données est obtenu pour une profondeur focale nulle ; cependant, comme presqu'aucune trace de rupture n'a pu être décelée en surface (voir plus loin), la profondeur focale a finalement été fixée à 2 km : cette valeur n'ac croît pas trop l'écart-type sur les résidus tout en rendant plausible le fait que l'essentiel de la rupture est resté masqué en profondeur. L'incertitude horizontale est esti mée à 0,7 km (Thouvenot et al., 1998). En ce qui concer ne la magnitude, nous l'estimons à ML = 4,9, valeur obtenue en faisant la moyenne des mesures des différents organismes (Table n°1).

<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Fig. n°8 : Carte du réseau temporaire et des 174 répliques du séisme d'Épagny les mieux localisées (±0,3 km). Le choc princi pal est indiqué par un gros rond noir. La faille du Vuache est indiquée en trait gras. Texture de briques comme dans la Figure n°7.</figcaption></figure>

Le mécanisme au foyer (Figure n°3) calculé avec 130 lectures de premier mouvement est très bien contraint ; il indique un coulissage sénestre sur un plan orienté N136°E plongeant à 70° vers le NE, avec une très légère composante extensive. Ce mécanisme ainsi que la faible profondeur du foyer permettent d'identifier sans ambiguïté la faille sismique avec une faille connue par les géologues depuis plus d'un siècle, la faille du Vuache (Schardt, 1891). Cette faille a une longueur reconnue d'environ 25 km entre la montagne du Vuache au NW et la montagne d'Age au SE (Figure n°7) ; elle s'étend probablement jus qu'au Grand-Crêt-d'Eau dans le Jura, et jusqu'au massif du Semnoz, reliant ainsi sur 35 km le Jura aux massifs subalpins. Le coulissage sénestre confirme les résultats de Fréchet (1978) obtenus pour deux petits séismes ayant eu lieu en 1975 sur la faille du Vuache à une dizaine de kilomètres au nord-ouest d'Épagny. Quant à la direction de compression maximale E-W, elle est conforme à ce qui est généralement observé au nord des Alpes (Fréchet, 1978 ; Sambeth, 1984 ; Ménard, 1988 ; Nicolas et al., 1990 ; Fréchet et al., 1996).

Bien que le séisme soit très superficiel, la rupture ne semble pas avoir atteint la surface. Cependant quelques

fissures d'orientation N140°E parallèle à la faille, obser vées sur et au voisinage des pistes de l'aéroport d'Annecy-Meythet, pourraient être l'indice que la ruptu re ait approché la surface en ce point. De même, à l'autre extrémité de la rupture (selon les répliques, étudiées aux paragraphes suivants), à Chaumontet, on a observé des déplacements sénestres de quelques millimètres sur des fissures orientées E-W, mais leur association directe avec la rupture sur la faille est sujette à caution. Nous avons enfin observé des changements dans le régime de deux sources à proximité de la zone épicentrale, l'une s'étant tarie provisoirement, l'autre ayant au contraire subi une augmentation importante de débit (source thermominéra le de Bromines).

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Fig. n°9 : Coupe NE-SW des répliques d'Épagny, avec indication du modèle de vitesse utilisé. Les deux types de symboles corres pondent aux deux essais identifiés en carte, représentés dans le cartouche. Le choc principal est indiqué par un gros rond noir. Les profondeurs sont relatives au niveau de la mer. Textures dans la cartouche : briques = chaînes calcaires des Montagnes d'Âge et de la Mandallaz, gros ronds = molasse miocène, petits points = dépôts lacustres argileux (plaine d'É- pagny), tirets = dépôts lacustres et marais récents.</figcaption></figure>

Dès le 15 juillet, un réseau temporaire d'une dizaine de stations sismologiques une composante (TAD Sismo 1) a été installé par le LGIT dans un rayon de 4 km autour de l'épicentre (Figure n°8). Le lendemain, deux nou velles stations de ce type, ainsi que quatre stations trois composantes (Leas Sismalp 3), ont été installées dans un rayon de 10 km. Toutes ces stations sont numériques ; elles étaient équipées de capteurs verticaux de fréquence propre 2 Hz et d'horloges synchronisées par récepteur
GPS garantissant une précision de la milliseconde. Ce réseau de 16 stations a fonctionné pendant quinze jours jusqu'au 29 juillet ; il a alors été remplacé par un réseau, plus léger, de six stations une composante qui a fonctionné pendant deux mois jusqu'à la fin du mois de septembre. Une station reliée au réseau téléphonique a enfin été installée en février 1997 à l'extrémité nord-ouest de la zone des répliques et est toujours en fonction en février 1999.

Plusieurs centaines de répliques ont été enregistrées par le réseau dense, dont 400 environ ont pu être localisées. Nous avons sélectionné les 174 meilleures localisations (Figure n°8), dont les incertitudes estimées sont inférieures à 0,3 km horizontalement et à 0,5 km verticalement. La répartition des répliques qui s'alignent sur un plan subvertical de direction NW-SE sous la plaine d'Épagny confirme sans ambiguïté l'identification du plan de faille. Si l'on assimile la zone des répliques à celle de la rupture lors du séisme principal, la rupture aurait donc affecté une zone d'environ 4,5 km de longueur, sur une profondeur allant de 1 à 4,5 km sous la surface (la plaine d'Épagny est située à une altitude moyenne de 450 m). Dans le détail, la répartition des répliques en deux essais, visibles en carte comme en coupe, suggère l'existence de deux plans de faille distincts (Figure n°9). L'essaim NW est le plus actif ; l'épicentre du choc principal est localisé à son extrémité SE. L'essaim SE est décalé de 500 à 800 m par rapport à l'essaim NW. Le pendage moyen de ces essais se situe entre 70° et 75° vers le NE, en accord avec le pendage de 70° déduit du mécanisme au foyer du choc principal.

Une soixantaine de mécanismes au foyer ont pu être calculés pour les répliques. La grande majorité d'entre eux sont des mécanismes de coulissage sénestre en accord avec le mécanisme du choc principal. Quelques répliques situées au nord-ouest des deux essais correspondent à un faillage normal avec un axe T orienté N-S. Quelques autres, au SE, ont une composante de chevauchement avec un axe P orienté E-W (Thouvenot et al., 1998).

## 4. COMPARAISON, CONTEXTE SISMOTECTONIQUE

On a pu, lors de ces deux séismes, préciser les failles qui ont joué, estimer la surface de rupture et déterminer le type de mouvement avec précision. Trois autres séismes ont déjà fait l'objet d'études à l'aide de réseaux temporaires dans les Alpes et les Pyrénées. Lors du séisme d'Arudy (29 février 1980, $m_b = 5,1$ ISC, $M_L = 5,0$ LDG), un réseau d'une vingtaine de stations a permis de localiser environ 150 répliques pendant une semaine de fonctionnement (Gagnepain-Beyneix et al., 1982) avec une incertitude inférieure au kilomètre, et de calculer une cinquantaine de mécanismes au foyer. Les résultats font apparaître une zone verticale, orientée E-W, de dimensions

7x3 km, et de profondeur située entre 2 et 7 km, avec un système complexe de mécanismes de coulissage et de failles normales. Le séisme de la vallée de la Bléone en 1984, près de Digne dans les Alpes du sud (19 juin 1984, $M_L = 4,1$ LDG), a fait l'objet d'une étude à l'aide d'un réseau de 7 stations pendant une semaine (Fréchet, 1984) ; six répliques ont pu être localisées, sur un total d'une vingtaine. Plus récemment, le séisme du Grand-Bornand (15 décembre 1994, $m_b = 4,4$ ISC, $M_L = 5,1$ LDG) a été étudié par un réseau mobile d'une trentaine de stations pendant quinze jours (Fréchet et al., 1996). Ce séisme n'a pas permis de définir avec précision le plan de faille car il a engendré un nombre très faible de répliques ; seules 13 répliques, de très faible magnitude (- 0,3 à + 0,9), ont pu être localisées, à des profondeurs entre 8 et 11 km pour les 9 principales. L'amélioration des réseaux sismologiques mobiles et permanents a permis en 1996 l'obtention de résultats nettement meilleurs. Lors des deux séismes de 1996, le grand nombre de répliques a permis enfin d'identifier les zones de rupture. La longueur de rupture a atteint 4,5 km dans les deux cas, pour une profondeur située entre 5 et 11 km à Saint-Paul-de-Fenouillet contre 1 à 4,5 km à Épagny. La taille de la source légèrement plus petite à Épagny est en accord avec la différence de magnitude de 0,3 environ mesurée pour les deux séismes (Table n°1). La différence de dégâts observés est certainement liée à la différence de profondeur des deux séismes, mais aussi aux effets de sites. Bien que nous n'ayons pas de mesure de ce type pour Saint-Paul-de-Fenouillet contrairement à Épagny (Thouvenot et al., 1998), l'observation de la géologie de surface montre que la plaine d'Épagny, avec sa couche alluvionnaire d'épaisseur mal connue (quelques dizaines à quelques centaines de mètres), est bien plus propice à des amplifications locales que le massif de l'Agly et les deux synclinaux qui le bordent. En outre, l'habitat est plus dense dans la zone épicentrale du séisme d'Épagny (2 100 habitants), qui correspond à une zone en voie d'urbanisation au voisinage de la ville d'Annecy (50 000 habitants), qu'à Saint-Paul-de-Fenouillet (2 200 habitants) où il s'agit d'un habitat nettement plus rural, avec de vastes zones inhabitées.

Bien que ces séismes correspondent tous deux à un même type de mécanisme, un décrochement sénestre, ils se sont produits dans un contexte sismotectonique bien différent. Selon les conclusions de Pauchet et al. (1998), le séisme de Saint-Paul-de-Fenouillet aurait eu lieu sur la faille de Saint-Arnacq, une faille de longueur inférieure à 15 km associée à un système complexe de failles dans le massif granitique hercynien de l'Agly, failles qui s'étendaient de la surface jusqu'à plus de 11 km de profondeur. En revanche, pour Épagny, et selon Thouvenot et al. (1998), il s'agirait de la faille du Vuache, une faille de géométrie plus simple, de plus de 30 km de longueur, mais qui n'affecterait que la couverture calcaire mésozoïque sur une épaisseur de 4 km environ ; le concept
d'une telle faille d'échelle décakilométrique, pour sur-
prenant qu'il soit, est cependant compatible avec un
modèle tectonique de décollement avec rampe latérale
(schéma désormais classique dans les domaines alpin et
jurassien) ; les répliques observées n'apportent en tout
cas aucune preuve d'une quelconque réactivation du
socle.

Si le rôle des effets de site est maintenant largement
documenté, les séismes de 1996 nous rappellent par
ailleurs le rôle prééminent joué par la source. La profon-
deur a certainement contribué à diminuer l'intensité pour
le séisme de Saint-Paul-de-Fenouillet ; mais on pourrait
aussi invoquer la complexité de la source pour ce séisme,
telle qu'elle apparaît dans l'étude de Pauchet et al.
(1998) qui suppose l'existence de trois segments de
faille. Quant à Épagny, si la faille n'affecte que la cou-
verture mésozoïque, en venant buter sur le socle, on
pourrait envisager que ceci puisse affecter la dynamique
de la rupture ainsi que le champ d'ondes sismiques
engendré.

Les deux séismes étudiés ici ont eu lieu sur des failles
dont on ne soupçonnait pas réellement l'importance sur
le plan du risque sismique, en tout cas en ce qui concer-
ne Saint-Paul-de-Fenouillet. Cependant, dans les deux
cas, des séismes historiques ayant des caractéristiques
assez voisines de ceux de 1996 avaient été observés.
Dans le cas de Saint-Paul-de-Fenouillet, le séisme du 28
novembre 1920 (Imax = VII MSK) et surtout celui du 23
septembre 1922 (Imax = VI-VII MSK) présentent des
caractéristiques très similaires à celui de 1996 en ce qui
concerne les effets macrosismiques (Mengel, 1921 et
1923 ; Cadiot et al., 1979 ; Lambert et Levret-Albaret,
1996). On peut donc supposer qu'ils avaient déjà eu lieu
sur les failles du massif de l'Agly. Il en est sans doute de
même pour celui du 19 février 1838 (Imax = V-VI MSK)
(Cadiot et al., 1979 ; Lambert et Levret-Albaret, 1996).
A Épagny-Annecy, le séisme du 11 août 1839 (Imax =
VII MSK) (Rothé, 1941 ; Cadiot et al., 1979 ; Lambert
et Levret-Albaret, 1996 ; Thouvenot et al., 1998) semble
avoir eu des effets remarquablement identiques à celui de
1996 (chutes de cheminées, zone macrosismique iden-
tique) ; il a donc très vraisemblablement eu lieu à l'ex-
trémité SE de la faille du Vuache, celle qui a joué en
1996. Quelques séismes ont eu lieu sur le tronçon NW de
la faille, le plus fort étant celui du 17 avril 1936 (Imax =
VII MSK) (Rothé, 1941 ; Cadiot et al., 1979 ; Lambert
et Levret-Albaret, 1996). Amato (1983) avait émis l'hy-
pothèse que la plupart des séismes historiques ressentis
dans la partie occidentale de la Haute-Savoie étaient liés
à l'activité de la faille du Vuache, ce dont nous doutons,
car cela impliquerait dans la plupart des cas de sérieuses
erreurs de localisation des épicentres historiques. Le tra-
vail de Sambeth et Pavoni (1988) sur la microsismicité
du Bassin genevois attirait certes l'attention sur l'activi-
té sismique potentielle de la faille du Vuache, mais sans
en fournir de preuve irréfutable. Visiblement, la prise en

compte de la sismicité historique n’est pas encore satis-
faisante en France, et il est urgent que les documents col-
lectés par J.-P. Rothé, puis par l’équipe du programme
Sirene du BRGM, soient rendus publics afin que la com-
munauté scientifique puisse réinterpréter la sismicité
passée en fonction des observations instrumentales ou
tectoniques les plus récentes.

5. RÉPLIQUES ET SURVEILLANCE SISMIQUE

<figure><img src="image_27.png" /></figure>

Fig. n°10 : Stations des différents réseaux de surveillance sismologique en France et dans les régions frontalières (1998). Triangles noirs : réseaux OMP, Rénass et Simalp ; carrés noirs : réseau LDG ; ronds blancs : autres réseaux. Les rectangles correspondent aux cadres des Figures n°1a et 1b.

Les Alpes et les Pyrénées sont surveillées depuis
quelques années par des réseaux sismiques denses. C'est
un changement radical pour l'étude de la sismicité de ces
régions (Figure n°10). En effet, bien que ces deux mas-
sifs aient hébergé probablement les deux premières sta-
tions sismologiques françaises, celle de Perpignan qui
remonte à 1887 (Fines, 1887), et celle de Grenoble qui
remonte à 1888 (Kilian, 1893), ils ne comportaient jus-
qu'en 1987, pour la partie française, que deux stations
permanentes dans les Pyrénées et sept ou huit dans les
Alpes, toutes de type analogique, sans compter les
réseaux locaux de Lacq, d'Arette et des Alpes-Maritimes.

Dans les Alpes, c'est en 1988 qu'a commencé l'im-
plantation du réseau Sismalp (Thouvenot, 1996). Une
quarantaine de stations numériques à transmission télé-
phonique ont été installées, le réseau étant complet
depuis 1994 (Figure n°10). Il s'agissait à l'origine de
stations à une composante de type Sismalp1 (société
Leas). Ces stations, malgré leur faible dynamique et une
capacité d'enregistrement très limitée, ont permis d'éta-
blir la première carte de sismicité précise des Alpes (Figure n°1b). Depuis 1996, cette première génération est remplacée progressivement par une nouvelle station trois composantes beaucoup plus performante (modèles Sismalp3 ou Hathor3), qui inclut une base de temps très précise synchronisée par un récepteur GPS. Les capteurs sont tous de type courte période 1 Hz. Lors des séismes de Saint-Paul-de-Fenouillet et d'Épagny, seule une station Sismalp3 était installée (RSL) ; actuellement, leur nombre se monte à dix.

Dans les Pyrénées, un réseau local analogique de neuf stations existait dans la région d'Arette depuis 1978, mais la partie orientale de la chaîne ne comportait jusqu'en 1988 aucune station (Souriau et Pauchet, 1998). L'Observatoire Midi-Pyrénées (OMP) a installé à partir de 1989 une dizaine de stations de type Hadès une composante (société CEIS Espace) à transmission par satellite Meteosat, bientôt complétées par cinq stations identiques installées en Catalogne par le Service géologique de Catalogne (SGC). Depuis 1997, l'OMP installe progressivement des nouvelles stations plus performantes à trois composantes MiniTitan (société Agecodagis) (Figure n°10) pour réaliser un réseau d'environ 20 stations couvrant l'ensemble des Pyrénées françaises. Les capteurs sont les mêmes que ceux du réseau Sismalp (courte période 1 Hz).

Grâce à ces réseaux, des localisations précises (incertitude horizontale de 2,5 km pour Saint-Paul-de-Fenouillet et de 0,7 km pour Épagny) et des mécanismes au foyer fiables ont été déterminés pour les chocs principaux. La localisation obtenue en temps quasi-réel a permis d'implanter les réseaux temporaires de façon très précise en fonction de la position du choc principal : le réseau mobile de dix stations implanté à Épagny moins de dix-huit heures après le séisme avait un rayon de 4 km.

Les stations permanentes ont permis d'autre part l'enregistrement de quelques séismes précurseurs ainsi que de très nombreuses répliques. La Figure 11 présente un histogramme des répliques de magnitude supérieure à 1 enregistrées par les réseaux permanent sur une durée de 1 000 jours après les deux chocs principaux de Saint-Paul-de-Fenouillet et d'Épagny. Ce suivi permet d'informer de façon objective les autorités et les populations locales qui continuent de ressentir des répliques plus de deux ans après le choc principal. Une station semi-permanente a été installée près d'Épagny, à Bromines ; elle continue d'enregistrer des micro-répliques deux ans et demi après le séisme d'Épagny (magnitudes proches de zéro, voire négatives). L'étude des répliques à l'aide des réseaux temporaires de courte durée a montré que leur répartition pouvait être interprétée soit comme des ruptures d'aspérités sur le plan de faille principal (Épagny), soit comme un réajustement sur des failles annexes guidé par la chute de contraintes liée au choc principal (Saint-Paul-de-Fenouillet). Pour le séisme d'Épagny, Courboulex

et al. (1998) suggèrent un système mixte, dans lequel l'essaim sud-est pourrait être lié aux aspérités de la rupture principale, alors que l'essaim nord-ouest constituerait un réajustement sur une faille annexe. Il apparaît souhaitable pour ce genre d'études que les réseaux mobiles puissent être installés le plus rapidement possible et soient maintenues.

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Fig. n°11 : Histogrammes du nombre de répliques enregistrées par les réseaux permanent.</figcaption></figure>

nus, même en configuration réduite, pendant plusieurs mois, car le seuil de détection des réseaux permanent ne descend que difficilement en dessous de la magnitude 2. Quelques séismes que l'on pourrait qualifier de précurseurs ont été observés. En ce qui concerne Saint-Paul-de-Fenouillet, un précurseur a eu lieu le 9 février 1996 (M_L = 2,5). A Épagny, deux petits précurseurs ont eu lieu un an auparavant, les 2 et 21 août 1995 (M_L = 2,4 et I_max = IV MSK pour le plus fort), localisés à proximité immédiate de l'épicentre de 1996.

Le Réseau national de surveillance sismique (Rénass) et le Laboratoire de détection et de géophysique du Commissariat à l'énergie atomique (LDG) sont chargés de ce que l'on appelle " l'alerte sismique ", c'est-à-dire de la diffusion en urgence des paramètres des séismes forts. Cette diffusion s'adresse aux autorités de la sécurité civile, aux observatoires sismologiques et aux médias. Le LDG s'appuie sur son réseau national d'une quaran-
taine de stations réparties plus ou moins uniformément sur le territoire, alors que le Rénass utilise environ 65 stations des réseaux régionaux universitaires concentrés dans les principales zones sismiques (dont le réseau Sismalp de l'Observatoire de Grenoble et le Réseau de surveillance sismique des Pyrénées de l'Observatoire Midi-Pyrénées à Toulouse). Lors du séisme de Saint-Paul-de-Fenouillet, le LDG a diffusé une information préliminaire par téléphone à la sécurité civile 30 min après le séisme (Mission AFPS, 1996a), puis une information définitive par télécopie ou courrier électronique environ 1 h 30 min après le séisme ; le Rénass pour sa part a diffusé une information définitive 1 h 15 min après le séisme. Pour le séisme d'Épagny, le Rénass a diffusé une information préliminaire au bout de 30 min (télécopies et courriers électroniques) et une localisation définitive au bout de 1 h 30 min environ ; le LDG a téléphoné une information préliminaire au bout de 30 min (Mission AFPS, 1996b), et a diffusé sa localisation définitive au bout de 4 h 45 min environ. En outre le Rénass a assuré une alerte automatique très préliminaire au bout de 7 min à destination des observatoires sismologiques (ceci permet une éventuelle collecte rapide des données et une mise en alerte des sismologues). Ces délais, bien que rapides, gagneraient à être encore améliorés. L'information rapide et précise est apparue fondamentale, aussi bien pour les autorités que pour le public. Il semble techniquement possible d'assurer une sorte de pré-alerte, quelques minutes après l'événement sismique, qui préciserait que l'événement est bien un séisme, en indiquant sa localisation approchée (département par exemple) et sa magnitude approximative. Ceci est une demande très forte des acteurs locaux (pompiers, médias, population). La localisation définitive devrait apporter le plus rapidement possible les paramètres exacts, et il serait souhaitable qu'elle inclue déjà quelques compléments d'information scientifique (répliques, etc.), comme cela est déjà un peu fait par le Rénass. Un point très important est l'estimation de la magnitude, qui semble surévaluée de 0,4 environ, tant par le LDG que par le Rénass (Table n°1) ; ceci peut conduire les acteurs locaux à des conclusions erronées. Une confusion est souvent apparue entre la magnitude $M_L$ et la magnitude mb amenant certains à comparer par exemple le séisme d'Iran du 28 février 1997, de magnitude $m_b = 5,5$ avec ceux de Saint-Paul-de-Fenouillet ($m_b = 4,7$) et d'Épagny ($m_b = 4,5$). Après cette phase d'alerte, les observatoires régionaux ont très vite joué un rôle de relais auprès des autorités et des populations régionales.

## CONCLUSIONS

La présence de réseaux régionaux denses et l'implantation rapide de réseaux sismologiques mobiles ont permis une étude exhaustive des deux séismes destructeurs pyrénéen et alpin de 1996. Les failles responsables ont pu être identifiées, toutes les deux liées à un jeu de coulissage sénestre. La localisation précise de plusieurs centaines de répliques a mis en évidence une certaine complexité de la source, et une répartition des répliques liée en partie au réajustement des contraintes sur des failles annexes. Des études complémentaires de déformation, en particulier par géodésie GPS, se révèlent indispensables. Malgré leur taille somme toute modeste, ces deux séismes apportent, par leur étude, un éclairage nouveau sur la sismogenèse et sur l'étude du risque sismique. Les surprenants résultats de précurseurs géochimiques (Toutain et al., 1997 ; Poitrasson et al., 1998) incitent à rechercher des observations similaires dans d'autres contextes.

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# DES IMAGES DU SYSTÈME LITHOSPÈRE-ASTHÉNOSPÈRE SOUS LA FRANCE : L'APPORT DE LA TOMOGRAPHIE TÉLÉSISMIQUE ET DE L'ANISOTROPIE SISMIQUE

## IMAGES OF THE LITHOSPHERE-ASTHENOSPHERE SYSTEM BENEATH FRANCE: A CONTRIBUTION FROM TELESEISMIC TOMOGRAPHY AND SEISMIC ANISOTROPY

### M. GRANET

EOST, Institut de Physique du Globe de Strasbourg, 5 rue René Descartes, F-67084 Strasbourg cedex.

## ABSTRACT

Seismic investigations play a major role in understanding the mechanics-geodynamics of the lithosphere-asthenosphere system (LAS). In the last decade, new models from large-scale seismic tomography of the Western European LAS have been proposed. Most of these investigations are, however, of regional nature, and, due to the sparsity of permanent seismic stations in capable of resolving small-scale lateral heterogeneities of a wavelength comparable with tectonic structures as observed in rift systems, geothermal or volcanic fields, older reactivated or recent mountain ranges. Only high-resolution tomographic studies are able to provide images of velocity perturbations with a spatial resolution of the order of 10 to 15 kilometers. It is also now commonly accepted that besides strong lateral heterogeneities, upper mantle structures can be characterized by the amount and direction of seismic anisotropy. The anisotropy deduced from different S-phases (S, SKS, SKKS) or regional Pn phases complements remarkably well isotropic tomographic studies, not only for mapping structural features within the LAS, but also for deciphering the style of deformation at depth, one fundamental parameter for discussing ongoing or past geodynamic processes.

The recent development of portable short-period digital arrays was probably one of the most significant technical improvements which helped us to study the LAS worlwide. It was a pioneer challenge of the LITHOSCOPE (INSU-CNRS) project to develop a high quality portable array for studies of the western European LAS. Some examples of recent and pertinent applications of joint mobile and permanent arrays are the study of the Rhine Graben-Urach geothermal field and the Massif Central volcanic field as joint French-German experiments, the study of the Pyrenean range and of the Armorican Massif.

The 3-D velocity and anisotropy structures of the Rhine Graben, one of the most pronounced segments of the European Cenozoic Rift System, and of the Urach geothermal field area have been imaged using P-wave traveltime residuals of teleseismic events and shear waves in order to retrieve the splitting parameters. While ~4% reduction of P-velocity within the Urach lithosphere down to 70-80 km can be explained mainly by increased temperature and enrichment of phlogopite, the teleseismic inversion suggests no indications for an actively upwelling mantle diapir beneath the Rhine Graben proper. A large number of individual splitting parameters is observed showing a rotation from a graben-related to an

Alpine belt-related pattern in the eastern part. The magnitude of the splitting suggests a thickness of the ani isotropic structure of at least 150-200 km. Similarly, an array of more than 80 portable stations in addition with 20 permanent stations was deployed in the Massif Central. Including the knowledge of the basement geology of the area and the timing and geochemical characteristics of Tertiary-Quaternary activity, we consider that the velocity models provide unequivocal evidence for the ascent of a thermally and chemically anomalous mantle plume beneath the Massif Central during Tertiary times.

Local and teleseismic events recorded during a period of three years at 50 permanent and temporary stations situated on both sides of the Pyrenean range were analyzed to compute a velocity perturbation model from the surface down to 200 km. The model underlines the North Pyrenean Fault as a lithospheric suture down to 100 km, with lower velocities on the Iberian side. However, the predominance of the NPF in the heterogeneity pattern is observed only in the eastern part of the range. A sharp low velocity structure within the lithosphere south to the NPF is considered to consist of crustal material subducted during the collision processes. The fast polarization direction deduced from SKS splitting measurements is aligned with the strike of the NPF, suggesting that the deformation near major strike-slip plate boundaries can be considered as the principal mechanism for generating an anisotropy with a fast axis parallel to the orogenic belt.

The Armorican Massif is a part of the Hercynian orogeny. Its main tectonic features are the North- and South-Armorican shear zones (NASZ, SASZ) which represent the boundaries between different lithospheric domains and the Champtoceaux body consisting of very high pressure rocks. A temporary array designed along two roughly N-S running profiles was deployed perpendicular to the major tectonic shear zones of the Armorican Massif to address the geometry and depth extension of both faults. The first results show large velocity anomalies and emphasize the importance of the SASZ. Additionally, a remarkable anticorrelation between a low gravity trend and a high velocity body at depth is evidenced. On the other hand, Pn anisotropy displays a cor relation with the shear directions.

## 1. INTRODUCTION

La sismologie procure l'image tridimensionnelle de la structure actuelle de la Terre depuis l'échelle locale jusqu'à l'échelle globale. Cette image est la plus résol-
vante de toutes celles issues des méthodes et outils de la géophysique et constitue le cadre sur lequel vont s'appuyer bon nombre de modèles d'évolution dynamique de la planète à toutes les profondeurs et à différentes échelles. Si notre investigation se limite au système lithosphère-asthénosphère (SLA), l'un des objectifs fondamentaux sera de mettre en évidence, si possible en 3D, les relations existantes entre des objets géologiques et des déformations observables en surface avec des hétérogénéités détectables en profondeur à partir de leurs signatures sismiques. Les principaux marqueurs de ces hétérogénéités profondes sont la vitesse des ondes sismiques et l'anisotropie. Dès lors, le géophysicien aura pour objectif de calculer les variations latérales de ces deux marqueurs (autrement dit, leurs écarts à un modèle radial moyen de Terre) afin de préciser la mécanique rhéologique et la dynamique du SLA.

## 2. LA TOMOGRAPHIE TÉLÉSISMIQUE

La tomographie est une cartographie structurale des vitesses sismiques. Durant la dernière décennie, de nombreux modèles tomographiques lithosphériques régionaux ont été proposés pour le domaine central et ouest européen. Ils sont calculés à partir de l'analyse des sismogrammes des ondes de surface (e.g. Snieder, 1988) ou bien des ondes de volumes (e.g. Granet et Trampert, 1988 ; Babuska et al., 1990 ; Spakman et al., 1993) enregistrés aux stations sismologiques permanentes. Dans le premier cas, que ce soit à partir de l'analyse des courbes de dispersion ou par modélisation des formes d'ondes, la résolution spatiale de ces modèles d'échelle régionale est supérieure à la centaine de kilomètres (e.g. Panza et al., 1980 ; Passier et Snieder, 1996). Dans le deuxième cas, les sismologues utilisent essentiellement les anomalies de temps de propagation des ondes sismiques P et/ou S. La tomographie télésismique, ainsi nommée car elle utilise les informations "véhiculées" par les séismes lointains, va procurer une image tridimensionnelle de la structure cible en termes de vitesses sismiques ou de perturbations de vitesses sismiques.

Les ondes de volume télésismiques ayant une période voisine de 1s, leur résolution spatiale est de l'ordre de la dizaine de kilomètres. A partir des seules stations permanentes dont la distribution géographique n'est pas uniforme, il n'est pas possible d'accéder à ces longueurs d'ondes décakilométriques sans repliement spatial de l'image. C'est grâce au développement récent des grands réseaux sismologiques mobiles (réseau Lithoscope en France) que les géophysiciens structuraux ont pu calculer des images haute-résolution du SLA. Un réseau portable dense est déployé dans la zone cible durant une période de quelques mois afin d'enregistrer les téléséismes. Les trajets source-station (le rai sismique) sont quasi verticaux sous le réseau et vont donc "illuminer" le système lithosphère-asthénosphère. Les temps d'arrivée des

ondes P et/ou S mesurés sur les sismogrammes sont comparés aux temps de propagation calculés dans un modèle de Terre moyen. La zone cible est partitionnée en cellules ou blocs - le modèle initial - et l'ouverture du réseau en surface va conditionner l'extension horizontale et verticale de ce modèle. Pour le calcul des images tomographiques, l'algorithme d'inversion va chercher à expliquer les écarts entre temps observés et calculés (les résidus) par des variations latérales de vitesses sismiques à l'intérieur du modèle 3D. Ceci signifie que nous supposons que ces écarts sont essentiellement d'origine litho-asthénosphérique. Des travaux récents montrent que les résultats sont très peu biaisés par l'influence d'hétérogénéités situées à l'extérieur de l'objet cible (e.g. Masson et Trampert, 1997 ; Vergnes, 1998). La qualité du modèle sera directement fonction de l'échantillonnage spatial des téléséismes qui contrôle la géométrie des rais. Les résultats de ces calculs sont représentés soit sous la forme de cartes qui montrent les perturbations de vitesses sismiques dans des couches d'épaisseur constante ou selon des coupes dans un azimut donné, soit de blocs diagrammes tridimensionnels.

La vitesse des ondes sismiques est une fonction complexe des propriétés physiques, chimiques et minéralogiques du milieu traversé. Ainsi, les "tomogrammes" sont des indicateurs de variations de température ou de différences de composition minéralogique. Pour une structure géologique faite de roches dont la composition chimique est fixée, des vitesses sismiques anormalement faibles seront le signe de températures plus élevées et inversement. A partir de mesures sur des échantillons de roches du manteau, on calcule une loi reliant la variation de la vitesse sismique à la température (e.g. Jackson et al., 1992). Dans les couches lithosphériques, des anomalies négatives peuvent également témoigner d'un milieu très fracturé ou dans le cas des ondes S, de la présence de fluides.

## 3. L'ANISOTROPIE SISMIQUE

La tomographie télésismique reste l'outil essentiel pour procurer une image instantanée des structures géométriques du SLA en termes de vitesses sismiques. Cependant, ces tomographies "isotropes" sont encore insuffisantes pour contraindre correctement les modèles géodynamiques. Le SLA est anisotrope car les minéraux des roches qui le composent sont anisotropes. Cette propriété physique du manteau supérieur est maintenant bien admise depuis les travaux initiaux obtenus à partir des ondes Pn par Hess (1964) pour la lithosphère océanique et par Bamford (1977) pour la lithosphère continentale. On se reportera à Babuska et Cara (1991) pour une description physique et pétrologique de l'anisotropie sismique ainsi que des méthodes d'études actuelles et à Farra (1995) pour une analyse de notre connaissance actuelle de l'anisotropie du manteau supérieur.
L'anisotropie sismique détectée dans le manteau supérieur est un marqueur très fort de la déformation (actuelle et passée), et/ou du fluage, en profondeur. Elle est généralement interprétée comme la conséquence d'une orientation préférentielle de l'olivine, qui est le composant minéral principal du manteau supérieur, sous l'action d'une déformation plastique. Depuis, de nombreuses études ont été menées tant en domaine océanique qu'en domaine continental, à l'échelle régionale ou à l'échelle globale, que ce soit à partir des ondes de volume ou des ondes de surface (e.g. Kind et al., 1985 ; Silver et Chan, 1988 ; Montagner et Tanimoto, 1991 ; Vinnik et al., 1992 ; Babuska et al., 1993). Le paramètre principal d'étude de l'anisotropie est le temps de propagation pour les ondes de volume. Dans le cas des ondes de surface, c'est la phase des sismogrammes qui est utilisée. La mesure de l'anisotropie sismique est ainsi devenue un outil d'étude très populaire des structures mantelliques. De fait, l'anisotropie est la plus belle preuve géophysique de la dynamique interne passée et présente de la planète (Ansel et Nataf, 1989 ; Silver, 1996).

Si les ondes de surface se sont révélées un outil puisant d'investigation aux très grandes longueurs d'onde, les essais qui ont été faits dans le domaine de la tomographie télésismique "vectorielle" n'ont pas été convaincants. En effet, s'il est relativement aisé de calculer un rai sismique dans une Terre anisotrope (problème direct), il est beaucoup plus difficile de traiter le problème inverse, c'est-à-dire de retrouver simultanément les caractéristiques isotropes et anisotropes du milieu, même sous des hypothèses simplificatrices. Les travaux menés en ce sens n'ont pas fourni de résultats concluants (Hirahara, 1988 ; Grésillaud et Cara, 1996) car il faut disposer d'une géométrie de rais quasi parfaite (donc irréaliste) pour modéliser correctement le modèle de taux d'orientation dans les structures tectoniques continentales. Toutefois, si nous limitons l'étude structurale à une couche de quelques kilomètres d'épaisseur sous la discontinuité du Moho, les ondes régionales réfractées Pn sont un outil puissant de tomographie anisotrope en 2D des hétérogénéités latérales de vitesses sismiques et de l'anisotropie azimutale (e.g. Beghoul et Barazangi, 1990 ; Hearn, 1996).

Afin de prendre en considération l'anisotropie sismique dans les modèles dynamiques du SLA, la démarche actuelle est plutôt de calculer indépendamment les paramètres anisotropes du milieu et les variations latérales de vitesses. Dès lors que l'on s'intéresse à des objets géologiques de taille régionale où la longueur d'onde caractéristique est de l'ordre de la dizaine de kilomètres, la mesure de l'anisotropie du manteau supérieur est essentiellement basée sur l'observation de la biréfringence des ondes de cisaillement. Quand une onde de cisaillement (S, ScS, SKS, SKKS) linéairement polarisée traverse un milieu anisotrope, elle se sépare en deux ondes dites quasi S qui sont polarisées orthogonalement

l'une par rapport à l'autre et se propagent à des vitesses différentes. Les paramètres essentiels qui vont traduire l'anisotropie du milieu sont φ et δT, qui représentent la direction de polarisation de l'onde rapide et le délai entre les composantes rapide et lente. Le délai δT est une mesure de l'épaisseur de la couche anisotrope et sa valeur moyenne à l'échelle de la planète est environ de 1 s. Des méthodes numériques ont été développées pour calculer ces paramètres anisotropes (e.g. Fukao, 1984 ; Vinnik et al., 1988). C'est l'onde SKS (ou SKKS) qui est la plus intéressante à étudier car, peu sensible aux hétérogénéités latérales, elle n'est pas affectée par les hétérogénéités de la source et l'anisotropie observée provient uniquement du trajet entre le noyau et la station.

Une autre méthode d'investigation de l'anisotropie a été développée à partir des résidus des ondes P par Babuska et al. (1984). La composante anisotrope du résidu, calculée par une normalisation ad hoc, est portée sur un diagramme polaire (r = distance épicentrale, φ = azimut) appelé aussi sphère des résidus. Généralement, ces diagrammes exhibent un comportement bipolaire : des arrivées rapides (résidus négatifs) s'observent sur un hémisphère, des arrivées lentes (résidus positifs) sur l'autre (Plomerova et al., 1996 ; Plomerova et al., 1998). Ces résultats sont interprétés par la présence de structures anisotropes inclinées, situées de part et d'autre de zones de contact entre unités tectoniques (e.g. des sutures), ayant des pendages de direction opposée afin d'expliquer la nature bipolaire des sphères de résidus. Par exemple, Plomerova et al. (1998) interprètent les sphères de résidus par la présence de structures anisotropes inclinées vers le nord pour les domaines Saxothuringien, Rhénohercynien et le Massif Central français, tandis que pour le domaine Moldanubien et le front Alpin, les structures seraient inclinées vers le sud ou le sud-est. Ceci implique que la zone de contact entre les terrains hercyniens intéresse toute la lithosphère et non pas seulement la croûte.

Récemment, Sileny et Plomerova (1996) ont proposé une méthode d'inversion des paramètres anisotropes déduits des études de la biréfringence des ondes de cisaillement. En partant d'hypothèses simples sur l'origine de l'anisotropie lithosphérique, il est possible de réconcilier les résultats obtenus à partir des sphères de résidus et ceux obtenus par les études de la biréfringence.

## 4. LE BIAIS ANISOTROPE DES TOMOGRAPHIES TÉLÉSISMIQUES ISOTROPES

L'estimation du biais induit par la non prise en compte de l'anisotropie sismique dans les tomographies télésismiques classiques est une question essentielle qui pose le problème de la validité de ces modèles tomographiques. Notons que cette question du biais anisotrope dans la reconstruction des milieux isotropes a été abordée initialement sur les images tomographiques calculées
à l'échelle régionale à partir des ondes de surface (e.g. Montagner, 1985). Pour y répondre dans notre cas, soit l'anisotropie est prise en compte dans la paramétrisation tomographique (e.g. Grésillaud et Cara, 1996), soit l'estimation du biais introduit par la simplification isotrope est calculée (Sobolev et al., 1999). En supposant un milieu de composition minéralogique réaliste caractérisé par 50 % de cristaux d'olivine préférentiellement orientés, Sobolev et al. (1999) calculent des anomalies de temps de propagation synthétiques pour des structures tectoniques classiques (zones de convergence ou en extension, régions volcaniques). Ces anomalies sont ensuite inversées par tomographie isotrope. Sur la base de cette modélisation simple, il est démontré que les artefacts les plus importants sont induits par des structures anisotropes pour lesquelles l'axe rapide "a" de l'olivine est incliné. Dans ce cas, le résultat d'une tomographie isotrope indiquerait une structure signée par des vitesses sismiques rapides, qu'il serait tentant d'interpréter comme de la lithosphère plus froide caractéristique d'une subduction active, alors que c'est une zone de convergence fossile qui est en réalité modélisée. A l'opposé, le biais est négligeable dans le cas d'une anisotropie causée par du cisaillement pur (compression ou extension sans rotation dans le plan horizontal) où l'orientation préférentielle de l'olivine se traduit par un axe "c" de l'olivine quasi vertical.

## 5. DES IMAGES DU SYSTÈME LITHOSPHÈRE-ASTHÉNOSPHÈRE SOUS LA FRANCE

En France métropolitaine et régions limitrophes, des études entrant dans le cadre des expériences Lithoscope, EUROPROBE et du programme Géofrance 3D ont été menées au cours des dix dernières années. L'installation des réseaux denses a permis le calcul d'images des hétérogénéités latérales de vitesse et d'anisotropie sismiques avec une longueur d'onde caractéristique de ces structures crustales et mantelliques dans des régions soumises à des régimes tectoniques différents. L'histoire géodynamique de la France est marquée par une série d'épisodes tectoniques bien distincts ayant conduit à la mise en place d'objets géologiques remarquables. Nous nous sommes plus particulièrement intéressés à quelques-uns de ces objets pour leur spécificité et leur intérêt sur le plan de la géodynamique européenne.

Rappelons succinctement les principales étapes de cette histoire géodynamique depuis le Cambrien. Au Paléozoïque, la chaîne Hercynienne s'est constituée par la collision de deux blocs continentaux du Dévonien au Carbonifère (400-300 Ma). Les principaux massifs hercyniens français sont le Massif Armoricain, le Massif Central, les Vosges et les Ardennes. Après l'érosion de la chaîne, associée à une longue période de distension où se forment les bassins sédimentaires, la collision Afrique-Europe entraîne la structuration de l'ensemble Pyrénées-

Languedoc-Provence et ultérieurement au Miocène la formation de la chaîne des Alpes. A l'Eocène, un épisode tectonique majeur, associé à la collision entre les plaques Afrique et Eurasie, a induit un régime extensif affectant toute la lithosphère ouest-européenne. Cette extension E-W durant l'Eocène et l'Oligocène a généré le Système de Rifts Cénozoïques Européens, qui s'étend de la Mer du Nord jusqu'à la Méditerranée.

Dans cet article, je présenterai quelques études du SLA menées en France métropolitaine en des régions tectoniquement remarquables : le Fossé Rhénan et ses bords (campagne Lithoscope 1988-1989), le Massif Central (campagne EUROPROBE 1991-1992), les Pyrénées et le Massif Armoricain (campagne GéoFrance 3D 1997). L'originalité géodynamique de chacune de ces régions sera soulignée à travers les résultats obtenus par les outils et méthodes de la sismologie.

## 6. LE FOSSÉ RHÉNAN : EXEMPLE DE FOSSÉ D'EFFONDREMENT CONTINENTAL

### 6.1. L'objet géologique Fossé Rhénan

Le Système de Rifts Cénozoïques Européens s'étend de la Méditerranée jusqu'à la Mer du Nord sur une distance supérieure à 1 000 km. Le Fossé Rhénan en est le segment central le plus prononcé. Il se présente sous la forme d'une plaine de 35 km de large en moyenne et s'étend sur 300 km de long entre Bâle au sud et Francfort au nord. Il est bordé à l'est par la Forêt Noire et à l'ouest par les Vosges ; son extrémité sud se raccroche au segment Bresse-Rhône par le système transformant Rhinsaône (Bergerat, 1977).

Précédé par un épisode volcanique au Crétacé, l'effondrement du Fossé Rhénan s'est produit au cours de deux phases distinctes : l'une de la fin Éocène jusqu'au début Oligocène (39-36 Ma), sous un régime tectonique extensif relié à la collision Afrique-Europe, l'autre de l'Oligocène jusqu'au Miocène (25-20 Ma) (Villemin et Coletta, 1990). L'effondrement du Fossé Rhénan Supérieur - région limitée au nord par Strasbourg et par Bâle au sud - s'arrêterait au début Miocène en relation avec une rotation anti-horaire de la contrainte maximale horizontale et/ou d'un soulèvement des Vosges et de la Forêt Noire au Miocène moyen (Villemin et al., 1986 ; Laubscher, 1987). Ce soulèvement s'accompagne d'une activité volcanique limitée à l'intérieur du Fossé entre 18 et 13 Ma (volcan Kaiserstuhl) et à l'extérieur du Fossé (vers l'est) du Miocène moyen à la fin Miocène (massif volcanique de l'Urach principalement). A l'actuel, le Fossé Rhénan Supérieur est caractérisé par des taux de soulèvement et d'effondrement faibles (Mälzer, 1986) et une contrainte horizontale maximale orientée ~N45°E (e.g. Delouis et al., 1993 ; Plenefisch et Bonjer, 1997).

Le volcanisme est rare dans le Fossé Rhénan Supérieur. Le volcan Kaiserstuhl en est la principale manifestation. La source de ce complexe volcanique
alcalin se situerait entre 70 et 100 km de profondeur (Keller, 1978). Quelques manifestations volcaniques sont bien documentées dans les terrains Rhéno-hercyniens, le long des failles bordières du graben, ainsi que dans les régions de l'Urach et de l'Hegau, localisées à environ 100 km à l'est du Fossé Rhénan.

## 6.2. La structure de la croûte

Les nombreuses campagnes de sismique réfraction (e.g. Mueller et al., 1973), de sismique réflexion (Dohr, 1970), et/ou celles couplées réfraction-réflexion réalisées dans le cadre du programme allemand KTB (Fuchs et al., 1987 ; Gajewski, 1989 ; Lüschen et al., 1989) ont contribué à la connaissance du schéma tectonique crustal du Fossé. Le résultat essentiel de ces études est une cartographie du Moho, qui est détecté à 24 km de profondeur sous le volcan du Kaiserstuhl (Prodehl et al., 1992 pour une synthèse). Une étude plus fine de la géométrie des structures crustales et du rôle des failles bordières a été réalisée à partir de deux profils de sismique réflexion ECORS-DEKORP (1988). Dans la partie centrale du Fossé, Brun et al. (1991) montrent une asymétrie du Fossé dont le développement serait contrôlé par une faille listrique localisée sur la bordure ouest et se rattachant en profondeur à une zone de détachement au toit de la croûte inférieure ductile. Plus au nord, Wenzel et al. (1991) observent un changement de "polarité" du Fossé et soulignent sa nature asymétrique. La faille majeure est ici localisée sur la bordure est. Par ailleurs, une étude tomographique basée sur les données des stations permanentes (Koch, 1993) a permis de localiser une zone à faible vitesse (Vp=7.9 km/s) sous le volcan Kaiserstuhl contre des vitesses de 8.3-8.4 km/s dans la lithosphère.

De plus, des profils sismiques réalisés dans l'Urach ont souligné l'existence d'une structure marquée par des vitesses lentes dans la croûte moyenne, dont la géométrie coïncide avec les contours d'isothermes basés sur une modélisation du flux de chaleur.

## 6.3. La structure profonde du Fossé Rhénan et du massif de l'Urach

La présence d'un diapir asthénosphérique sous le Fossé Rhénan a été proposée à partir d'une étude de la dispersion des ondes de Rayleigh (Panza et al., 1980), de mesures de résistivité électrique (Reitmayr, 1975) et d'une modélisation thermique (Werner et Kahle, 1980). L'effet gravimétrique d'une telle anomalie serait compensé par la remontée du Moho (Kahle et Werner, 1980).

Entre 1985 et 1987, un réseau sismologique a été déployé par l'Institut de Géophysique de Karlsruhe sur le champ géothermique de l'Urach afin d'imager sa structure lithosphérique. Seulement 9 stations étaient opérationnelles simultanément et la plupart ont été déplacées tous les 5 à 6 mois afin de compléter l'échantillonnage spatial et obtenir ainsi la résolution adéquate. Deux stations servirent de référence durant toute l'expérience. En 1988,

dans le cadre d'une coopération franco-allemande, une opération de tomographie télésismique a été décidée afin de modéliser les structures litho-asthénosphériques à courte longueur d'onde dans le Fossé Rhénan Supérieur. Il s'agissait également d'essayer de résoudre les apparentes contradictions entre le modèle diapirique et les résultats obtenus à partir d'une tomographie télésismique basée sur les stations permanentes, qui ne montrait aucune structure diapirique sous le Fossé Rhénan (Granet, 1986). Un réseau constitué de 67 stations a été installé pour une période de 7 mois durant l'hiver 1988-1989 (Glahn et al., 1993). Les deux ensembles de données ont été réunis et les résultats des inversions tomographiques présentées sous la forme d'images en coupe sont publiés dans ce manuscrit pour la première fois (Figure n°1). Pour le Fossé Rhénan stricto sensu, les images de vitesses d'ondes P calculées par tomographie télésismique isotrope montrent des anomalies de l'ordre de -2 % (Figure n°1, profils AB et CD). La structure du graben est faiblement marquée en profondeur et il n'y a dans les images aucune évidence de la présence d'une remontée diapirique (Figure n°1, profil EF), ce qui confirme les résultats d'une tomographie télésismique aux grandes longueurs d'ondes (Spakman et al., 1993) et d'une tomographie d'ondes de surface (Passier et Snieder, 1996). De même, Rousset (1992) s'appuyant sur les résultats des profils ECORS-DEKORP et Gutscher (1993), qui considère un contraste de densité croûte-manteau réaliste, sugèrent que la présence d'un diapir n'est pas nécessaire pour expliquer les anomalies de Bouguer. Glahn et al. (1993) interprètent un changement significatif de la direction des structures en vitesses vers 70 km de profondeur - de schématiquement parallèle à l'axe du fossé (direction rhénane) au-dessus de 70 km, elle devient grossièrement E-W en dessous - comme l'indication d'une déformation extensive passée ayant affecté toute la lithosphère. Ces résultats démontrent que le processus de rifting d'une part, l'épisode de remontée de matériel asthénosphérique chaud d'autre part, ont cessé à la fin du Miocène. En ce qui concerne le champ géothermique de l'Urach, l'étude télésismique montre un domaine crustal associé à une diminution de 2 % des vitesses d'ondes P et surtout une anomalie de vitesses faibles dans le manteau. Cette anomalie, dont l'extension en profondeur est limitée à 80 km (Figure n°1, profil AB), est la signature diapirique du champ géothermique. Alors que l'anomalie crustale coïncide bien avec l'idée de la présence d'une ancienne chambre magmatique bien contrainte par les xénolithes, la structure lente mantellique est expliquée par un enrichissement local en phlogopite et une augmentation de la température moyenne.

## 6.4. Anisotropie sismique

Les résultats obtenus à partir de la biréfingence des ondes de cisaillement (Granet et al., 1998) ou à partir des ondes Pn (Bamford, 1977 ; Enderle et al., 1996,
Judenherc et al., soumis) soulignent le rôle des structures héritées et de la déformation actuelle. Dans la région du Fossé Rhénan, l'azimut de la direction de polarisation rapide φ varie de ~N30°E à ~N40°E pour les stations sismologiques localisées sur les flancs - à proximité des failles bordières - et à l'intérieur du graben proprement dit (Figure n°2). Les valeurs correspondantes de δT sont

l'azimut du séisme traité démontrent une origine non exclusivement lithosphérique de l'anisotropie. Ceci est également corroboré par les valeurs du délai dT (> 1 s), qui impliquent une épaisseur de 120 à 150 km pour la couche anisotrope (en moyenne δT =1.0 s correspond à une couche anisotrope d'épaisseur ~115 km sous l'hypothèse d'un manteau constitué d'environ 60 % d'olivine).

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Fig. n°1 : Perturbations de vitesses d'ondes P sous le Fossé Rhénan et l'Urach présentées sous la forme de coupes verticales. Elles sont exprimées en %. Les profils AB, CD et EF sont calculés à partir du modèle tridimensionnel 3D. Afin de minimiser d'éventuelles variations brutales des anomalies d'un bloc à l'autre, un filtre spatial est appliqué dans le plan horizontal de la couche pour ne pas introduire de couplage vertical artificiel. La longueur d'onde de coupure est fonction de la dimension des blocs dans la couche considérée. Les profils imagent le SLA jusqu'à 170 km de profondeur. La topographie est précisée. Le rouge du spectre indique des vitesses plus lentes, le bleu du spectre indique des vitesses plus rapides.

de ~1.2s. Si nous supposons que le cisaillement pur est le facteur principal contrôlant la déformation lithosphérique durant la formation du Fossé Rhénan, les résultats suggèrent une relation entre les valeurs de φ et le processus de rifting, qui est le dernier épisode tectonique majeur ayant affecté les structures lithosphériques.

Ainsi, comme cela a été proposé par Vauchez et Nicolas (1991) dans un autre contexte tectonique, la lithosphère sous le Fossé Rhénan et ses flancs serait caractérisée par une fabrique appartenant à la déformation associée à des zones décrochantes.

Une autre explication serait de supposer un ancien flux mantellique parallèle au graben. Vers la Forêt Noire, l'azimut de la direction rapide s'oriente dans une direction E-W, tandis que dans la région de l'Urach, il s'aligne grossièrement avec la direction hercynienne. Cette variation latérale de la valeur moyenne de φ sur de courtes distances ainsi que l'observation de sa dépendance selon

La variation azimutale de φ suggère la superposition de plusieurs couches anisotropes et/ou des structures anisotropes inclinées (Plomerova et al., 1996).

Les paramètres (φ, δT) calculés à la station RBG (Urach) pour chaque séisme enregistré ont été modélisés par une structure en deux couches anisotropes (Savage et Silver, 1993). La couche supérieure est caractérisée par un axe rapide orienté N65°E, que l'on peut corréler soit avec la direction des trajectoires du champ de contraintes crustal actuel soit avec celle de la ceinture Hercynienne en domaine centre-Europe, et un délai de 0,8 s compatible avec une lithosphère d'épaisseur variant entre 80 à 100 km. La couche inférieure est caractérisée par un axe rapide orienté N130°E, qui est en bon accord avec la direction de mouvement absolu des plaques proposé par Minster et Jordan (1978) mais en désaccord avec celle du modèle de Gripp et Gordon (1990), et un délai de 1,0 s qui s'accorderait avec l'épaisseur de l'asthénosphère
<figure><img src="image_30.png" /></figure>

Fig. n°2 : Paramètres anisotropes calculés dans le Fossé Rhénan (d'après Granet et al., 1998). La flèche indique la direction de polarisation rapide (direction anisotrope), sa longueur est proportionnelle à l'amplitude de l'anisotropie.

modélisée par Yanovskaya et al. (1990) à partir des ondes de surface. Dès lors que les mesures d'anisotropie sont bien documentées par de nombreuses observations, l'interprétation des résultats impose la présence de plusieurs sources d'anisotropie dans le manteau. L'anisotropie a une double origine lithosphérique (héritée) et asthénosphérique (actuelle et reliée au flot mantellique).

## 7. LE MASSIF CENTRAL : EXEMPLE D'UNE STRUCTURE HERCYNIENNE REACTIVÉE PAR DU VOLCANISME NÉOGÈNE

### 7.1. L'objet géologique Massif Central

Le Massif Central est formé de vieilles structures hercyniennes, auxquelles se sont superposées des fossés d'effondrement Oligocène grossièrement orientés N-S et des provinces volcaniques Néogène. Durant la période post-rift, on distingue deux épisodes volcaniques principaux aux âges bien contraints : la première, de la fin Oligocène au début Miocène (de ~25 Ma à ~12 Ma), s'identifie par une activité dispersée dans les fossés de Limagne et du Forez ; la deuxième, qui s'étend de la fin Miocène au Pliocène, est dominée par la mise en place des deux volcans centraux majeurs, le Cantal (11-2.5 Ma) et le Mont-Dore (4-0.3 Ma). L'activité volcanique la plus récente est localisée dans le Vivarais (12 000 ans BP) et la Chaîne des Puys (50 000 - 4 000 ans BP). Actuellement, le Massif Central est sous un régime tectonique extensif (Delouis et al., 1993).

Par contraste avec le Fossé Rhénan, le Massif Central offre l'opportunité d'étudier des structures lithosphériques d'âge hercynien reprises par une activité magmatique importante. De plus, le Massif Central est en Europe la place la plus logique pour s'intéresser à l'existence de panaches mantelliques en domaine continental car 1) son socle varisque a la topographie la plus élevée, 2) l'activité volcanique a été la plus importante en domaine ouest-européen, 3) il est bien documenté par de nombreuses études géologiques, géochimiques et géophysiques.

L'idée de la présence d'un " point chaud " sous le Massif Central est relativement ancienne. Elle a été proposée pour la première fois par Froidevaux et al. (1974). Les études de sismique réfraction (Perrier et Ruegg, 1973 ; Zeyen et al., 1997) ont montré que la croûte était amincie de 2 à 3 km sous le fossé de la Limagne d'Allier et "normale" à l'ouest du Sillon Houiller. Alors que les profils réalisés en 1974, d'orientation N-S, suggéraient la présence d'une zone anormale du manteau caractérisée par des vitesses de 7.4 km/s sous la croûte amincie, les résultats des profils de 1997, orientés NW-SE, montrent plutôt des vitesses normales (Vp=8.0 km/s) sous la Limagne d'Allier. Judenherc et al. (soumis) dans une étude de tomographie anisotrope sous la France à partir des ondes Pn observent des vitesses sismiques plutôt faibles (-3 % environ) sous les édifices volcaniques, mais pas de variations fortes associées aux fossés d'effondrement. A partir d'une étude d'ondes de surface, Souriau (1976, 1981) a calculé un modèle de vitesses d'ondes S et un modèle d'atténuation, qui soulignent la présence d'une zone à vitesses faibles et à forte atténuation entre 70 et 240 km de profondeur. Ce résultat se corrèle bien avec une anomalie de Bouguer de l'ordre de -70 mgal et un flux de chaleur élevé de 100-110 mW/m². Lucazeau et al. (1984) ont montré que le seul effet crustal ne pouvait rendre compte des valeurs du flux de chaleur et d'anomalie de Bouguer. D'un point de vue pétrophysique, Coisy (1977) étudiant les propriétés chimiques et structurales d'échantillons de xénolithes dans des basaltes alcalins observe une texture équigranulaire, donc caractéristique d'une importante déformation, dans les régions localisées au nord du volcan Cantal et au sud de la Chaîne des Puys. Sur la base de ces résultats, deux modèles dynamiques d'évolution du Massif Central avaient été proposés (Lucazeau et al., 1984 ; Nicolas et al., 1987). Alors que Lucazeau et al. (1984) suggèrent la présence d'un unique diapir mantellique caractérisé par une vitesse d'ascension comprise entre 0.5 et 1.0 cm/an pour expliquer les différentes observations géophysiques, Nicolas et al. (1987) proposent un modèle d'essaim de petites structures diapiriques dont les dimensions à la base n'excéderaient pas 10 km pour expliquer la présence de xénolithes très peu déformés dans le cœur du diapir unique. L'origine de ces "coînes" diapiriques serait localisée à environ 70 km de profondeur à une température sous le solidus. Ces valeurs sont bien contraintes par les estimations P-T.
<figure><img src="image_31.png" /></figure>

Fig. n°3 : Perturbations de vitesses d'ondes P sous le Massif Central présentées sous la forme de coupes verticales. Elles sont exprimées en %. Les profils AB et CD échantillonnent les édifices volcaniques. Le profil EF traverse les volcans Cantal, Mont-Dore et suit le Fossé de la Limagne. La topographie est précisée. Les profils sont calculés à partir du modèle tridimensionnel 3D. Afin de minimiser d'éventuelles variations brutales des anomalies d'un bloc à l'autre, un filtre spatial est appliqué dans le plan horizontal de la couche pour ne pas introduire de couplage vertical artificiel. La longueur d'onde de coupure est fonction de la dimension des blocs dans la couche considérée. Les profils imagent le SLA jusqu'à 270 km de profondeur.

## 7.2. Tomographie télésismique du Massif Central

Durant l'hiver 1991-1992, un réseau sismologique portable de 80 stations a été déployé à travers le Massif Central dans le cadre d'une coopération franco-allemande. Avec un espacement moyen des stations égal approximativement à la longueur d'onde des ondes P dans le manteau (~15 km), le réseau a été installé de façon à contraindre la structure en vitesses sismiques sous les édifices volcaniques et les fossés d'effondrement. On se reportera à Granet et al. (1995a) pour une image de la distribution spatiale du réseau. La Figure n°3 représente les résultats de l'étude tomographique sous forme de coupes calculées à travers la structure tridimensionnelle.

Le modèle initial est constitué de deux couches crustales (0-10 km, 10-30 km) et cinq couches dans le manteau (30-70 km, 70-120 km, 120-170 km, 170-220 km, 220-270 km). La première couche crustale est traitée de façon indépendante afin de minimiser des effets de "surface" mal pris en compte par la procédure de traitement des données. A l'intérieur du modèle tridimensionnel, les perturbations de vitesses varient de -2 à +2 % (Figure n°3). Il est possible de calculer l'anomalie gravimétrique qui serait causée par le modèle de vitesse en se donnant une loi physique entre DV et Dr (Goetze et Lahmeyer, 1988). La densité ainsi modélisée est en bon accord avec

l'anomalie de Bouguer observée en surface. Ce résultat, ainsi que les amplitudes relativement modérées des perturbations de vitesses calculées pour le Massif Central, suggèrent soit l'absence, soit un faible taux de fusion partielle, par comparaison avec ce qui est observé dans le rift Kenyan ou dans le rift du Rio Grande (Achauer et Granet, 1997). D'importantes variations latérales de vitesse sont observées dans les couches lithosphériques : les perturbations négatives sont remarquablement corrélées avec les structures volcaniques de surface (Figure n°3, profils AB et EF). Notamment des "canaux" plus lents, dont le diamètre est environ de 20 à 30 km s'observent de la surface jusqu'à 70 km de profondeur. Ils sont situés sous les provinces volcaniques du Cantal et du Mont-Dore d'une part, du Devès et du Velay d'autre part. Alors que la zone lente associée avec les volcans Cantal et Mont-Dore intéresse également la croûte, elle semble limitée au domaine mantellique pour la région du Devès et du Velay. Ces canaux peuvent-ils être considérés comme les structures diapiriques imaginées par Nicolas et al. (1987) ? L'ascension d'un diapir est causée par un contraste important de densité, ce qui n'est possible que si le taux de fusion partielle est suffisamment élevé. Dans l'hypothèse d'un essaim de petits diapirs, la conduction va propager la chaleur dans un large volume
lithosphérique. Or nos résultats n'indiquent que peu ou pas de fusion partielle, compte tenu des faibles valeurs des perturbations, ni la présence d'un grand volume de matériel chaud dans la lithosphère. Aussi ces canaux sont-ils interprétés comme la signature thermique (en termes d'isothermes) des remontées magmatiques le long d'anciennes fractures lithosphériques héritées de l'hercy-nien et réactivées à l'Oligocène. Le transfert des produits fondus asthénosphériques vers la surface doit se faire par un processus de fracturation de l'encaissant. Pour expli-quer la géométrie de ces zones lentes, nous supposons l'intrusion de liquide fondu dans les fractures lithosphé-riques durant la période de mise en place des volcans et qui serait maintenant cristallisé mais encore chaud.

Pour les couches inférieures, entre 120 et 270 km de profondeur, le modèle est caractérisé par la présence d'un volume bombé de vitesses faibles ayant un diamètre de l'ordre de 200 km et un contraste de vitesse d'environ 2 % (Figure n°3, profil CD). Les anomalies de vitesse peuvent se convertir en contraste de température (Kumazawa et Anderson, 1969). Prenant en compte les effets anélas-tiques (Karato, 1993), on obtient un contraste de ~200°C.

Les études des isotopes radiogéniques des produits magmatiques ferro-magnésiens primitifs contraignent fortement la nature des régions sources des magmas du manteau ainsi que la profondeur d'extraction et le degré de fusion partielle lors de leur pétrogénèse (Wilson et Downes, 1992). En effet, les magmas primitifs héritent des caractéristiques isotopiques des régions sources. Dans le cas du Massif Central, comme pour d'autres régions volcaniques des domaines central- et ouest-Europe, ces magmas ont des caractéristiques géochi-miques et isotopiques qui présentent de fortes similarités avec celles des basaltes des îles océaniques associés à une activité des panaches mantelliques ("HIMU", Wilson et Downes, 1991, 1992).

Ainsi, les résultats de la tomographie télésismique combinés avec les caractéristiques isotopiques des basaltes ont conduit Granet et al. (1995b) à proposer l'existence d'un panache mantellique sous le Massif Central, qui serait maintenant dans une phase de décrois-sance, comme en témoigne la réduction significative du volcanisme au Pliocène et au Quaternaire.

Sobolev et al. (1997a, 1997b) s'appuient sur ce modèle tomographique, la pétrophysique et la minéralogie physique pour calculer la distribution tridimensionnelle du champ de température dans le manteau supérieur sous le Massif Central. Ce champ de température est ensuite modélisé pour calculer dynamiquement la topographie régionale et un géoïde. Les résultats sont en accord avec les observations et confortent l'existence d'un corps chaud ayant un contraste de température de 150 à 200°C plus élevé que la températu-re moyenne du manteau. Cette modélisation apporte égale-ment une évidence forte en faveur d'un amincissement de la lithosphère sous les régions volcaniques.

<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Fig. n°4 : Paramètres anisotropes calculés dans le Massif Central (d'après Granet et al., 1998).</figcaption></figure>

### 7.3. Anisotropie sismique

La Figure n°4 montre les paramètres anisotropes calculés pour des stations mobiles et une station permanente (SSB) à partir de la biréfringence des ondes de cisaillement. Un changement important de la direction de polarisation rapide est observé de part et d'autre du Sillon Houiller, qui est considérée comme une faille de transfert pendant l'amincissement crustal de la chaîne varisque (Burg et al., 1990). Ceci est l'indication d'une contribution importante de la lithosphère sous-crustale à l'anisotropie observée, car une variation de la direction rapide sur une courte distance est incompatible avec une origine asthénosphérique (flux mantellique). De plus, alors que l'azimut $\phi$ de la direction rapide se corrèle bien à la direction du Sillon Houiller, soulignant encore le rôle des failles décrochantes majeures sur la fabrique et la déformation associée, la direction rapide à l'est du Sillon Houiller est plutôt orientée N100°E. Cette dernière direction peut être corrélée avec une structuration WNW-ESE observée sur les tomogrammes pour des profondeurs supérieures à 70 km (Granet et al., 1995a, Figure n°7). Elle est probablement d'origine asthénosphérique en considérant une épaisseur de la lithosphère inférieure à 50 km dans cette région (Sobolev et al., 1997). La réorientation de la fabrique hercynienne dans le manteau due à l'écoulement magmatique associé au panache pourrait être la cause de cette orientation N100°E.

Les amplitudes des délais $\delta T$ varient en moyenne entre 1.0 s à l'ouest et 0.65 s à l'est du Sillon Houiller en ne considérant que les données de "bonne qualité". Ces valeurs sont cohérentes avec un amincissement litho-
sphérique à l'est du Sillon Houiller. Cependant, compte tenu d'un nombre limité de données, il n'a pas été possible d'étudier une éventuelle dépendance des valeurs des paramètres anisotropes avec l'azimut des séismes. Cette étude couplée tomographie-anisotropie du Massif Central confirme, ainsi que dans le cas du Fossé Rhénan et de ses régions limitrophes, le rôle des structures héritées sur la dynamique du SLA.

## 8. LES PYRÉNÉES : EXEMPLE DE COLLISION CONTINENTALE “RÉCENTE”

### 8.1. L'objet géologique Pyrénées

La chaîne des Pyrénées résulte de la collision entre la plaque Ibérie et la plaque Eurasie. Elle s'étend sur environ 400 km de long entre la Mer Méditerranée à l'est et l'Océan Atlantique à l'ouest. Les unités structurales principales sont orientées E-W et du nord au sud, on trouve successivement la Zone Nord-Pyrénéenne, la Zone Primaire Axiale constituée de terrains hercyniens qui ont été réactivés durant l'orogène alpin, la Zone Sud-pyrénéenne constituée de terrains mésozoïques et cénozoïques (Mattauer, 1968 ; Choukroune et Mattauer, 1978). La Faille Nord-Pyrénéenne (FNP) constitue l'accident majeur qui s'étend d'ouest en est tout au long de la chaîne. C'est une zone étroite bien individualisée en surface dans les régions est et centrale, mais qui disparaît sous les sédiments dans le domaine ouest, bien que sa présence soit documentée à partir de la sismique réfraction (Gallard et al., 1980 ; Daignières et al., 1982).

De nombreux modèles ont été proposés pour expliquer la formation des Pyrénées (c.f. Choukroune, 1992). Tous considèrent une phase d'extension avec un épisode d'amincissement crustal précédant la phase de compression de l'orogénie Pyrénéenne. Alors que certains modèles postulent une ouverture qui résulterait d'un cisaillement senestre le long de la FNP, d'autres considèrent une ouverture en ciseau correspondant à une rotation de la plaque Ibérie autour d'un pôle situé soit dans le domaine central ou occidental de la chaîne, soit en Méditerranée. Ces modèles diffèrent également dans le mécanisme et le taux de raccourcissement : épaississement crustal lié à de grands chevauchements à l'intérieur de la Zone Axiale (e.g. Williams & Fischer, 1984), subduction océanique suivie d'une collision entre deux marges continentales (Boillot et Capdevilla, 1977), subduction continentale de la lithosphère ibérique (Mattauer, 1985), déformation thermomécanique d'un système rigide-ductile (Chéry et al., 1991) ou encore déformation flexurale (Brunet, 1986). De façon générale, l'ensemble des modèles donnent des raccourcissements allant de 100 à 200 km.

### 8.2. Une image sismologique de la chaîne des Pyrénées

De nombreuses études de la structure crustale à partir de profils de sismique réfraction et de réflexion grand-

angle (e.g. Hirn et al., 1980 ; Gallart et al., 1980, 1981 ; Daignières et al., 1981, 1982, 1989) et de tomographie télésismique (Hirn et al., 1984 ; Poupinet et al., 1992) ont montré un saut d'environ 15 km de la discontinuité du Moho à la latitude de la FNP. La croûte a une épaisseur de ~50 km dans la Zone Axiale et de 30 à 35 km dans la Zone Nord Pyrénéenne. Deux profils de sismique réflexion ECORS orientés N-S ont été réalisés à travers la chaîne : l'un dans le domaine central (Choukroune et al., 1989), l'autre dans le domaine occidental (Daignières et al., 1994). Ces deux profils, qui fournissent une image détaillée des structures crustales, confirment le saut du Moho et l'existence d'une discontinuité intra-crustale.

En outre, ils suggèrent un pendage vers le nord du Moho de la croûte ibérique, la croûte "européenne" sous le Bassin d'Aquitaine étant à peu près horizontale. Ce pendage a été confirmé par un profil de sismique réfraction (Daignières et al., 1989). Toutefois, une incertitude demeure sur la géométrie exacte du Moho au voisinage de la FNP avec une imprécision d'une quinzaine de kilomètres sur la localisation de la discontinuité crustale. La croûte européenne "mince" se termine abruptement sur la FNP, mais le Moho de la croûte ibérique n'est clairement identifié que 10 à 15 km plus au sud. Il est actuellement impossible de confirmer ou d'infirmer une subduction de la croûte ibérique sous la croûte européenne. Une tomographie de la croûte à partir des séismes locaux enregistrés aux stations permanentes des réseaux de surveillance sismique de la Chaîne Pyrénéenne a révélé de nombreux détails non documentés auparavant (Souriau et Granet, 1995). La croûte supérieure est très hétérogène et montre des contrastes importants de vitesse. Une zone de vitesses élevées orientée E-W est détectée dans les 7 premiers kilomètres et coïncide en de nombreuses places avec les roches paléozoïques de la Zone Axiale.

De part et d'autre de cette structure rapide, des zones à vitesses faibles se corrèlent en surface avec des bassins sédimentaires et sont observées jusqu'à plus de 10 km de profondeur. Dans les domaines centre et est-Pyrénéen, deux blocs caractérisés par des vitesses rapides ressortent dans la Zone Nord Pyrénéenne et s'enfouissent jusqu'à la base de la croûte supérieure. Une anomalie positive de gravité est associée à ces deux blocs, qui correspondraient à des matériaux de la croûte inférieure ou plus probablement du manteau supérieur remontés dans la croûte supérieure lors de l'épisode de compression consécutif à l'extension Mésozoïque. La croûte inférieure est moins bien contrainte compte tenu de la géométrie des rais. Néanmoins, elle apparaît plus homogène avec une structure en vitesses sismiques décoplée de celle de la croûte supérieure. Le fait majeur est la présence d'une anomalie de vitesses faibles sous les Massifs Nord-Pyrénéens. Notre connaissance de la structure profonde de la chaîne repose sur les études de tomographie télésismique et d'anisotropie sismique. Poupinet et al. (1992) modélisent par tracé de rais des résidus de temps de pro-
<figure><img src="image_33.png" /></figure>

Fig. n°5 : Perturbations de vitesses d'ondes P sous les Pyrénées. Elles sont exprimées en %. Les profils échantillonnent les domaines est, centre et ouest de la chaîne. FNP signifie Faille Nord-Pyrénéenne. Les profils AB, CD et EF sont calculés à partir du modèle tri-dimensionnel 3D. Afin de minimiser d'éventuelles variations brutales des anomalies d'un bloc à l'autre, un filtre spatial est appliqué dans le plan horizontal de la couche pour ne pas introduire de couplage vertical artificiel. La longueur d'onde de coupure est fonction de la dimension des blocs dans la couche considérée. Les profils imagent le SLA jusqu'à 200 km de profondeur.

pagation calculés le long d'une ligne de stations parallèle
au profil ECORS du domaine central. Ils expliquent les
résidus par un amincissement de la lithosphère du nord
vers le sud qui s'initierait à l'aplomb de la FNP : la litho-
sphère ibérique serait en moyenne 60 à 70 km plus épais-
se que la lithosphère européenne. Le modèle implique une
collision entre la plaque ibérique (épaisse) et la marge
aquitaine (mince) de la plaque Europe, avec imbrication
des croûtes et un découplage rhéologique de la lithosphè-
re à la base de la croûte ibérique. Une expérience télésis-
mique similaire réalisée parallèlement au profil ECORS
du domaine occidental n'apporte aucune contrainte sur la
lithosphère sous-crustale (Grandjean, 1992).

Une image du manteau supérieur sous la chaîne des Pyrénées a été proposée par Souriau et Granet (1995) à partir d'une tomographie télésismique (Figure 5). Ce sont les données de temps d'arrivée des ondes P enregistrées en 75 stations permanentes et mobiles qui ont été inver-sées pour modéliser la structure en vitesses sismiques. L'utilisation des stations permanentes améliore très signi-ficativement la géométrie des rais (et par là-même, la qua-lité du modèle) car la période d'enregistrement est beau-coup plus longue. D'un autre côté, la résolution spatiale des modèles, de l'ordre de 50 km, est trop importante pour caractériser le détail des structures lithosphériques.

Le résultat majeur est la mise en évidence de deux zones
bien différenciées : le domaine ouest de la chaîne d'une
part, les domaines centre et est d'autre part (Figure n°5,
profils CD et EF). Une zone de vitesse faible, étroite,
observée du Moho jusqu'à une profondeur de 80 à 100 km
marque le domaine centre-est de la chaîne, au sud de la
FNP. Cette structure a été attribuée à des matériaux crus-
taux qui ont subducté durant le processus de convergence
entre les plaques Ibérie et Europe (Souriau et Granet,
1995). Ce résultat est en excellent accord avec des
modèles thermomécaniques développés pour expliquer la
géométrie du Moho et des réflecteurs crustaux (Chéry et
al., 1991 ; Beaumont et Quinlan, 1994). De plus, l'exten-
sion en profondeur de cette zone lente est bien corrélée
avec un raccourcissement N-S de 80 km (Séguret et
Daignières, 1986). Dans le domaine ouest, il n'y a pas
d'évidence de subduction de matériaux crustaux (Figure
n°5, profil AB). Ceci suggère que la déformation a été
localement accommodée dans la croûte. Si le modèle de
subduction océanique du Golfe de Gascogne sous la
marge Ibérique proposé par Boillot et Capdevilla (1977)
est valide, le domaine ouest Pyrénéen représente alors une
zone de transition entre une subduction océanique N-S
dans le Golfe de Gascogne et une subduction continenta-
le S-N dans la partie centre-est de la chaîne.
L'anisotropie sismique a été mesurée à partir de la
biréfringence des ondes SKS et SKKS en une station du
réseau NARS et le long d'un profil réalisé à travers la
chaîne (Souriau et Njike Kassala, 1993 ; Barruol et
Souriau, 1995). Globalement, la direction de polarisation
rapide f est orientée N100°E aux stations situées dans le
domaine Ibérique au sud de la FNP et le délai δT varie
entre 1.3 et 1.5 s. Au nord de la FNP, l'orientation de la
direction rapide est moins uniforme et les délais sont
inférieurs à 1s. Cette "dispersion" de φ (qui varie de
~N50°E à ~N100°E) suggère une relation avec les méca-
nismes de déformation actifs dans cette Zone Nord
Pyrénéenne durant la convergence. La corrélation des
valeurs de δT avec les épaisseurs lithosphériques
(Poupinet et al., 1992) et la variation de φ sur de courtes
distances suggèrent une origine essentiellement litho-
sphérique. Cependant, malgré l'évidente relation entre la
direction moyenne E-W de φ et la direction de la FNP,
Barruol et Souriau (1995) soulignent qu'une contribution
asthénosphérique ou bien l'effet conjugué de plusieurs
couches anisotropes ne peuvent pas être rejetés.

9. LE MASSIF ARMORICAIN : EXEMPLE
DE COLLISION “ANCIENNE”

9.1. L'objet géologique Massif Armoricain

Le Massif Armoricain est un ensemble tectonique qui a été affecté par les orogenèses successives Cadomienne, Calédonienne (très peu marquée) et Hercynienne. Il est structuré en trois grands domaines étroits d'orientation moyenne E-W : le domaine nord Bretagne, qui recouvre le Cadomien, le domaine centre Bretagne et le domaine sud Bretagne, qui tous deux appartiennent à l'Hercynien. Ces trois domaines sont séparés par deux zones de décrochement hercyniennes majeures : les décrochements Nord et Sud-Armoricain. Le décrochement Sud-Armoricain se divise vers l'est en deux branches, celle localisée la plus au nord est la faille de Nort-sur-Erdre.

C'est au nord de la Bretagne que se situe le domaine
le mieux préservé (bloc "domnonéen-mancellien") de
l'orogène Cadomien (650-600 Ma). Le prolongement de
la chaîne Cadomienne hors de cette zone préservée s'ob-
serve vers le nord-est, où l'on peut la suivre jusqu'à la
grande anomalie magnétique du Bassin de Paris, et vers
le Sud-Ouest, au sud du cisaillement Nord-Armoricain.
C'est cependant l'orogène Hercynien (360-290 Ma) qui a
le plus marqué l'histoire du Massif Armoricain (Matte et
Hirn, 1988). La période post-varisque, et notamment le
cycle alpin, ne semble pas avoir affecté de façon décisi-
ve l'histoire du Massif.

Le domaine Sud-Armoricain est caractérisé par des séries métamorphiques de haute pression (HP ~12-14 kbars : unité des Essarts, unité du Bois de Céné). Ces zones correspondent à la zone de suture de la chaîne Hercynienne. Entre les deux branches du cisaillement

Sud-Armoricain, est située une étroite bande d'écailles
crustales de très haute pression (~20 kbars). Il s'agit de
l'unité (Nappes) de Champtoceaux, constituée de roches
très déformées, qui ont été exhumées pendant la conver-
gence.

D'un point de vue géophysique, la structuration en
trois domaines est soulignée par les données magnétiques
et gravimétriques (Truffert et al., 1996). Le domaine nord
Bretagne est marqué par de fortes anomalies magnétiques
de faible longueur d'onde, corrélées aux anomalies gra-
vimétriques. Le domaine centre Bretagne est caractérisé
par des anomalies magnétiques intenses et par un fort

<figure><img src="image_34.png" /></figure>

Fig. n°6 : Anisotropie azimutale sub-lithosphérique calculée à partir des ondes Pn (d'après Judenherc et al., soumis). L'orientation du segment montre la direction rapide, sa lon-gueur est proportionnelle aux taux d'anisotropie.

gradient gravimétrique parallèle au décrochement Sud-Armoricain. Les branches nord et sud de ce décrochement sont également soulignées par un fort gradient gravimétrique. Les Nappes de Champtoceaux sont associées à une anomalie gravimétrique d'amplitude 40 mGal. Les données de sismique réflexion grand angle montrent que la croûte inférieure est partout très réflective avec un Moho de profondeur 30 à 35 km. Le projet ARMOR1 (programme Géofrance 3D) a permis l'acquisition de données nouvelles dans le domaine nord Bretagne (Bitri et al., 1998).

Une contrainte supplémentaire à notre connaissance
de la déformation tectonique responsable de l'évolution
de la croûte armoricaine est apportée par une étude de
l'anisotropie azimutale d'onde Pn par Judenherc et al.
(soumis). Les résultats d'une tomographie anisotrope
soulignent le rôle des deux décrochements Nord- et Sud-
Armoricain sur la déformation lithosphérique (Figure n°6).
L'anisotropie est orientée grossièrement E-W et d'ampli-
tude d'environ 3 à 4 %.
<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Fig. n°7 : Perturbations de vitesses d'ondes P sous le Massif Armoricain. Le dispositif de terrain est indiqué. Les profils sont calculés le long des deux lignes sismiques. La planche de gauche correspond au profil A, celle de droite au profil B.</figcaption></figure>

La connaissance de la géométrie et de l'enracinement en profondeur des décrochements est essentielle à la compréhension de la dynamique actuelle du système armoricain. De nombreux résultats obtenus par la tomographie sismique ont en effet montré le contrôle des accidents très anciens sur la structuration des hétérogénéités lithosphériques. Un autre point d'interrogation concerne les nappes de Champtoceaux. Il s'agit là également de connaître la géométrie et l'enracinement en profondeur de cette zone THP.

## 9.2. L'étude sismologique

En 1997, une campagne de terrain a été réalisée pour étudier les structures profondes sous le Massif Armoricain. Le dispositif expérimental consistait en deux profils parallèles, orientés perpendiculairement à la structuration tectonique et aux grands décrochements (Figure n°7). L'extension N-S des profils a permis de calculer un modèle de vitesse depuis la surface jusqu'à 170 km de profondeur. Le modèle initial était constitué d'une couche crustale (0-10 km, 10-30 km) et de trois couches mantelliques (30-70 km, 70-120 km, 120-170 km). La première couche (0-10 km), pour laquelle on affecte un "cône" à chacune des stations afin de minimiser les effets perturbateurs superficiels, n'est pas montrée. Les résultats sont représentés sous la forme de coupes verticales dont l'azimut est aligné avec les profils de stations.

Pour l'ensemble du modèle, le contraste des perturbations de vitesses est de l'ordre de 4 %. C'est une forte amplitude, qui n'est généralement observée que dans des régions où le signal tectonique est important. Les deux résultats principaux qui ressortent sont :

* la présence d'une zone de vitesses élevées dans la région ouest du modèle (Figure n°7, profil A), localisée dans la lithosphère, limitée au sud par le cisaillement Sud-Armoricain et se prolongeant au nord à travers le cisaillement Nord-Armoricain ; le cisaillement Sud-Armoricain semble s'individualiser très profondément avec notamment un pendage sub-vertical. A contrario, le cisaillement Nord-Armoricain est moins marqué. Une zone de vitesses élevées avec un pendage sud pourrait représenter l'image d'un processus de subduction lors de la convergence (Figure n°7, profil A). L'intégration actuellement en cours des données des stations permanentes ainsi que celles recueillies lors d'une deuxième campagne de terrain apporteront des contraintes supplémentaires sur l'enracinement de la suture ainsi que sur sa géométrie.

* En profondeur, les structures s'orientent ~N140°E (Judenherc et al., 1998) : un bloc nord est caractérisé par des vitesses faibles, un bloc sud par des vitesses plus élevées. Cette direction n'est pas directement corrélable avec celle des zones de cisaillement. Ceci amène à penser que les structures profondes du Massif Armoricain ont "mémorisé" un épisode tectonique d'âge anté-hercynien. Un candidat possible est l'orogène Cadomien. Cela
reste toutefois à confirmer, car l'absence de données dans les zones nord-ouest et sud-est du modèle laissent subsister une incertitude d'environ 25 à 30°.

Par ailleurs, Judenherc et al. (1998) observent une anti-corrélation entre des vitesses sismiques élevées en profondeur (> 100 km) et une anomalie négative de Bouguer. Ce résultat suggère que les contrastes de vitesses sismiques observés ne sont pas directement explicables par une anomalie de température. On peut alors imaginer une différentiation de nature chimique entre des blocs lithosphériques d'origine différente. Les grandes longueurs d'onde de l'anomalie de Bouguer, qui sont représentatives des structures profondes, montrent également une direction privilégiée ~N140°E. Ceci confirme la superposition de différents épisodes tectoniques dans le domaine armoricain. Les premières mesures de l'anisotropie sismique à partir de la biréfringence des ondes SKS et SKKS montrent l'existence d'au moins deux blocs et le rôle majeur du décrochement Sud-Armoricain : alors que dans le domaine sud-Bretagne, la direction rapide s'aligne avec celle de la zone de cisaillement, le schéma est plus compliqué dans les domaines centre et nord Bretagne avec une variation significative de φ avec l'azimut du séisme.

## CONCLUSION

A l'échelle de la lithosphère, ce sont essentiellement les anciennes zones de fractures héritées des épisodes tectoniques passés qui vont contrôler l'évolution sur de grandes échelles de temps et d'espace. Les signatures de ces anciens accidents sont détectables à partir de la tomographie télésismique et des mesures d'anisotropie. L'enracinement en profondeur des grandes zones de failles est maintenant bien documenté, tout au moins dans des régions affectées ou ayant été affectées par une tectonique de convergence : les grandes failles ou les zones de suture sont lithosphériques. Sans fournir de réponses définitives, l'image tomographique apporte des contraintes aux modèles structuraux du tectonicien car elle procure un "instantané" de l'intérieur de la Terre. Par ailleurs, l'anisotropie sismique va compléter cette image "figée" car elle procure des informations essentielles sur la déformation tectonique et les processus dynamiques dans le manteau supérieur.

A l'échelle de la France, quels sont les principaux résultats obtenus sur le SLA par des études couplées "imagerie structurale-anisotropie" menées à partir des réseaux denses ? Le Fossé Rhénan est un rift passif dont la signature est limitée à la croûte. Le Graben du Rhin semble un phénomène superficiel. L'anisotropie varie localement. La direction rapide est rhénane dans le Fossé Rhénan et sur ses flancs. Dans le Massif de l'Urach, l'anisotropie est modélisée par deux couches superposées : l'une pour laquelle la direction est parallèle à la ceinture hercynienne ; l'autre pour laquelle la direction

est en bon accord avec un modèle de flux asthénosphérique. Dans le Massif Central, l'étude tomographique ainsi que la signature isotopique des magmas émis suggèrent la présence d'un panache mantellique. L'anisotropie est parallèle au Sillon Houiller à l'ouest de celui-ci et orientée ~N100°E à l'est, suggérant une corrélation avec le flux magmatique du panache.

Le résultat le plus significatif pour la Chaîne des Pyrénées concerne la FNP. C'est une suture à l'échelle de toute la lithosphère. Une zone étroite de vitesses faibles, s'étirant du Moho jusqu'à une profondeur de 80 à 100 km, affecte tout le domaine centre-est de la chaîne. Cette structure a été attribuée à des matériaux crustaux qui ont subducté durant le processus de convergence entre les plaques Ibérie et Europe.

Dans le Massif Armoricain, le cisaillement Sud-Armoricain est l'accident majeur séparant deux blocs lithosphériques. Une anti-corrélation entre des vitesses sismiques élevées et un corps léger suggère la superposition de plusieurs épisodes tectoniques et une différentiation chimique entre deux lithosphères.

De façon évidente, il existe deux sources d'anisotropie sismique dans le manteau supérieur. L'une est localisée dans la lithosphère, et alors l'anisotropie doit être interprétée comme "figée" en ce sens qu'elle ne s'est pas modifiée depuis la mise en place de la fabrique (qui est préservée) ; l'autre est directement liée au mouvement différentiel entre la lithosphère et l'asthénosphère. Dans les domaines anciens non réactivés, l'anisotropie est corrélée avec les structures tectoniques hercyniennes (Massif Armoricain). A contrario, dans les régions réactivées par une tectonique post-hercynienne (Fossé Rhénan, Pyrénées), ou bien par un événement thermique significatif (Massif Central), la signature anisotrope est clairement corrélée avec la structuration tectonique du dernier événement. Tous ces résultats suggèrent que la déformation a "diffusé" dans toute la structure durant l'orogène hercynien : la fabrique hercynienne a été préservée et peut ainsi avoir une forte influence sur le comportement tectonique de la lithosphère.

Les travaux présentés dans cet article sont basés sur l'interprétation des temps d'arrivée des ondes sismiques. Cette tomographie des temps était une étape nécessaire. Cependant, la densification actuelle des réseaux permanents ainsi que l'installation de stations à grande dynamique et à large bande passante poussent le sismologue vers une exploitation maximale du sismogramme. Ceci demandera des développements théoriques importants dans le futur.

## REMERCIEMENTS

Ces études ont été réalisées grâce aux soutiens de l'Institut National des Sciences de l'Univers (INSU-CNRS), du Ministère de l'Éducation Nationale, de la Recherche et de la Technologie (MENRT), du programme
me GéoFrance 3D, de l'Université de Karlsruhe, des Observatoires Sismologiques français, des différents laboratoires des Sciences de la Terre, et la participation de nombreux géophysiciens et géologues allemands, espagnols et français. Un merci spécial doit être adressé aux techniciens et ingénieurs grâce auxquels les parcs de stations sont maintenus opérationnels.

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SECTION 3 : VOLCANOLOGIE ET CHIMIE DE L'INTÉRIEUR DE LA TERRE
BRANCHE FRANÇAISE DE L'ASSOCIATION INTERNATIONALE DE VOLCANOLOGIE
ET DE CHIMIE DE L'INTÉRIEUR DE LA TERRE
# DEGAZAGES MAGMATIQUES ET FLUX VOLCANIQUES. ROLE DE L'EAU

## DEGASSING OF MAGMATIC VOLATILES AND VOLCANIC GAS FLUXES. THE ROLE OF WATER.

P. ALLARD<fnref n="1" />, N. MÉTRICH<fnref n="2" />.

## ABSTRACT

Using data obtained on three active basaltic volcanoes, Piton de la Fournaise (Reunion island), Etna and Stromboli (Italy), we illustrate the interest of combining studies of crystal melt inclusions in lavas with measurements of volcanic gas outputs to better understand and model the behaviour of the volatile phase of magmas ($H_2O, CO_2, SO_2, HCl, HF$). The above three volcanoes behave as open conduit systems but differ in their magma composition, original contents of $H_2O, S$ and Cl and eruptive regime. At Etna and Stromboli, comparison of the gas fluxes measured during both eruptive and non-eruptive periods with the volatile abundances in crystal melt inclusions demonstrates the preponderance of intrusive magma degassing, requiring the convective rise and recycling of large amounts of non-erupted magma. At Piton de la Fournaise, melt and fluid inclusions trapped in olivines ($F_{O2} to F_{O7}$) indicate the ubiquitous occurrence of a volatile phase dominated by $CO_2$ (plus $H_2O, S, FeS_2$) at $P_{(CO_2+H_2O)}$ ranging from a few MPa to ~500 MPa. The total lack of gas release between the eruptions is compatible with both a greater depth of magma storage beneath this volcano and a scavenging of magmatic fluids ($CO_2 + H_2O$) in the aquifers of the pile. Finally, both examples of Etna and Stromboli show that the degassing of $H_2O$ controls the crystallization and the rheological properties of magmas ponding at shallow depth.

## 1. INTRODUCTION

L'abondance des constituants volatils dissous dans les magmas et les modalités de leur exsolution et de leur dégazage exercent un contrôle déterminant sur la nature et l'évolution des phénomènes éruptifs (ex : Anderson, 1975 ; Jaupart, 1998). Le dégazage de l'eau, en particulier, modifie fortement les propriétés rhéologiques des liquides magmatiques, affecte les cinétiques de nucléation et de croissance minérale, et favorise l'entraînement d'élément comme le soufre (ex : Scaillet et al., 1998 ; Keppler, 1998) et le chlore (ex : Carroll et Webster, 1994).

L'analyse des inclusions vitreuses ou/et fluides piégées lors de la croissance des phénocristaux est une approche incontournable pour déterminer l'abondance initiale, la spéciation, et les processus d'exsolution et transfert (taux de dégazage) des constituants volatils des

magmas. Combinée à l'étude expérimentale des solubilités et des équilibres de phases, elle permet de caractériser les modifications physiques et chimiques induites par la décompression et le dégazage magmatique. De façon complémentaire, l'analyse des composés volatils émis à la surface des volcans et la mesure de leur flux (panaches) fournissent des contraintes quantitatives sur les bilans de dégazage magmatique, la dimension et la dynamique des systèmes d'alimentation, ainsi que sur l'impact environnemental des émissions volcaniques.

L'étude des inclusions vitreuses réalisée sur des volcans actifs comme l'Etna (Métrich et Clocchiatti 1989, Métrich et al., 1993 ; Armienti et al., 1994), Stromboli (Allard et al., 1994a), Vulcano (Gioncada et al., 1998), Vésuve (Marianelli et al., 1995, 1999) et le Piton de la Fournaise (Bureau et al., 1998a, b) a permis de mesurer les abondances en $CO_2, H_2O, S$ et Cl dans les magmas correspondants, de proposer des modèles d'évolution de la phase volatile aux stades pré-éruptifs et de calculer des bilans de dégazage. D'autre part, les concentrations et le flux des mêmes constituants ont été déterminés dans les émissions gazeuses de deux de ces volcans (Etna et Stromboli), permettant d'établir des bilans comparés des dégazages magmatiques extrusifs et intrusifs (Allard et al., 1994a ; Allard, 1997 ; Allard et al., 1998b). L'analyse des inclusions représentatives des magmas les moins différenciés, de même que celle des gaz à haute température et des panaches volcaniques, confirment l'importance de l'eau et son rôle central lors de l'ascension et de l'éruption des magmas.

Pour illustration, on présente ci-dessous les résultats obtenus sur le Piton de la Fournaise, l'Etna et Stromboli, trois volcans fonctionnant en système ouvert mais alimentés par des magmas de composition et teneur en eau différentes (1 % pour les basaltes transitionnels de la Fournaise, contre 2-4 % dans les basaltes alcalins de l'Etna et les basaltes shoshonitiques de Stromboli).

## 2. DÉGAZAGE EN SYSTÈME OUVERT

### 2.1. Piton de la Fournaise (Ile de la Réunion)

Volcan actif de l'île de la Réunion, le Piton de la Fournaise connaît en moyenne une éruption par an. Les laves émises sont des basaltes et des océanites (Upton et Wadsworth 1966 ; Albarède et al., 1997), dont la paragénèse minérale est constituée par l'olivine et le spinelle chromifère. Une étude détaillée de la chimie des éléments majeurs et volatils des inclusions vitreuses des olivines ($F_{O1-87}$) a été réalisée sur les échantillons historiques et anciens de la zone centrale (Cratère Dolomieu,

<footnote n="1">¹Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement (LSCE), CEA-CNRS, Orme des Merisiers, 91191 Gif/Yvette cedex.</footnote>

<footnote n="2">²Laboratoire Pierre Süe (LPS), CEA-CNRS, CE-Saclay, 91191 Gif/Yvette cedex.</footnote>
Pitons Manapany, Vincendo) et du Rift Nord-Ouest (Piton de Caille). Elle montre que les inclusions vitreuses ont préservé les hétérogénéités chimiques des magmas qui ont alimenté le système depuis 50 000 ans (Bureau et al., 1998a, b). Cela se traduit par des variations des rapports Na₂O/K₂O (4.2 - 3.6) et des teneurs en éléments volatils C (< 10 ppm - 520 ppm), H₂O (0.6 - 1.1 %), S (1050 - 1540 ppm), F (440 - 560 ppm), Cl (220 - 290 ppm ; Figure 1). La variation des teneurs en soufre de ces magmas peut être attribuée à un fractionnement du soufre par extraction du globule de sulfure présent systématiquement dans les échantillons et par la phase vapeur (CO₂ +

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Fig. 1 : Cl vs K₂O dans les inclusions vitreuses des olivines (Fo₈₂-₈₇) du Piton de la Fournaise. En comparaison sont reportées les données pour les MORB (Roches totales ; Jambon, 1994), et celles de l'éruption de 1977 du Khartala aux Commores (inclusions vitreuses de olivines Fo₈₃).</figcaption></figure>

H₂O). Les rapports (SO₄²⁻/Sₜotal) mesurés à partir des inclusions des olivines (Fo₈₇ et Fo₈₃) varie de 0.08 à 0.03 (± 0.02) démontrent que le soufre est essentiellement dissous sous forme S²⁻ dans le magma.

La majorité des cristaux d'olivine présente des plans d'inclusions fluides à CO₂, secondaires. Il existe une relation générale entre les Pfluides déterminées à partir de ces inclusions fluides à CO₂ (PCO₂ = 20 - 500 MPa ; Bureau et al., 1998b), ou des teneurs en C et H₂O dissous, la composition des olivines (Fo₈₂-₈₇) et celles des inclusions vitreuses (P(H₂O+CO₂)) = 95 à 500MPa ; Bureau et al., 1998a). La cristallisation et la ségrégation de l'olivine se produisent donc à partir de "poches" de magma saturé en CO₂, individualisées entre une profondeur ≥ 15 km et la surface, avec des mélanges possibles entre magmas différent par leurs teneurs en CO₂ et H₂O. Les plans d'inclusions fluides et vitreuses secondaires des olivines indiquent une succession de processus impliquant cristallisation - accumulation - fracturation des cristaux, leur infiltration par des fluides magmatiques riches en CO₂ et leur ramonage éventuel lors de l'arrivée d'un "nouveau" magma.

Les inclusions fluides attestent de la présence d'une phase fluide magmatique riche en CO₂. En considérant un taux moyen d'extrusion de 0.1 m³s⁻¹, caractéristique de la période 1930-1981 (Bachlery 1981 ; Semet et Joron 1991), le dégazage d'un magma basaltique contenant 0.277 % C, 1 % H₂O et 1500 ppm S, impliquerait une émission de l'ordre de 88 10³ t/an de CO₂, 62 10³ t/an de H₂O et 12 10³ t/an de SO₂ (Bureau et al., 1998a). C'est très faible comparé aux flux annuels mesurés à l'Etna (voir ci-dessous). Par contre, le même calcul appliqué à la dernière éruption (période du 9 au 31 mars 1998), avec un taux d'extrusion de 30 m³s⁻¹ (Staudacher et al., 1998), implique des flux éruptifs élevés de 34 10³ t/j de CO₂, 117 10³ t/j de H₂O et 14 10³ t/j de SO₂ (Bureau et al., en préparation). A ce jour, aucune mesure de flux gazeux n'a encore été effectuée lors d'une éruption du Piton de la Fournaise. Enfin, on conclut que l'absence de dégazage en surface dans les périodes non éruptives peut être reliée à la fois à la grande profondeur de stockage du magma sous ce volcan et à l'absorption de la phase gazeuse (CO₂ + H₂O) dans les aquifères de l'édifice.

## 2.2 L'Etna (Sicile)

L'Etna est le stratovolcan basaltique actif le plus important d'Europe, caractérisé par de fréquentes éruptions et un dégazage magmatique à conduit ouvert qui se traduit par l'émission persistante d'un volumineux panache volcanique sommital, mais aussi par des émanations magmatiques diffuses à travers l'édifice (Allard et al., 1991, 1997 ; D'Alessandro et al., soumis). La majorité des laves émises durant la période d'activité récente sont des hawaiites et des basaltes hawaiitiques (rares). Le système actuel est ré-alimenté par de petits volumes de magmas basaltiques enrichis en Ra, K, Rb, Cs (Condomines et al., 1995 ; Tanguy et al., 1997), remarquablement riches en éléments volatils : ~0,26 % Cl (Cl/F ~3,5-4), 0,3 % S et jusqu'à 2-3 % H₂O (Métrich et Clocchiatti 1989, Métrich et al., 1993). Les teneurs en H₂O, Cl, S, F mesurées dans les basaltes alcalins préétneens sont tout à fait comparables (Clocchiatti et al., 1992 ; 1998). Les fortes teneurs en soufre sont liées à une proportion importante de soufre sous forme sulfate (SO₄²⁻/Sₜotal = 0.44) et à la fugacité d'oxygène relative élevée proche du tampon NiNiO (Métrich et Clocchiatti 1996). Les magmas hawaiitiques les plus évolués indiquent des concentrations en H₂O et Cl inférieures à 0,5 et 0,15 %, respectivement. L'ensemble des données montre que les magmas hawaiitiques sont très fortement dégazés à basse pression et que Cl est un bon traceur du dégazage en système ouvert (Figure 2).

L'utilisation des méthodes de télédétection, combinée à l'échantillonnage et à l'analyse du panache, a permis de déterminer les flux massiques d'une grande variété de composés majeurs, mineurs et en traces (Allard et al., 1994 ; Francis et al., 1995 ; Allard, 1997 ; Allard et al., 1998 ; Pennisi et Le Cloarec, 1998 ; Gauthier et Le Cloarec, 1998).
<figure><img src="image_37.png" /><figcaption>**Fig. 2 :** Variation des teneurs en chlore des inclusions vitreuses des olivines des éruptions récentes de l'Etna (éruptions de 1783, 1892, 1989, 1990)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>**Fig. 3 :** Profil COSPEC aéroporté de la concentration et du flux de SO₂ dans le panache de l'Etna (16/06/97 : Allard et al., 1998). On distingue aisément le dégazage respectif des trois cratères sommitaux actifs à cette période (Bocca Nuova, SE et NE).</figcaption></figure>

Le flux de SO₂, couramment mesuré par spectrométrie de corrélation UV (COSPEC) depuis le sol (ex : Caltabiano et al., 1994) ou depuis un avion (Allard et al., 1991 ; Allard et al., 1998 ; Figure 3), varie entre 1 000 et 25 000 tonnes/jour en fonction de l'activité volcanique. Des flux particulièrement élevés ont été mesurés en coïncidence avec l'intrusion ou/et l'éruption de basaltes alcalins moins évolués et plus riches en soufre, remontés rapidement depuis la zone source (diapir mantellique) à 16-18 km de profondeur (ex : 1989-1990 ; Figure 4). La production moyenne de SO₂ par l'Etna au cours des deux dernières décennies atteint 1.7±0.4 10⁶ tonnes/an (Allard, 1997), soit 10 % de la production annuelle globale du volcanisme subaérien !

Les flux des autres constituants majeurs, déduits de leurs rapports de concentration au SO₂ dans le panache, sont également considérables et en proportion analogue par rapport à la production volcanique globale. Ainsi, selon son activité, l'Etna émet annuellement entre 3-5 (1997) et 13 (1985) millions de tonnes de CO₂ (Allard et al., 1991 ; Allard, 1998), 2.8-6.0 10⁵ tonnes d'HCl, 4.1 6.9 10⁴ tonnes d'HF et 0.6-1.1 10³ tonnes de HBr (Andres et al., 1993 ; Pennisi et Le Cloarec, 1998 ; Francis et al., 1998 ; Allard et al., 1998). Le flux d'eau magmatique est plus difficile à évaluer, car le panache inclut de la vapeur d'eau atmosphérique entraînée par convection thermique. Les valeurs obtenues ponctuellement varient entre 4-8 10⁴ t/j (1997 ; Allard et al., 1998) à 1.7 10⁵ t/j (1978 ; Faivre-Pierret et al., 1980). Pour comparaison, le rapport H₂O/S en poids (7-10) des inclusions vitreuses des basaltes de l'Etna, combiné au flux moyen de SO₂, impliquerait un flux moyen d'eau magmatique de seulement 1.6-2.4 10⁴ tonnes/jour, si l'on suppose un dégazage synchrone des deux constituants.

En reliant les données sur les inclusions vitreuses aux flux gazeux mesurés, on peut déterminer les volumes de magma qui alimentent l'activité permanente de l'Etna.

Les données sur le soufre, dont la composition isotopique démontre l'origine mantellique (Allard, 1986), sont particulièrement propices pour cette détermination. La Figure 4 montre l'évolution du flux moyen annuel de SO₂ émis par l'Etna au cours de deux décennies, évalué d'après des mesures COSPEC intermittentes (croix) pour la période 1975-1986 (Allard et al., 1991) et un suivi régulier depuis 1987 (ex : Caltabiano et al., 1994). On note que les émissions syn-éruptives, rapportées aux volumes de basalte extrudés, contribuent une faible part du flux total, hormis lors d'éruptions majeures, comme en 1992 15 10³ t/j de SO₂ estimés à partir des inclusions vitreuses ; Armienti et al., 1994). Sur 20 ans, 90 % des émissions de soufre de l'Etna sont dûes au dégazage hors éruption. Ceci démontre que le dégazage magmatique (de S mais aussi CO₂, Cl et H₂O) est principalement intrusif et implique un transfert différentiel des bulles de gaz au

<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>**Fig. 4 :** Flux moyen annuel de SO₂ dans le panache de l'Etna en 1975-1995 et contribution respective des émissions syn-éruptives (évaluées d'après les volumes de basalte éruptés) et hors éruption (Allard, 1997).</figcaption></figure>