître le champ à mieux que 25 nT près sur les trois composantes, le système doit être positionné à mieux que une minute d'arc, ce que les équipes de constructeurs indiquent comme facilement réalisable, mais la démonstration n'en a pas été faite à ce jour). Trois avantages sont, en revanche, à signaler : la couche d'eau de mer est un filtre passe-bas pour les variations géomagnétiques, un échantillonnage toutes les cinq minutes n'entraîne donc pas de repliement de fréquences dans le signal ; l'environnement de fond de mer, aux profondeurs de 4 000 à 5 000 m, est très stable d'un point de vue thermique, 4°C à ± 0.01°C près ; enfin, même pour une disposition des axes des capteurs qui diffère de un degré par rapport à l'orientation exacte, l'erreur sur les estimations de la variation séculaire est inférieure à 2%.

Remarquons enfin que les représentants des programmes internationaux recherchent aujourd'hui la possibilité d'exploiter des sites d'observation communs, de combiner matériel et personnel existants et de mener des études pluridisciplinaires (séismo-magnétique, séismogéodésique ou magnéto-géodésique) dans un réseau de stations automatisées convenablement distribuées à la surface de la Terre a. Citons les principaux programmes concernés : Incorporated Research Institutions for Seismology (IRIS), Global Positioning Systems (GPS), Fiducial Laboratories for an International Science Network (FLINN), Very Long Baseline Interferometers (VLBI), et les réseaux Satellite Laser Ranging (SLR), Solar-Terrestrial Energy Programme (STEP), Doppler Orbitography and Radiopositioning Integrated by Satellite (DORIS), Global Long-Period Seismometers Network (GEOSCOPE) et International Magnetic Observatory Network (INTERMAGNET). La localisation des sites "observatoires fond de mer" proposés est visible sur la Figure n°2b.

# 4. L'OBSERVATOIRE GÉOMAGNÉTIQUE AUJOURD'HUI

## 4.1. Installation d'un observatoire magnétique

On trouvera les informations nécessaires concernant l'installation et les techniques de mesure dans les observatoires géomagnétiques et les réseaux de répétition dans deux ouvrages de référence édités par l'AIGA :
<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>Fig. n°3 : Carte de transformées en ondelettes de la composante Z pour Chambon la Forêt. Après 1955 une réduction du niveau du bruit est observée, la carte de transformées devient plus homogène pour les périodes de l'ordre de l'année (dilatation inférieure à 2).</figcaption></figure>

Jankowski et Sucksdorff (1996), Newitt et al., (1996) ; nous ne citerons donc ici que quelques aspects significatifs. Rappelons tout d'abord qu'à l'emplacement d'un observatoire il est souhaitable que les composantes géomagnétiques soient "normales" (autrement dit que le champ géomagnétique ne soit pas trop modifié par d'importantes anomalies magnétiques locales dues aux structures géologiques de diverses échelles) et que le sous-sol du voisinage ait une conductivité électrique horizontale assez homogène. La précision exigée des observations impose des conditions très sévères pour la construction des infrastructures de l'observatoire et pour l'installation des appareils (matériaux rigoureusement non magnétiques, appareils installés sur des piliers parfaitement stables et désolidarisés des bâtiments).

L'instrumentation d'un observatoire respectant les critères définis par INTERMAGNET comporte :

- un appareillage de mesures absolues : Déclinomètre-Inclinomètre à vanne de flux (précision meilleure que 5 secondes d'arc) pour les mesures de la déclinaison et de l'inclinaison et magnétomètre à protons (précision 0,2 nT à 0,5 nT) pour les mesures de l'intensité du champ total ;

- un variomètre trois composantes à vanne de flux (résolution 0,1 nT et stabilité à long terme meilleure que 5 nT/an), associé généralement à un magnétomètre à protons à effet Overhauser (résolution 0,1 nT) ; les enregist-

trements des variations du champ magnétique terrestre sont effectués à l'aide de dispositifs d'acquisition numérique basés sur une architecture type PC ;

- une plate-forme de transmission de données par satellite (Météosat, GOES ou GMS), ou l'accès sur site à Internet.

Notons que pour la communauté scientifique directement impliquée dans les activités d'observatoire, l'AIGA organise tous les deux ans un "Atelier international sur les instruments d'observatoire magnétique" (Workshop on Geomagnetic Observatory Instruments Data Acquisition and Processing). Les trois derniers ateliers se sont tenus respectivement à Dourbes (Belgique) en 1994, à Potsdam-Niemegk (Allemagne) en 1996 et à Vassouras (Brésil) en 1998. Le CNFGG a financé plusieurs déplacements de participants français. Les actes de colloque des réunions de 1994 et 1996 ont été publiés respectivement en 1996 et en 1998 et l'on y trouvera l'état de l'art pour les mesures en géomagnétisme pour cette période.

## 4.2. La qualité des données géomagnétiques

Un observatoire doit chercher à obtenir la plus grande précision possible sur toutes les mesures géomagnétiques, car les phénomènes à étudier, comme les sauts de la variation séculaire, ont des amplitudes faibles qui sont de l'ordre de quelques nT/an² ; une précision absolue de l'ordre du nT s'impose donc. La qualité des données
fournies est cependant souvent difficile à apprécier. Une méthode très intéressante pour déterminer la qualité d'un observatoire consiste à analyser les séries publiées, composante par composante, en utilisant un outil mathématique récent, la transformée en ondelettes. A titre d'exemple, cette analyse, appliquée aux séries des valeurs mensuelles de la composante verticale Z de Chambon-la-Forêt montre clairement la réduction du niveau du bruit après 1955, date à partir de laquelle le magnétomètre à protons est utilisé pour calculer cette composante (Figure n°3).

### 4.3. Les données fournies par les observatoires magnétiques

Chaque observatoire contribue à la constitution de banques de données intéressant aussi bien les aspects de la géophysique interne que ceux de la géophysique externe. La diffusion des données est effectuée auprès :

- des centres mondiaux pour le Géomagnétisme (gérés par l'AIGA) : WDCA (Boulder), WDC-C2 (Kyoto), WDC-C1 (Edimbourgh et Copenhague) pour les valeurs minutes et les valeurs moyenne horaires ; WDC-B2 (Moscou) pour les valeurs moyennes annuelles ;

- des centres d'information géomagnétiques régionaux (GINs) du réseau INTERMAGNET : pour les observatoires qui en font partie

- du Service International des Indices Géomagnétiques (SIIG, St Maur, France) : pour la diffusion des indices d'activité (caractère K) ;

- du NOAA, Solar-Geophysical Data : pour la publication mensuelle des principaux orages magnétiques (série Prompt reports) ;

- du Projet ERSTED : pour la transmission chaque mois des valeurs mensuelles (Monthly means data base).

Par ailleurs la plupart des observatoires continuent à diffuser un bulletin annuel d'observations (Yearbook).

## 5. LA CONTRIBUTION FRANÇAISE AU RÉSEAU MONDIAL

### 5.1. Les observatoires maintenus par la France

Au plan national le Bureau Central de Magnétisme Terrestre (BCMT) coordonne et évalue l'activité des observatoires magnétiques maintenus par la France, sur le territoire national ou en coopération. Créée en 1921, cette structure a été réactivée en 1988, six objectifs principaux ont été assignés au BCMT : être l'interlocuteur français privilégié des organismes équivalents nationaux ou internationaux (AIGA), centraliser les données de tous les observatoires concernés (le BCMT harmonise leur présentation en fonction des recommandations de l'AIGA et publie chaque année un bulletin de données), mener une politique cohérente quant à l'installation des observatoires magnétiques, définir les protocoles de mesure dans les observatoires français et les stations des réseaux de répétition, coordonner le développement des

équipements au sein des organismes concernés et assurer la formation des observateurs.

L'Institut de Physique du Globe de Paris (IPGP), l'École et Observatoire des Sciences de la Terre à Strasbourg (EOST) et l'Institut de Recherche pour le Développement (IRD), réunis au sein du BCMT, assurent la responsabilité scientifique de neufs observatoires magnétiques :

- En France : Chambon la Forêt (IPGP)

- En Polynésie française : Pamataï à Tahiti (IPGP)

- En Guyane française : Kourou (IPGP)

- Dans le Territoire des Terres Australes et Antarctiques Françaises (TAAF) les observatoires de Martin de Viviès à l'île Amsterdam, de Port Alfred dans l'archipel des Crozet, de Port-aux-Français aux îles Kerguelen et de Dumont d'Urville en Terre Adélie sont maintenus par l'EOST, l'Institut Français pour la Recherche et la Technologie Polaires (IFRTP) assurant outre-mer le financement et le soutien logistique nécessaires.

- En République de Centre Afrique : Bangui (IRD)

- Au Sénégal : M'Bour (IRD)

Le BCMT maintient quatre observatoires magnétiques en coopération :

- En Algérie : Tamanrasset (CRAAG, Alger/IPGP)

- En Éthiopie : Addis Ababa (Université d'Addis Ababa/IPGP)

- A Madagascar : Antananarivo (IOGA/EOST)

- Au Vietnam : Phu Thuy (Institut Géophysique d'Hanoi / IPGP)

### 5.2. État des lieux pour les observatoires français ou maintenus en coopération : le projet OMP

Les quatorze observatoires cités ci-dessus font partie du projet "Observatoire magnétique planétaire" (OMP), soutenu par l'Institut National des Sciences de l'Univers (INSU). Les premières années du projet ont été consacrées au développement du magnétomètre vectoriel qui devait équiper ces observatoires. Ce développement, ainsi que celui d'un magnétomètre spatial financé par le CNES (projet Magnolia) a suscité une collaboration étroite entre l'IPGP et la société Thomson Marconi Sonar à Brest et a permis de maintenir en France une compétence dans le domaine de la magnétométrie vectorielle. De son coté l'EOST a poursuivi son activité dans le domaine de l'appareillage de mesures absolues désigné sous l'appellation Déclinomètre-Inclinomètre à vanne de flux ou D-I Flux, appareil maintenant adopté comme référence absolue dans la plupart des observatoires (Bitterly et al., 1996). Une collaboration entre l'EOST et le "Lliv Centre of Space Research of National Academy of Sciences of Ukraine" (LCISR) s'est concrétisée par la réalisation d'une version remise à niveau de cet appareillage (Bitterly et al., 1998). Le magnétomètre vectoriel et le D-I Flux ont été présentés lors des tests d'intercomparaison organisés pendant les Ateliers sur les instruments d'observatoire magnétique à Dourbes (1994) et à Potsdam-Niemegk (1996).
Tous les observatoires OMP sont aux normes INTERMAGNET et leur équipement est relativement homogène. La transmission des données en temps quasi-réel par satellites permet une surveillance continue et efficace du fonctionnement des observatoires lointains (Bitterly et al., 1996). Le projet OMP constitue la contribution française-majeure- au programme international INTERMAGNET. Un simple coup d'œil à une carte représentant la distribution des observatoires montre combien l'hémosphère Sud est encore mal couvert et combien les stations françaises, existantes et à venir, sont importantes.

## 6. UTILITÉ DES DONNÉES DES OBSERVATOIRES MAINTENUS PAR LA FRANCE

Nous avons déjà indiqué que les données d'observatoire sont diffusées systématiquement dans les centres mondiaux (WDC, INTERMAGNET). Ces données sont régulièrement utilisées pour la mise à jour des modèles de champ magnétique (Cohen et al., 1997). Nous allons maintenant donner quelques illustrations de la contribution des observatoires du BCMT à des services ou à des programmes de recherches dans le cadre national et international.

### 6.1. Contribution à l'étude de la Terre profonde

Parce que, jusqu'à aujourd'hui aucun forage terrestre n'a dépassé 15 kilomètres de profondeur, nous n'avons accès qu'à des informations indirectes sur la terre profonde, fournies par la sismologie, la géodésie ou la géochimie. A partir des modèles du champ principal et de sa variation séculaire, modèles contraints essentiellement par les données d'observatoires magnétiques, une grande quantité d'informations complémentaires à ces disciplines peut être extraite. Nous retiendrons en particulier l'étude de la conductivité du manteau profond et celle des mouvement qui animent la surface du noyau.

Les variations du champ géomagnétique, entre le noyau où elles sont engendrées et la surface de la terre où elles sont observées, sont atténuées par la présence du manteau conducteur, et cela d'autant plus fortement que la conductivité du manteau serait plus élevée. L'expérimentation en laboratoire, utilisant des " cellules à diamant " capables de reproduire des conditions thermodynamiques comparables à celles qui règnent dans le manteau, conduit à estimer la conductivité électrique du manteau profond à environ 10 siemens par mètre (Poirier et al., 1998). En caractérisant, à partir des données d'observatoires, la secousse magnétique observée en 1970, il a été possible de calculer une valeur de conductivité moyenne d'environ 15 siemens par mètre pour le manteau inférieur, valeur en remarquable accord avec celle obtenue en laboratoire (Mandea Alexandrescu et al., 1999). Par ailleurs une étude récente a été menée sur la conductivité de la partie supérieure du manteau inférieur (jusqu'à 870 km). Les longues séries de valeurs mensuelles de 78 observatoires, obtenues entre

<figure><img src="image_67.png" /></figure>

<figure><img src="image_68.png" /><figcaption>Fig. n°4 : Modèles 3D de la distribution de la conductivité électrique du manteau à des profondeurs de 470-670 km et 670-870 km.</figcaption></figure>

1974 et 1987, ont été utilisées dans une inversion 3-D. Deux exemples de la distribution de la conductivité en 3-D sont présentés sur la Figure n°4. Les modèles pour des profondeurs de 470-670 et de 670-870 km sont en bon accord avec les images connues de la tomographie sismique du manteau (Tarits et al., 1998).

Les modèles de champ sont un intermédiaire nécessaire au calcul des mouvements qui animent la surface du noyau. Le modèle de Terre utilisé pour le calcul de ces mouvements est constitué d'un noyau conducteur et d'un manteau parfaitement isolant. L'équation qui gouverne l'évolution du champ montre que ses changements dans le noyau résultent d'une "compétition" entre le mouvement du fluide créant le champ par l'induction et la diffusion qui tend à détruire ce champ par effet de dissipation ohmique des courants électriques. Aujourd'hui on cherche à préciser la relation entre les différentes composantes des mouvements à la surface du noyau et les phénomènes observés à la surface de la Terre, en particulier les secousses affectant la variation séculaire. Dans cet objectif les données de 160 observatoires ont été analysées pour caractériser la géométrie des secousses reconnues en 1969, 1979 et 1992 (Alexandrescu et al., 1996, Le Huy et al., 1998).

VOIR CAHIER

<figure><img src="image_69.png" /></figure>

COULEUR