et les caractères spécifiques de chaque phase d'activité (Pelée ancienne, Pelée intermédiaire, Pelée récente, éruptions historiques).

Pour chaque phase sont comparées les variations minéralogiques et géochimiques décelées dans l'ensemble des matériaux émis (laves massives, pyroclastites homogènes, pyroclastites hétérogènes, cumulats gabbroïques et dioritiques, enclaves basiques congénères) et celles caractérisant les produits d'une seule éruption. Les nombreuses datations ¹⁴C disponibles permettent, pour les cycles récents, l'étude des variations chimiques des magmas de la Pelée au cours du temps. L'importance relative des deux processus pétrogénétiques majeurs intervenant à la Montagne Pelée (cristallisation fractionnée et mélanges magmatiques) est discutée ; on montre l'importance des contraintes pétrologiques et géochimiques pour la modélisation des réservoirs magmatiques sous-jacents à ce volcan, ainsi que pour l'évaluation des phénomènes profonds susceptibles de déclencher une éruption.

M27

UN EXEMPLE D'INTERACTION MAGMA-ENCAISSANT CARBONATE: LES ENCLAVES DES PONCES DE L'ILE DE VENTOTENE (ILES PONTINES).

N. Metrich (1) et P. Dhamelincourt (2)

(1) Groupe des Sciences de la Terre, Lab. Pierre Süe, C.E.N. Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex.

(2) Lab. de Spectrochimie Infrarouge et Raman, 59655 Villeneuve d'Ascq.

Certaines enclaves associées à l'une des plus anciennes éruptions pliniennes de l'île de Ventotene, se caractérisent par le passage progressif d'une paragenèse minérale métamorphique à diopside et phlogopite sans titane, vers une paragenèse magmatique à clinopyroxène, phlogopite titanifère, olivine, anorthite, pargasite et apatite. L'étude des inclusions fluides, par cryométrie et par spectrométrie Raman, a mis en évidence la coexistence de microcristaux de dolomite et de calcite associés à une phase fluide carbonique dans les clinopyroxènes, de microcristaux de chlorure et d'une phase fluide mixte à CO₂ et H₂O dans les anorthites. Ces données suggèrent la contamination du liquide magmatique par les roches carbonatées encaissantes ainsi que la cristallisation tardive de la phase plagioclasique, contemporaine de la déstabilisation du clinopyroxène en pargasite.

L'ensemble des résultats permet d'interpréter ces enclaves comme les témoins d'une réaction progressive entre le magma et son encaissant. Les pressions de CO₂ calculées (0,95 - 2,5 Kb) à partir des inclusions fluides des clinopyroxènes sont compatibles avec la présence d'un réservoir magmatique superficiel.

M28

ETUDES PETROLOGIQUES DES FORMATIONS VOLCANIQUES DE LA GUADELOUPE.

A partir d'une importante campagne d'échantillonage effectuée sur les ensembles volcaniques de la Guadeloupe, un certain nombre de résultats significatifs ont pu être obtenus.

Du point de vue pétrographique et minéralogique, les roches volcaniques ont été classées dans la série calco-alcaline faiblement potassique à tendance tholéitique. En outre, un nouveau shéma évolutif a été proposé pour l'édification de la Basse-Terre et suggère des venues successives de 3 masses magmatiques évoluant chacune régulièrement de pôles basiques vers des pôles acides dacitiques rhyolitiques. Il a ainsi été montré que le volcanisme actuel de la région Madeleine-Soufrière correspond au stade intermédiaire andésitique de l'évolution généralement observée.

Le modèle d'édification proposé pour le massif de la Soufrière a été basé sur la mise en place d'une série qui a évolué par cristallisation fractionnée dans des réservoirs magmatiques distincts et superposés ; les premières cristallisations survenant à des profondeurs de 18 à 20 km, les suivantes n'apparaissent que vers 8 à 10 km.

Concernant les dernières éruptions observées à la Soufrière des expériences de lessivage de poussières ont permis de définir une phase hydrothermale importante responsable des propriétés acquises par les eaux aux cours des périodes éruptives et permettant d'expliquer la composition chimique de certaines sources chaudes du pourtour du volcan.

Les recherches ont également concernées l'étude des interactions eaux-gaz-roches, interactions permettant de cerner les mécanismes éruptifs de la région.

L'accent a été mis sur les éruptions de types phrétiques et phrétomagmatiques les plus significatives dans l'arc des Petites Antilles. Les expériences ont permis de définir une phase hydrothermale originale dont les caractères rejoignent ceux des argiles fumeroliennes retrouvées en surface sur et à proximité du dôme de la Soufrière. Les interactions gaz-aquifères souterrains sont apparues de ce fait primordiales.

M29

ETUDE DES PRODUITS D'ALTERATION DES VERRES VOLCANIQUES PRESENTS AU SEIN DES SEDIMENTS MARINS PERIPHERIQUES A L'ILE DE LA REUNION : ORIGINE HYDROTHERMALE CONTINENTALE DES SAPONITES ET ZEOLITES.

F. PHILIPPOT, A. DESPRAIRIES.

L'étude des échardes de verre volcanique présent dans les sédiments carottés (campagne MD 32) à la périphérie de l'Ile de la Réunion permet de différencier morphologiquement et chimiquement les verres du Piton de la Fournaise de ceux du Piton des Neiges. Il apparaît que seuls les verres basiques du Piton de la Fournaise sont affectés par une altération les transformant d'abord en palagonite, puis en smectite magnésienne. Au sein de ces granules de saponites, on peut distinguer une phase d'épigenèse du verre et une phase de néoformation intravacuolaire. Parallèlement, à terre, des processus de néoformation, au niveau des 2 volcans, ont donné naissance à des paragenèses zéolite-saponite.

La palagonitisation, correspond chimiquement à une hydration et un lessivage sélectif de la majorité des cations, et se traduit par l'apparition de débuts de néoformations phylliteuses à 14 A.

La géochimie des éléments majeurs et en traces ainsi que l'étude des isotopes de l'oxygène sur les saponites en granules permet d'envisager un processus d'altération hydrothermale (≈150°C) avec apport massif de Mg. La comparaison entre produits prélevés à terre et en mer étant marquée par une convergence morphologique et chienne, et les paléotempératures estimées étant identiques ces derniers semblent représenter des phases héritées, ce qui s'accorde bien avec le caractère détritique dominant des dépôts. En conséquence, et les saponites et les zéolites (analcime - thomsonite) présentes dans les dépôts marins, doivent être considérées comme des produits terrigènes.

F. PHILIPPOT, A. DESPRAIRIES. Lab. de Géochimie des Roches Sédimentaires. Bât. 504. Université de Paris XI. 91405 ORSAY CEDEX. FRANCE.

M30

LES VARIATIONS DE LA TEMPERATURE, DE LA COMPOSITION DU MAGMA ET L'ESTIMATION DE LA PRESSION PARTIELLE D'EAU PENDANT LA CRISTALLISATION DE L'OLIVINE DANS LES OCEANITES DU PITON DE LA FOURNAISE (REUNION, ERUPTION DE 1966).

A. Sobolev (1), R. Clocchiatti (2) et P. Dhamelincourt (3).

(1) Institut Vernadsky de Géochimie et de Chimie analytique de l'Académie des Sciences de l'U.R.S.S., Kossiguin, shose 47a, Moscou, U.R.S.S.

(2) Groupe des Sciences de la Terre, Lab. Pierre Süe, C.E.N. Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex.

(3) Lab. Spectrochimie Infrarouge et Raman, 59655 Villeneuve d'Ascq.

<footnote>* Université Antilles Guyane - Laboratoire de Géochimie-Volcanologie B.P. 592 - 97167 - POINTE A PITRE CEDEX</footnote>
L'étude par thermométrie optique des inclusions vitreuses piégées dans les pyroclastes d'olivine du Piton de la Fournaise indique que ces minéraux ont cristallisé dans un domaine de température compris entre 1240 et 1195°C ± 10°C. Cette variation de température s'accompagne dans le liquide d'un changement progressif de la teneur en MgO qui passe de 9 à 7,6% en poids. Un accroissement anormal des températures d'homogénéisation au cours des expériences de longue durée a été attribué à la déstabilisation d'eau présente dans le système basaltique.

L'existence de petites quantités d'eau dans les inclusions fluides carboniques qui coexistent avec les reliquats magmatiques a été prouvée par spectrométrie Raman en chauffant les inclusions au voisinage de 370°C et le rapport $p(H_2O)/p(CO_2)$ a été mesuré.

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#### OBSERVATION MICROSCOPIQUE DES INCLUSIONS MAGMATIQUES INTRAMINERALES SOUS HAUTES TEMPERATURES ET PRESSIONS.

G. Syfosse, R. Couty, J-M. Besson (1), D. Massare et R. Clocchiatti (2).

(1) Département des Hautes Pressions, Université P. et M. Curie, 4 place Jussieu, 75230 Paris.

(2) Groupe des Sciences de la Terre, Lab. Pierre Sée, C.E.N. Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex.

Le but est l'étude des minéraux des roches volcaniques dans des conditions proches des conditions naturelles : à savoir des chambres magmatiques où règlement des températures de 1300 à 1500°K et des pressions de 100 à 500 MPa.

Un dispositif original permettant l'observation microscopique dans ces conditions de température et de pression a été construit avec les spécifications suivantes :

- pression de gaz neutre : 600 MPa,

- température : 1600°K,

- frontale optique : 25 mm.

Cette cellule, en cours d'essai, est destinée à :

- l'étude de l'effet de la pression sur la variation des températures d'homogénéisation des inclusions vitreuses ;

- la détermination des effets de la pression sur les équilibres minéraux / verre.

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#### PETROLOGIE ET MINERALOGIE DES LAVES ACTUELLES DE L'ETNA (1977-1984).

J.C. Tanguy et R. Clocchiatti

Univ. Paris 6, 94107 St Maur des Fossés Cedex, Lab. Pierre Sée, 91191 Gif sur Yvette Cedex.

Les produits rejetés par l'Etna de 1977 à 1984 sont des trachybasaltes porphyriques ("etnaîtes") semblables à ceux qui caractérisent la majorité des laves de ce volcan, mais avec une teneur en K plus élevée.

Les coulées de 1983, par exemple, sont formées de 50-55 % de mésostase et par de nombreux phéno et microphéno-cristaux de plagioclase (25-30%), clinopyroxène (12-15%), olivine (3-5%), titanomagnétite (2%). De l'olivine Fo 83-78 et un peu de diopside-salite cristallisent d'abord, passant rapidement à une olivine Fo 78-68, une salite (Wo 47,5-En 43/37-Fs 10/15), du plagioclase An 83-55, une titanomagnétite Usp 43-33 riche en Al et Mg. Le domaine de température de cristallisation commençante des phéno-cristaux établi par thermométrie optique est compris entre 1170 et 1140 °C. La cristallisation intratellurique progresse ensuite jusqu'à 1073 °C, qui représente la température d'émission de la lave mesurée sur le terrain. La nature et la quantité de microlites, la composition des stades terminaux de cristallisation des phénocristaux et celle du verre résiduel de la mésostase dépendent du mode de refroidissement de la lave : trempe à l'eau, à l'air, ou refroidissement lent naturel. La quantité de soufre dans les verres inclus et la mésostase varie de 1500 à 400 ppm, celle du chlore de 1700 à 2800 ppm.

La composition chimique est celle d'un trachybasalte sodique (hawaiite basaltique). Le caractère le plus marquant réside dans le comportement anormal du potassium, en particulier dans les laves du début des éruptions de 1978 et 1979. Alors que ces produits sont parmi les plus basiques de la période considérée, leur teneur en K est relativement élevée, ce qui conduit à un rapport K/Na aberrant (augmentant avec la basicité de la roche). En dehors de ces cas extrêmes, on note une augmentation régulière, quoique plus faible, de K/Na dans tous les produits des 12 dernières années.

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#### LES LAVES DU POAS (COSTA RICA)

Jean Tournon, lab. Pétrographie, Univ. Paris VI.

Le Poás se differencie des autres stratovolcans de Costa Rica par plusieurs caractéristiques structurales, volcanologiques et pétrographiques. Ce massif comprend plusieurs appareils alignés NS, direction oblique par rapport à celle de la chaine volcanique (NO-SE). Au pied du massif apparait un ensemble de cônes stromboliens (chimisme alcalin) alignés NS. Le volcan Poás proprement dit (2708m) a été actif pendant la plus grande partie du Quaternaire. Depuis 1953 (activité phréatomagmatique) il a une activité phréatique régulière. Les laves (calco-alcalines, souvent aphyriques) sont de composition variée: 1/ basaltes et andésites riches en K₂O, qui rappelent celles des volcans situés au SE (Irazú), 2/ des andésites basiques et des andésites plus pauvres en K₂O, comparables aux laves des volcans situés au NO de la cordillère volcanique de Costa Rica (cordillère de Guanacaste).

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#### GEOCHIMIE DES ELEMENTS TRACES DES LAVES DE LA CALDEIRA DE QUALIBOU (STE LUCIE PETITES ANTILLES).

VILLEMANT Benoît.

Laboratoire de Géochimie comparée et systématique
Univ. Paris 6, 4, Pl. Jussieu, 75005, PARIS.

La géochimie des laves de la caldeira de Qualibou met en évidence deux ensembles distincts comprenant les andésites basiques d'une part et les andésites acides et dacites d'autre part. Ils se distinguent clairement par les rapports d'éléments hygromagmaphiles (Th/Hf, Th/Zr, Th/La et Th/U). L'ensemble des andésites de Laborie (Sud de la caldeira) se rattachent au second système. Elles sont plus riches en éléments hygromagmaphiles que les andésites de Qualibou à concentrations égales en éléments de transition.

L'ensemble andésites de Laborie, andésites acides et dacites de Qualibou constitue une série de différenciation par cristallisation fractionnée. Les éléments traces ont été analysés dans les minéraux des différentes laves de cette série. Ces mesures expliquent qualitativement les évolutions observées sur les roches totales. Mais la modélisation quantitative se heurte à la définition du liquide en "équilibre" avec les minéraux analysés (laves porphyriques, degré de différenciation de la mésostase).
# L'ETUDE PHYSICOCHIMIQUE DES SILICATES LIQUIDES EST-ELLE PERTINENTE POUR LA PREVISION DES ERUPTIONS VOLCANIQUES ?

par

Y. BOTTINGA, Univ. Nice, Parc Valrose, 06034 Nice Cedex.

J.-C. MATHIEU, Centre de Thermodynamique et Microcalorimétrie, CNRS, 26, rue du 14le R.I.A., 13003 Marseille.

Le lecteur averti mais non initié ne comprend pas immédiatement le sens d'une telle question. Après tout, l'activité volcanique se manifeste par des laves, de la fumée et du bruit ; il est dès lors évident que l'étude des propriétés des laves liquides contribuera à la compréhension du volcanisme. Comme tout phénomène, il est indispensable d'en analyser les causes profondes avant de pouvoir développer une stratégie scientifique conduisant à la prévision de ses manifestations.

Le lecteur initié sait très bien que les volcanologues n'ont que peu contribué à la connaissance des silicates liquides et vitreux, jusqu'à présent. Les chercheurs des Sciences de la Terre des pays comme le Japon ou l'Italie, où les éruptions volcaniques sont une menace grave pour la population, ont fait très peu de recherches systématiques sur les liquides silicatés. Les traités de volcanologie traduisent l'ampleur, la diversité et la beauté du phénomène naturel à l'aide d'attrayantes photographies en couleur, mais semblent ignorer l'importance des propriétés physicochimiques des laves liquides. L'exemple récent de la réussite partielle du détournement des laves lors de l'éruption de l'Etna en 1983 a pourtant montré qu'une bonne connaissance de la rhéologie de ces liquides avec la température aurait contribué à un total succès.

Le manque d'intérêt pour la recherche sur les silicates liquides est probablement lié aux points suivants :

- La recherche fondamentale sur les liquides n'est devenue pratique que, depuis ces 15 dernières années, grâce à la disponibilité des grands ordinateurs et d'un équipement analytique très sophistiqué (avant 1970, l'analyse chimique des silicates amorphes était lente et délicate).

- l'expérimentation sur les silicates liquides pose les problèmes des substances corrosives étudiées à très hautes températures.

Mais tout de même, entre 1920 et 1940, des chercheurs pionniers comme BOWEN, KRACEK et GRIEG ont travaillé sur la cristallisation des solutions de liquides silicatés. Il faut également mentionner les travaux, extrêmement importants pour la volcanologie, de GORANSON et, plus tard, ceux de BURNHAM sur la détermination systématique de la solubilité de l'eau dans les liquides silicatés. Depuis ces dix dernières années, les chercheurs des Sciences de la Terre, grâce aux méthodes modernes, ont retrouvé un intérêt pour l'étude des silicates liquides, les raisons citées auparavant n'étant plus insurmontables. Des développements nouveaux ont eu lieu en dynamique des fluides, par exemple, la possibilité d'avoir une "double diffusion" dans un système magmatique. L'effet Soret et la dissolution liquide-liquide sont maintenant reconnus comme des processus de différenciation magmatique potentiels. Pour ces raisons, plusieurs laboratoires ont commencé des recherches intensives sur les propriétés des silicates liquides. Malheureusement, la plupart des volcanologues français restent sceptiques quant à l'utilité pour leur discipline, de ces développements nouveaux.
Dans les paragraphes suivants, nous décrirons, d'une façon brève et schématique, les aspects essentiels du volcanisme afin de dégager le rôle crucial des silicates liquides.

A la surface de la terre, on observe les mouvements des plaques, la création de nouvelles croûtes au niveau des dorsales et la disparition de la lithosphère dans les zones de subduction. Ces mouvements sont causés par la convection ayant lieu à l'intérieur de la terre. Ils sont induits par l'énergie libérée lors de la désintégration des isotopes radioactifs dans le manteau. Localement, ces courants peuvent provoquer la fusion partielle, parcequ'ils apportent à faible profondeur des matériaux chauds venant des zones profondes. Il est aussi possible qu'ils transportent des matériaux volatils de la surface vers l'intérieur en déprimant la température solidus, ce qui entraîne une fusion partielle. L'existence de ces mouvements convectifs associés à l'activité volcanique majeure, comme à Hawaii, en Islande et dans la région des Afar, a été mise en évidence par NATAF et al. (1984) ainsi que par WOODHOUSE et DZIEWONSKI (1984).

La fusion dans le manteau est toujours partielle car l'intervalle de fusion du matériau mantellique est très grand (plus de 600°C). Il y a quatre phases cristallines majeures dans le manteau ; chacune d'elle est une solution solide silicatée de deux ou plusieurs constituants. Ces phases cristallines peuvent réagir entre elles pour produire des liquides eutectiques ou pour former d'autres substances cristallines à la suite des changements de pression et de température dus aux mouvements convectifs. Nous appelons le liquide produit par la fusion partielle dans le manteau : protolava. Sous l'influence de la poussée d'Archimède, le protolava va migrer vers la surface de la terre.

La solubilité des substances volatiles comme H₂O, CO₂, CH₄, H₂S, SO₂, N₂... dans le protolava est plus importante que dans les phases cristallines mantelliques. Normalement la concentration mantellique de ces gaz est très réduite mais, pour des raisons mal connues, elle peut varier apparemment d'une façon considérable. Cela est surtout vrai pour le CO₂ qui peut être présent dans le manteau sous forme de carbonate. Pendant son ascension, le protolava réagit avec les roches qui l'entourent, à la suite de quoi sa composition va changer ; cela peut être très important quand la protolava traverse la croûte terrestre car celle-ci a une composition totalement différente du manteau sous-jacent et est fréquemment enrichie en matières volatiles. Les géologues russes ont observé la présence d'eau dans le socle cristallin à des profondeurs supérieures à 10km lors d'un forage dans la presqu'île de Kola (U.R.S.S.), KOZLOVSKY (1982). Il est possible que l'ascension du protolava soit interrompue lorsque le liquide a acquis un état d'équilibre hydrodynamique ou parce qu'il s'est solidifié.

Lorsque le protolava a pénétré la croûte terrestre, il est appelé magma. Généralement, le magma est composé de liquide silicaté, de gaz dissous, de pièces rocheuses mantelliques ou croûtaires et souvent de phénocrystaux. Quand ce magma rentre en contact avec l'eau, les deux substances peuvent réagir explosivement si l'eau est instantanément transformée en vapeur à faible profondeur, ou, si cette eau est déjà sous forme de vapeur, elle se dissoudra dans le magma. Une autre possibilité est que le magma se refroidisse et se solidifie au contact d'une grande quantité d'eau liquide. Dans le cas d'une réaction explosive, il y aura formation d'un "maar". La solubilité du magma pour H₂O et CO₂ dépend fortement de la pression et il est bien possible que, pendant sa montée, le magma devienne sursaturé et commence à se dégazer. Au cas où les gaz s'échappent librement, l'éruption sera relati-
vement peu explosive mais, dans le cas contraire, la pression augmentera jusqu'à rupture des roches du toit en donnant naissance à une éruption explosive spectaculaire. Il faut se rendre compte que les éruptions peu explosives peuvent avoir des conséquences dévastatrices, par exemple l'éruption fissurale de Laki, en Islande, en 1783, qui a provoqué indirectement la mort par la famine de 20% de la population à cause de l'échappement d'une quantité énorme de gaz nocifs sulfureux, comme le décrit THORARINSSON (1970).

Les phénomènes que nous avons décrits sont énormes ; il est estimé que $2.5 \cdot 10^9$ g de silicates liquides venant du manteau sont incorporés dans la croûte par seconde. Le taux d'éruption des laves, à partir des sources émergentes, est de $10^8$ g/sec selon les données compilées par CRISP (1984).

Dans un programme de prévision et de surveillance des activités volcaniques, la question la plus importante est : l'ascension du magma conduira-t-elle à un événement dangereux ou à une attraction touristique ? La réponse n'est pas simple car le résultat dépend en grande partie de plusieurs processus en compétition qui se déroulent à des vitesses différentes. Les variables importantes sont : la vitesse d'ascension du magma, le flux de l'eau souterraine en contact avec celui-ci et le gradient de la température. Quand le magma se refroidit, la viscosité augmente très rapidement ; un abaissement de température de 50°C va augmenter par un facteur 2 la viscosité du magma sans cristaux ni bulles de gaz. Si, avec la diminution de température, il y a formation de cristaux et de bulles, l'augmentation de la viscosité sera beaucoup plus forte. Si pendant l'ascension du magma il y a dégazage, la pression dans les bulles peut conduire à l'éclatement de la matrice liquide. La probabilité de cet événement dépend des coefficients de diffusion des gaz dissous, de la vitesse d'ascension du magma et de la rapidité avec laquelle les bulles traversent le magma.

Evidemment, la température et la viscosité sont des variables très importantes. Pour la modélisation des processus volcaniques, nous avons besoin de renseignements détaillés concernant l'édifice volcanique, le système de canalisations par lequel le magma monte. La localisation des sources des substances volatiles sous-volcaniques, c'est-à-dire la présence des aquifères profonds ou des gisements de carbonates. Mais, outre ces renseignements particuliers à chaque volcan, nous voudrions savoir, en général, comment la solubilité, les coefficients de diffusion, la densité et la viscosité du magma varient avec la pression et la composition chimique. A température constante, la viscosité d'une lave anhydre, sans bulles ni cristaux, peut changer dans la proportion $10^4$ à la suite d'une variation de la composition. La variable "composition" ne peut dont être ignorée en modélisant les processus de transfert dans le magma.

Des renseignements précis sur l'état du volcan peuvent être obtenus par une analyse détaillée de la lave rejetée. Souvent, cette lave contient des cristaux formés avant l'éruption au contact des liquides dont ils sont issus. La détermination de l'âge de croissance de ces cristaux est très importante afin de reconstruire l'évolution dans le temps des composition, température, pression et pressions partielles des espèces volatiles au sein du volcan. Cette information est indispensable pour comprendre quantitativement les processus dynamiques qui ont conduit à l'éruption : ce type d'investigation n'est possible que si l'on connaît les propriétés thermodynamiques de la lave en fonction des pression, température et composition.

Souvent l'activité volcanique provoque du bruit qui est enregistré sur les appareils sismologiques et permet de localiser le magma. Mais il y
G.S. STEINBERG, A.S. STEINBERG (1975) - On possible causes of volcanic tremor. J. Geophys. Res., 80, 1600-4.

S. THORARINSSON (1970) - The Lakagiger eruption of 1783. Bull. Volc., ser.2, vol.33, 910-27.

J.H. WOODHOUSE, A.M. DZIEWONSKI (1984) - Mapping the upper mantle, three dimensional modeling of earth. Structure by inversion of seismic wave forms. J. Geophys. Res., 89, 5953-86.
<figure><img src="image_15.png" /></figure>
SL1
DETERMINATION DE L'ACTIVITÉ DE Na₂O DANS LE SYSTEME ALBITE-ORTHOSE VITREUX PAR MESURE DE FORCE ELECTROMOTRICE DE PILE A ELECTROLYTE SOLIDE.

Patrick ARQUETOUX*, Jean AMOSSE**, Jacques FOULETIER*

* Laboratoire d'Energétique Electrochimique, LA 265, ENSEEG-INPG, BP 75, 38402 SAINT MARTIN D'HERES

** Géologie Alpine, Volcanologie, Pétrologie, LA 265, Institut Dolomieu, Rue Maurice Gignoux, 38031 GRENOBLE.

La technique utilisée est la mesure de la force électromotrice d'une chaîne électrochimique mettant en oeuvre un électrolyte solide. Les espèces cationiques en cause étant le sodium et le potassium, l'électrolyte solide le plus approprié pour cette mesure fait appel à un conducteur de ces ions : l'alumine-β, conducteur spécifique de l'ion sodium, a été utilisé.

La cellule électrochimique peut être schématisée selon :

$$O_2(\text{air}), \text{Pt}/\text{Al}_2\text{O}_3-\alpha, \text{Al}_2\text{O}_3-\beta/\text{Al}_2\text{O}_3-\beta/\text{ss A-O}/\text{Pt}, O_2(\text{air}) \text{ (I)}$$

Dans cette cellule la mesure de l'activité de Na₂O dans le verre d'albite-orthose (ss A-O) est effectuée par rapport à l'activité de Na₂O en équilibre avec le mélange Al₂O₃-α, Al₂O₃-β.

On montre, en effet, que la force électromotrice de la chaîne (I) obéit à la relation :

$$E = \frac{RT}{2F} \ln \left[ \frac{a[\text{Na}_2\text{O}]^{\text{(ss A-O)}}}{a[\text{Na}_2\text{O}] (\text{Al}_2\text{O}_3-\alpha, \text{Al}_2\text{O}_3-\beta)} \right]$$

La chaîne électrochimique est réalisée par copressage à la presse hydraulique des trois composants de la cellule préalablement en poudre. Le contact électrique est assuré par des grilles de platine.

Le domaine de température d'étude est compris entre 300 et 700°C. Au delà de cette dernière température, on observe un phénomène de corrosion se traduisant par une réaction chimique entre l'alumine-β et le composé silicaté.

Des échantillons de différentes compositions, comprises entre $x_{\text{NaAlSi}_7\text{O}_16} = 0,025$ et $0,975$ ont été testés.

## SL2
EXAMEN EN MICROSCOPIE ELECTRONIQUE DE VERRES RECUITS DE COMPOSITION Na₂O-2SiO₂.

A. Baronnet et M. Amouric, CRMC2, Marseille.

Des échantillons de verres de composition Na₂O-2SiO₂ recuits à des températures de 660°C (25mn), 650°C (7mn), 645°C (2,3 et 4 mn) ont été examinés en microscopie électronique par transmission afin de préciser plus finement la valeur du temps de latence minimum de germination du silicate de sodium Na₂O-2SiO₂. Celui-ci est voisin de 15 à 20 min, en accord apparent avec les extrapolations de Klein et al (1977). Néanmoins en face du nez de la courbe Température-Transformation-Temps, un changement significatif d'état structural du verre (état pré-germinatoire) est détecté à partir de l'analyse des clichés de microdiffraction et touche la première sphère de coordination cationique autour de Si.Ceci se traduit par une plus grande réactivité d'hydratation du verre lorsqu'on s'approche de la courbe TTT.

Les études concernant la distribution des microgermes du disilicate Na₂Si₂O₅ et de la nature de l'interface cristal-verre sont en cours sur des échantillons recuits dans des conditions correspondant à des taux de cristallisation minimums compris entre $10^{-4}$ et $10^{-1}$. On espère savoir, par observation de la micromorphologie interfaciale en MET haute résolution, si la cristallisation congruente du disilicate est contrôlée par diffusion de surface ou volumique (Baronnet, 1984).

Baronnet, A. (1984), Fortschr. Mineral. 62 (sous presse)
Klein, L.C.; Handwerker, C.A. et Uhlmann, D.R. (1977), J. Crystal Growth 42, 47-51.

## SL3
ETUDE DU DIAGRAMME DE PHASE Na₂O-SiO₂

P.BOIVIN, P.ANDRIEUX, J.C.BERTELAY, Y.BLANC, J.KORNPROBST, M.VESCHAMBRE, D.VIELZEUF
LA10-CNRS et Département de Géologie, 5, rue Kessler, 63038 Clemont-Fd cedex

Le but de ce travail est d'obtenir des données sur le diagramme de phase du système Na₂O-SiO₂, près des liquidus et sous hautes pressions. Avant de réaliser les expériences sous pression, il était indispensable de revoir les résultats obtenus à 1 bar (Kracek 1929, 1930; Williamson et Glasser 1965) afin de mettre au point un protocole méthodologique et obtenir des bases de comparaison.

De nombreuses difficultés ont surgi successivement, liées à la nature particulière de ce système: homogénisation difficile des verres, perte de soude au cours des cuissons, hygroscopicité prononcée de certaines compositions, analyse extrêmement délicate des verres avec la microsonde électronique. Tous ces problèmes ont été résolus, sauf le dernier. Ceci explique qu'il ne nous est pas encore possible de fournir des données quantitatives sérieuses.

Néanmoins, nos résultats provisoires montrent des discordances significatives avec les travaux de Kracek pour la partie du diagramme comprise entre le métasilicate de Na et le disilicate; ces écarts s'expliquent aisément si l'on suppose que nos charges ont perdu moins de soude que celles de Kracek, ce qui conduction à translater légèrement vers le pôle SiO₂ le diagramme dessiné par cet auteur.

Pour la partie du diagramme comprise entre le disilicate de Na et la silice, nos résultats semblent comparables à ceux de Williamson et Glasser, en particulier le composé $Na_6Si_8O_{19}$ a été retrouvé; les écarts de température relevés demandent toutefois à être confirmés.

## SL4
DETERMINATION DES PROPRIETES THERMODYNAMIQUES DE MELANGE DANS LES SILICATES FONDUS PAR EFFUSION DE KNUDSEN COUPLEE A LA SPECTROMETRIE DE MASSE : SYSTEMES(Na₂O-K₂O) Al₂O₃, 6 SiO₂; (Na₂O-K₂O) SiO₂; (Na₂O-K₂O) 2 SiO₂;

par C. BERGMAN, R. CHASTEL et J.-C. MATHIEU

Centre de Thermodynamique et de Microcalorimétrie du CNRS, 26, rue du 14le R.I.A., 13003 Marseille

La méthode d'effusion de Knudsen associée à la spectrométrie de masse a permis l'étude thermodynamique de mélanges le long des pseudobinaires albite-orthose, métasili-cates et disilicates de sodium et potassium de 1200 à 1800 K. La mesure du rapport des courants ioniques du sodium et du potassium représentatifs de l'équilibre de dissociation dans la cellule de Knudsen conduit aux enthalpies libres de formation des composants du mélange. Les enthalpies de formation de ces mélanges à 1300 K sont déduites de l'évolution en fonction de la température de ces grandeurs. Les résultats obtenus sont comparés à ceux de la littérature lorsqu'ils existent.

En général, le comportement de ces mélanges est proche de l'idéalité.

## SL5
DER TERMINATION PAR CALORIMETRIE DE DISSOLUTION A HAUTE TEMPERATURE D'ENTHALPIES DE FORMATION DANS LES MELANGES SILICATES VITREUX ET LIQUIDES: SYSTEMES (Na₂O-K₂O) Al₂O₃, 6 SiO₂ et Na₂O, K₂O, SiO₂.

par
C. BROUSSE, R. CASTANET, J.-C. MATHIEU, J. ROGEZ

Centre de Thermodynamique et Microcalorimétrie du CNRS
26, rue du 14le R.I.A., 13003 Marseille

L'enthalpie de formation des mélanges vitreux (Na₂O-K₂O) Al₂O₃, 6 SiO₂ par référence à l'albite et à l'orthose purees dans le même état ainsi que l'enthalpie de formation des mélanges pseudobinaires (Na₂O-K₂O)y SiO₂ (1-y) liquides référée aux silicates simples liquides de sodium et de potassium ont été mesurées par calorimétrie de dissolution en bain de métaborate de plomb à 970 K.

Dans ces systèmes, l'enthalpie de formation présente toujours une déviation faiblement négative par rapport au mélange idéal ; au minimum -4 kJ mol⁻¹ correspondant à x Al₂O₃ + y SiO₂ = 0,88. Dans le ternaire Na₂O-K₂O-SiO₂, l'enthalpie de formation augmente lorsque la fraction molaire en silice diminue.

SL6

INFLUENCE DE LA CONCENTRATION SUR LE PARTAGE DE ¹¹C Cl, A 900°C, 3000 BAR, ENTRE LIQUIDES FELDSPATHIQUES ET SOLUTIONS AQUEUSES DE CHLORURES ALCALINS.

par F. DELBOVE* et E. LEBEDEV**

* CRSCM, GIS BRGM-CNRS, ORLEANS-La Source

** INSTITUT VERNADSKIY, MOSCOU

Cette influence a été testée sur 3 types de charges expérimentales : Albite-solution de NaCl, Albite-solution de KCl, Granite-solution de NaCl, en utilisant une méthode de traceur avec ³⁶Cl, émetteur β.

Dans le domaine des molalités étudiées qui allait de 0,1 à 5 M, la fixation de Cl mesurée dans les verres formés est faible, tandis que celle de H₂O reste sensiblement constante (autour de 10 % en poids). Eu égard aux proportions de solution et de silicate utilisées dans les charges (150 µl pour 70 mg), on peut donc pratiquement confondre la molalité réelle avec celle de départ.

Deux types de phénomènes ont été principalement mis en évidence :

- La fixation de Cl est comparativement plus importante (coefficient de partage plus élevé) aux faibles molalités (jusqu'à 0,5 M) qu'à des concentrations plus élevées. L'évolution des teneurs en Cl peut être représentée par 2 droites de pentes successives kI et kII, caractéristiques de chaque type de charge, avec kI > kII.

- Par rapport au système médian Albite-NaCl, l'introduction de K se traduit par une diminution de la fixation de Cl (d'un facteur 2 pour une molalité de 5 M), celle de SiO₂ + Ca (granite) par une augmentation (d'un facteur 1,33 pour la même molalité.

SL7
ETUDE EXPERIMENTALE DU PARTAGE DES IONS ALCALINS ¹⁺, ALCALINO-TERREUX ²⁺ ET TERBIUM ³⁺ EN TRACES ENTRE LIQUIDES FELDSPATHIQUES ET SOLUTIONS SALINES HYDROTHER-MALES.

par F. DELBOVE* et M. ROBERT*

* CRSCM, GIS BRGM-CNRS, ORLEANS-La Source

Des expériences de partage ont été réalisées en présence de solutions 1,5 N à 900°-1500 bar, 950°-4000 bar et 1350°-4000 bar respectivement pour les systèmes de constituants majeurs : Albite-sol. de NaCl, Sanidine-sol. de KCl et Anorthite-sol. de CaCl₂, dans le but de déterminer les coefficients de distribution

$$K_d = \frac{(\text{Tr/Maj})\text{Liq}}{(\text{Tr/Maj})\text{Sol}}, \text{ où Tr et Maj sont exprimés en nombre d'atomes des éléments concernés.}$$

- Lorsque Tr et Maj sont de charges identiques (cas des alc. avec Ab et San, des A.T. avec An), Kd est légèrement inférieur ou égal à 1, avec une influence minimale des rayons ioniques.

- Lorsque Tr a une charge plus élevée que Maj (cas des A.T. et de Tb avec Ab et San), Kd est supérieur à 1 d'un ou plusieurs ordres de grandeur, selon la charge 2⁺ ou 3⁺. L'influence des rayons ioniques est toujours minime, mais la sanidine donne lieu à des Kd systématiquement plus élevés que l'albite (d'un facteur 5 environ).

- Lorsque Tr a une charge moins élevée que Maj (cas des alc. avec An), Kd est très inférieur à 1 avec cette fois une influence sensible des rayons ioniques.

L'ajout de SiO₂ dans le liquide feldspathique ne modifie que faiblement les résultats présédents. La molarité de la solution est sans influence dans le cas où Tr et Maj sont de charges identiques. On observe par contre une chute importante de Kd à molarité croissante lorsque Tr a une charge plus élevée que Maj.

SL8

MESURE DE LA VITESSE DU SON A HAUTE TEMPERATURE ET HAUTE PRESSION.

J.P. PETTITET, L. DENIELOU

L.I.M.H.P. - C.N.R.S. Université Paris-Nord Av. J.B. Clément 93430 Villetaneuse

Une méthode de mesure de la vitesse du son sous pression à haute température en phase liquide est décrite. Les possibilités du montage expérimental permettent d'atteindre 2000 bar à 1200°C. L'ensemble est un autoclave de grande dimension équipé d'un chauffage interne. La mesure de la vitesse du son est une méthode impulsionnelle. Un court train d'onde (10MHZ émis avec une fréquence de récurrence de 30kHz) est envoyé à travers l'échantillon; le temps de parcours dans l'échantillon est déterminé à l'aide d'une ligne à retard électronique. La connaissance de la vitesse du son associée aux données de calorimétrie et volumétrie à la pression ordinaire permet la détermination des grandeurs thermodynamiques d'état caractérisant le milieu. La méthode de calcul est schématiquement décrite.

Les résultats obtenus sur des sels fondus, sur l'eau supercritique sont présentés ainsi que les essais obtenus.

SL9

DIFFUSION RAMAN DANS LES VERRES ALUMINOSILICATES

B. PIRIOU

Laboratoire des Eléments de Transition dans les Solides
C.N.R.S. 1, place A. Briand 92195 MEUDON Cédex

Collaborations : P.McMillan, R. Dron et F.Dominé

Dans les verres, où les méthodes de détermination classiques des structures sont déficientes, la spectroscopie Raman est un excellent moyen d'approche structurale. L'étude recouvre plus de 150 verres d'intérêt géologique et industriel, appartenant au ternaire CaO-Al₂O₃-SiO₂ ainsi que des verres magnésiens et alcalins apparaîntés.

Nous avons montré que la réponse est localisée autour des atomes de Si. En fonction des compositions nous précisons les différents types d'environnement immédiat des Si, distincts par leur nombre d'oxygènes pontants, et bien souvent les seconds voisins (Al ou ca- tion modificateur).

L'influence de la densité de charge des cations sur la distribution des oxygènes pontants est montrée.

La coordinance de l'aluminium est discutée. Bien que les groupements AlO₄ aient géométriquement un rôle formateur, l'aluminium présente vibrationnellement un caractère fortement cationique.

Des études d'un bain fondu et du verre correspondant prouvent l'identité vibrationnelle de ces deux milieux ce qui à postériori justifie ces études sur les verres pour appréhender la structure des milieux fondus.
P. Richet

Laboratoire de Géochimie, Institut de Physique du Globe,
75230 Paris cedex 05

La possession de modèles thermodynamiques pour les
silicates fondus est un des préalables à un traitement
quantitatif des phénomènes magmatiques. Les données
calorimétriques nécessaires étant manquantes, un programme
systématique de détermination de capacités calorifiques de
verres (Cp) et de liquides (Cp₁) silicatés a été
entrepris. Une quarantaine de compositions simples ont
ete étudiées, SiO₂ (et quartz et cristobalite) inclus.

Joints à d'autres mesures récentes, ces résultats ont permis de determiner l'ensemble des fonctions thermodynamiques (Cp, H, S et G) de mineraux fondus importants: en plus de SiO₂, albite, anorthite, sanidine, jadéite, wollastonite, diopside, cordiérite, népheline et pyrope. De plus, les pentes des courbes de fusion sous pression de ces mineraux sont cohérentes avec les enthalpies et volume de fusion. Nous avons aussi mis en évidence l'influence de l'histoire thermique des verres sur leurs propriétés, et proposé une méthode de calcul pour en tenir compte. Une des conséquences de ce fait est que les enthalpies de mélange des liquides sont en général nettement différentes de celles mesurées sur les verres.

Les autres compositions étudiées l'ont été dans le
but d'élaborer des modèles de calcul de Cp en fonction de
la température et de la composition. Un modèle "ideal"
est adéquat pour Cp, mais pas pour Cp₁ qui n'est pas une
fonction additive de la composition pour les
aluminosilicates, en relation avec le rôle structural
complexe de l'aluminium. A partir des enthalpies de
fusion, de Cp, et de Cp₁, on peut de plus calculer
l'entropie confygurationnelle des liquides (S). Nous
avons ainsi pu montrer que, en accord avec la théorie
"entropique" des phénomènes de relaxation des liquides
visqueux, la variation de S avec la température détermine
celle de la viscosité des silicates. Cette théorie doit
donc pouvoir servir de base à un modèle quantitatif de
préiction de la viscosité en fonction de la temperature
et de la composition.

G.Urbain - C.N.R.S. - Perpignan 66025 Cedex.

Les mesures concernant des liquides binaires
et ternaires avec M = Na et K sont obtenues au
moyen d'un viscosimètre à rotation. La relation :
μ (poise) = A . T . exp ( 10³.B/T)
permet d'obtenir, pour chaque liquide, les deux
paramètres A et B . Ces mesures associées aux
résultats déja publiés permettent de calculer des
expressions polynomiales reliant B à la
composition du liquide. Compte tenu de la
relation linéaire entre 1/n et B , il est alors
possible de calculer des estimations de la
viscosité pour ces liquides en se limitant aux
teneurs en silice supérieures à 0.5 fraction
molaire.

P.I.R.P.S.E.V. Référence = 84 SL 22
<figure><img src="image_16.png" /></figure>
EAU - GAZ - AEROSOL

R. VIE LE SAGE, J.P. QUISEFIT, G. BERGAMETTI

L'action du groupe Eau-Gaz-Aérosol durant les cinq dernières années peut se reporter en 3 pôles d'intérêt :

A - PHASE GAZEUSE ET PARTICULAIRE

1 - Composition de la phase gazeuse :

SO₂, CO₂, H₂S, COS, CS₂, HCl, HF et composition isotopique (C, N, O, H, S), de manière approfondie, principalement sur deux centres d'intérêt :

- province italienne : Etna, Vulcano... ;

- province d'Amérique Centrale : Poas, Arenal, Massaya... ;

- et, à un degré moindre, en Indonésie : Merapi...

2 - Sur les aérosols :

- étude de la variabilité de la composition chimique et granulométrique ainsi que aérosol radioactif principalement sur l'Italie du Sud.

- relation entre composition minéralogique et dépôt de sublimés : Merapi, Etna, St Helens...

La recherche d'information sur la signification de ce message gazeux de surface a nécessité le recours à la modélisation thermodynamique pour la détermination des températures profondes, de la conservation ou de l'écart à l'équilibre chimique avec le magma. De récents essais ont également inclus dans cette recherche, l'aspect aérosol métallique et composés solides.

B - PANACHE REFROIDI

L'approche du panache refroidi a principalement commencé par la détermination en avion des flux de SO₂ et de CO₂ (CEA, 1978 et 80). La recherche d'informations chimiques plus diversifiées sur la composition en gaz et aérosols a également été effectuée par des sondes aérologiques motorisées (EERM) dans le panache à courte distance (1980). Ces deux approches ont ainsi pu fusionner en 1983 par l'installation sur l'avion du CEA, pour une campagne Etna, de l'ensemble des deux techniques précédentes, à savoir : mesure des flux de SO₂ et CO₂ et prélèvement de gaz et d'aérosols dans le panache à moyenne et grande distance. Cet abord permet la détermination de flux gazeux et particulaire en période d'activité cataclysmique alors même que l'approche au sol est impossible.

C - DEVELOPPEMENTS TECHNOLOGIQUES

Ces dernières années ont vu la création d'outils d'étude plus adaptés au volcanisme actif. Il est important de signaler la création (et sa commercialisation) d'un chromatographe en phase gazeuse pouvant opérer à chaud (T°C>100°C) et le développement de nombreuses sondes géochimiques : mesure de la fugacité d'H₂ et d'O₂ ; pouvant être couplée au système de retransmission ARGOS.

Les communications et les posters des membres de la section Eau-Gaz-Aérosol, illustreront plus précisément ce bref panorama.
Ga
GAZ AEROSOLS

Ga1
COMPOSITION ISOTOPIQUE ET ORIGINE DE L'EAU, DU CARBONE,
ET DU SOUFRE EMIS A HAUTE TEMPERATURE PAR L'ETNA.
SICILE.

P. ALLARD.

Centre des Faibles Radioactivités, CNRS, 91190 Gif/Yvette.

Des quantités considérables de matière volatile s'échappent en permanence de l'Etna (1,2). Les flux mesurés de SO₂ (2), notamment, sont 6 fois supérieurs (3) aux flux que peuvent libérer les volumes de basalte produits dans le même temps (0,7 m³/s en moyenne entre 1970 et 1980, ref. 4). On a donc cherché à déterminer la source des principaux constituants des gaz émis par ce volcan alcalin particulier, édifié en milieu continental, en étudiant leur composition isotopique.

Des échantillons de gaz ont pu être prélevés à haute température (800°-1000°C) à quatre reprises, soit lors d'éruptions latérales (1975, 1976, 1983), soit à partir des crêtes sommitaux (1979). Les résultats obtenus ont permis de mettre en évidence que:

- Le rapport C/S des gaz varient en fonction de la position centrale (10-20) ou latérale (1 à 0,1) du site d'éruption (dégazage précoce du CO₂, moins soluble que S dans un basalte à pression modérée, par les conduits centraux).

- Les rapports isotopiques respectifs de H₂O, C et S ne sont pas ou peu sensibles à cette influence.

- Le rapport ³⁴S/³²S du soufre (+0,5 à +2,2% /CDT) est caractéristique d'une source mantélique. Le SO₂ émis provient donc d'un volume de magma 6 fois plus important que le seul volume de lave simultanément épanché.

- Le rapport ¹³C/¹²C du CO₂ (-4,4 à -3,5% /PDB) semble indiquer un mélange entre du carbone mantélique et du carbone sédimentaire (carbonates du substratum de l'Etna?).

- Le rapport D/H de H₂O (-55 à -43% /SMOW) est compatible avec une origine magmatique, mais est également semblable à celui des eaux météoriques locales. Une origine secondaire de la vapeur d'eau est fortement présumée.

(1) Carbonnelle et al., 1978; (2) Carbonnelle et Zettwoog, 1982; (3) ALLARD, 1983; (4) Wadge et al., 1980.

Ga2
GEOCHIMIE DES EXHALAISONS GAZEUSES D'UN VOLCAN D'ARC EN ACTIVITE MAGMATIQUE PERMANENTE : LE MERAPI; JAVA (INDONESIE).

P. ALLARD¹, M. BADRUDIN², J. CARBONNELLE³, D. DAJLEVIC³, F. LE GUERN¹, L. PARDYENTO², J.L. ROUYER³ et J.C. SABROUX¹.

1) C.F.R., C.N.R.S., 91 190 Gif / Yvette.

2) Volcan. Survey of Indonesia, Jl. Diponegoro, Bandung.

3) S.P.T., C.E.A. Saclay, BP 2, Gif / Yvette.

Le volcan Mérapi (2910m), au centre de Java, est en activité magmatique permanente depuis plusieurs siècles (extraction de dômes d'andésite, avalanches incandescentes, phases explosives à nuées ardentes). Les gaz qui s'en échappent à haute température (600°-900°C) ont fait l'objet d'une étude régulière depuis 1977, dans le cadre de la surveillance du volcan et d'une coopération franco-indonésienne (VSI).

Pendant cette période, qui a coïncidé avec une activité stationnaire du Mérapi (extrusion calme de ≈20 000 m³de magma/jour), on a observé une constance des paramètres physico-chimiques de la phase gazeuse, dans les limites de la précision analytique. On a d'autre part mis en evidence que:

- les gaz émis en différents points du volcan (dôme de lave, champs fumerolliens périphériques) ont une composition élémentaire et isotopique identique, quelle que soit leur température d'émission, et donc proviennent d'un même réservoir. Leur composition moléculaire varie au contraire en fonction de T et traduit un équilibre thermodynamique dans des conditions redox voisines du tampon quartz-fayalite-magnétite.

- les flux gazeux totaux (flux mesuré de SO₂: 300t/jour) sont supérieurs d'un ordre de grandeur aux flux potentiels en provenance du magma simultanément extrudé. La production volatile d'un volcan d'arc représentatif tel que le Mérapi est donc nettement plus importante, en réalité, que ne le l'indiquent les bilans établis d'après les volumes de produits solides émis.

- l'origine des constituants gazeux, déterminée d'après

leur composition isotopique, est complexe. Certains (notamment l'hélium, 7 fois enrichi en ³He par rapport à l'air) sont issus du manteau. D'autres (le carbone, le soufre) proviennent pour partie de matière sédimentaire (enclaves de calcaire dans la lave).H₂O est d'origine météorique.

Ga3
GEOCHIMIE DES GAZ EMIS PAR LE VOLCANISME DE RIFT EN AFAR: L'ERUPTION D'ARDOUKOBA, RIFT D'ASSAL (NOV. 1978).

P. ALLARD¹, D. DAJLEVIC² et H. TAZIEFF¹.

1) C.F.R., C.N.R.S., 91 190 Gif/Yvette.

2) S.P.T., C.E.A. Saclay, BP 2, 91 190 Gif/Yvette.

L'éruption volcanique fissurale qui s'est produite en Nov. 1978 dans le rift d'Assal a permis d'obtenir de nouvelles données géochimiques sur les produits volatils libérés par le volcanisme de rift en Afar. Cette étude, déjà entamée sur les gaz émis par le lac de lave persistant du volcan Erta'Ale (Afar septentrional), peut être reliée à celle des fluides retenus sous pression dans les basaltes médio-oceaniques, les rifts de l'Afar étant des axes d'acrétion exceptionnellement émergés de la dorsale Golfe d'Aden-Mer Rouge.

Les échantillons de gaz prélevés à 1070°C lors de la phase terminale de l'éruption d'Ardoukoba avaient ainsi les caractéristiques suivantes:

- composition chimique (en mole %):

<table><thead><tr><th></th><th>T°C</th><th>H<sub>2</sub>O</th><th>H<sub>2</sub></th><th>CO<sub>2</sub></th><th>CO</th><th>COS</th><th>SO<sub>2</sub></th><th>H<sub>2</sub>S</th></tr></thead><tbody><tr><td>ARDOUKOBA</td><td>1070</td><td>79</td><td>0,05</td><td>4,0</td><td>0,07</td><td>5x10<sup>-5</sup></td><td>16,9</td><td>10<sup>-4</sup></td></tr><tr><td>ERTA'ALE</td><td>1130</td><td>80</td><td>1,5</td><td>10,4</td><td>0,46</td><td>9x10<sup>-3</sup></td><td>7,5</td><td>-</td></tr><tr><td>MORB (At1.)</td><td>-</td><td>64</td><td>-</td><td>19</td><td>(C total)</td><td>-</td><td>17</td><td>(S total)</td></tr></tbody></table>

- état d'oxydation proche du tampon QFM à l'équilibre, soit celui de leur basalte parent.

- rapports ¹³C/¹²C et ³⁴S/³²S significatifs d'une origine mantélique du carbone et du soufre. La similitude de composition isotopique du CO₂ exhausté par Ardoukoba (-6% /PDB) et par l'Erta'Ale (-6,4%) avec le CO₂ issu du rift de la Mer Rouge (-7%) ou piégé dans les MORB (-7 à -5%) montre que l'abondance des isotopes ¹³C et ¹²C dans le manteau est relativement homogène, tant sous l'Afar, que sous les dorsales océaniques typiques.

De l'ensemble des résultats obtenus, on a pu déduire que l'intrusion magmatique qui a nourri l'éruption d'Ardoukoba (≈16x10⁶ m³ de basalte, ≈4x10⁴t de SO₂) s'est composée en système fermé vis à vis de son environnement.

Ga4
ARENAL : COMPOSITION CHIMIQUE DE LA PHASE GAZEUSE

(2) J.L. CHEMINEE, H. DELORME et M. JAVOY

(1) Laboratoire de Géochimie des isotopes stables, Paris 7

(2) Laboratoire de Géologie, ENS et Observatoires Volcanologiques, IPG.

Le volcan Arénal (Costa Rica) est continuellement actif depuis son réveil brutal en 1968. Après un début d'activité explosif, celle-ci a principalement été effusive (une cinquantaine de coulées andésitiques à blocs) avec encore quelques phases explosives (1975). En 1968, l'activité effusive était localisée à la base du cône (1100 m d'altitude). Elle a progressivement migré vers le sommet pour se fixer vers 1450 M. En 1979 et 1980, l'existence de fissures dans le dôme coulée a permis d'échantillonner des gaz de température comprise entre 927 °C et 958 °C. Durant cette période, la composition chimique des gaz est restée constante. Elle est caractérisée par des teneurs élevées en Cl, F et H₂O. Le rapport C/S est voisin de 1,4. Le rapport S/Cl, de l'ordre de 4, est comparable aux estimations effectuées pour l'éruption du CHICHON (Mexique, 1982) mais un peu plus élevé que celui des particules véhiculées dans le panache. Les gaz sont à l'équilibre dans des conditions proches du tampon NNO. Depuis début 1981, l'activité est progressivement de plus en plus explosive.
H. DELORME(1), J.L. CHEMINEE(2) et M. JAVOY(1)

(1) Laboratoire de Géochimie des isotopes stables, Paris 7

(2) Laboratoire de Géologie, ENS et Observatoires Volcanologiques, IPG.

Le volcan POAS (Costa Rica) depuis sa dernière activité magmatique en 1955 avait une activité fumerolienne, voire phrétique, importante. En avril 1981, la température d'émission des gaz est passée de 350 °C à 1020 °C. Depuis cette période, des échantillonnages réguliers ont été effectués jusqu'à des températures de 943 °C. Le site échantillonné a montré des variations de température parfois importantes. La composition chimique des gaz (1981-1984) analysés par spectrométrie de masse multicollection a montré:

- une décroissance lente du rapport He/CO₂

- une teneur très importante en SO₂ (S/C ≈ 4), 3,5 % des gaz totaux soit ≈ 60 % des gaz secs.

- une décroissance très lente de la teneur en carbone. Des prélevements effectués en même temps sur des fumerolles de température moyenne ont conduit à mettre en évidence l'importance du dégazage sélectif de l'hydrogène au travers du site fumerollien.

Les conditions thermodynamiques régissant l'équilibre des gaz sont proches de NNO mais restent inférieures à celles de l'Arénal.

## Ga6
RAPPORTS ISOTOPIQUES DU CARBONE ET DE L'AZOTE DANS LES GAZ DES VOLCANS D'AMERIQUE CENTRALE.

H. DELORME(1), M. JAVOY(1) et J.L. CHEMINEE(2)

(1) Laboratoire de Géochimie des isotopes stables, Paris 7

(2) Laboratoire de Géologie, ENS et Observatoires Volcanologiques, IPG.

L'échantillonnage systématique et régulier des volcans de Costa Rica et quelques échantillons de deux volcans du Nicaragua ont permis de mesurer les rapports isotopiques du C, du CO₂ dont les valeurs varient entre -6 o/oo (Poas) et -2,3 o/oo (Momotombo). Certaines zones hydrothermales (Miravalles et Rincon) ont des valeurs plus élevées (-1 à -2 o/oo). Ces résultats sont discutés en termes de processus magmatique et en termes de contamination.

La très faible contamination atmosphérique des échantillons a permis de mesurer δ¹⁵N très significativement différents de la valeur atmosphérique (0), négatifs pour les volcans actifs (Arénal et Poas), légèrement positifs pour les volcans au stade fumerollien (Irazu).

## Ga7
SOLUBILITE DE HE NE AR KR ET XE DANS UN LIQUIDE BASALTIQUE. IMPLICATIONS GEOCHIMIQUES.

A. Jambon, GIS CNRS/BRGM 45045 Orléans et Université d'Orléans. H.Weber et O.Braun, Max Planck Institut für Chemie, Mainz (R.F.A.);

La constante de la loi de Henry a été déterminée dans un basalte tholéitique entre 1250 et 1600 °C. Des équilibrations avec l'air, un mélange de gaz rares et des mélanges calibrés des deux précédents permettent de tester la validité de la loi de Henry pour de pressions partielles variant d'un facteur 100 au moins. L'analyse des gaz dissous par spectrométrie de masse sur les échantillons trempés permet de déterminer les solubilités: 51(3), 22(2), 5.2(4), 3.7(.6) et 1.8 (.5), 10⁻⁵ cm²/g-bar pour He, Ne, Ar, Kr et Xe. La température a un effet modéré. La comparaison avec les résultats de la littérature confirme le rôle de la composition du liquide sur la solubilité.

Ces résultats permettent de calculer la distribution des gaz rares entre liquide et vesicules de CO₂ en équilibre. Le fractionnement important entre He et Ar s'explique simplement au vu de leurs très différentes constantes de solubilité. Les valeurs des constantes mesurées impliquent que pour 1% de vésicules ou plus tous les gaz rares sont concentrés dans la phase gazeuse.

## Ga8
LA SOLUBILITE DES GAZ DANS LES LIQUIDES SILICATES ET L'EVOLUTION DES SYSTEMES VOLCANIQUES.

M.JAVOY
Laboratoire de Géochimie Isotopique, Université Paris VII,2 pl.Jussieu,75005,PARIS,et LA CNRS 196

Les études de solubilité des espèces volatiles dans les magmas se développent actuellement en prenant souvent comme objets des systèmes silicatés simples,correspondant à des poles minéraux classiques des systèmes pétrologiques comme l'albite .Ces études,associées à des modèles thermodynamiques de mélange plus où moins sophistiqués ou à des modèles de structure plus ou moins neufs,doivent,dans un avenir que l'on espère assez rapproché,conduire à une comprehension globale du comportement des systèmes magmatiques.Dans l'intervalle il existe déjà un nombre important de données sur la solubilité et eventuellement la diffusivité des volatiles majeurs(H₂O,CO₂ et dans une moindre mesure S02)dans des liquides silicatés de grande importance naturelle et de composition en majeurs assez bien définie,dont l'exemple le plus éclatant sont les tholéites.Ces données,combinées à celles des concentrations naturelles, permettent de construire des modèles de dégazage des magmas sous l'effet de la décompression qui accompagne leur remontée vers la surface.Les données importantes pour la résolution d'un tel problème,ouvre les courbes de solubilité empiriques déjà évoquées,sont les concentrations initiales et en particulier le caractère saturé ou non saturé des magmas vis à vis des différents volatils,qui determinera la profondeur initiale de dégazage,les diffusivités qui fixent la vitesse de croissance des bulles,et les energies de nucléation de ces bulles.A part le cas de l'eau, pour lequel on possède des équations empiriques valables dans un assez large domaine "utile",les données font défaut souvent dans le domaine le plus interessant pour l'étude dynamique du dégazage naturel(1 à 10 Kbars),alors que l'on connaît beaucoup plus sur un domaine de pression élevées,oules principaux volatiles sont de toute évidence sous saturés dans les conditions naturelles

Nous discuterons quelques uns des problèmes posés par la situation évoquée ci-dessus et en particulier l'origine ultime des fluides présents au cours des éruptions volcaniques et de l'importance des flux intégrés actuels dans l'évolution de l'atmosphère.

## Ga9
SOLUTIONS DE CARBONE ET D'AZOTE DANS LES MAGMAS THOLEITIQUES : ASPECTS CHIMIQUES ET ISOTOPIQUES.

M.JAVOY
Laboratoire de Géochimie isotopique, Université Paris VII,LA CNRS 196

La solubilité du carbone et de l'azote,ainsi que les fractionnements isotopiques de ces éléments entre phase fluide et magma ont été mesurés dans une gamme de pressions et de températures(1100 à 1400°C,6 à 40 Kbars),recouvrant les conditions communément admises pour la genèse des magmas tholéitiques et leur remontée vers la surface.

Les expériences ont été effectuées avec des autoclaves à chauffage interne ou un appareillage piston-cylindre en introduisant les éléments volatils sous forme desolides(carbonates,acide oxalique,mélamine),dans le but de limiter au maximum la pollution pour l'azote et de pouvoir établir avec précision le bilan du partage entre phase fluide et magma.
Les solubilités du carbone sont de l'ordre de 1000 ppm/kbar de pression partielle de CO₂ mais varient de manière importante avec la composition de la phase fluide, par exemple avec le rapport CO₂/H₂O. L'influence de la fugacité de l'oxygène n'a pas été étudiée avec précision, mais les expériences effectuées correspondent à un domaine classique pour de tels magmas.

Le fractionnement isotopique entre magma et fluide enrichit le fluide en 13C de 1,5 à 4,5%, entre 1400 et 1100°C, ce qui indique l'existence eventuelle de formes réduites du carbone en solution.

La solubilité de l'azote est d'environ 100 ppm/kbar de pression partielle de N₂ sur l'ensemble du domaine érudié et apparaît beaucoup moins sensible à l'influence de la composition du fluide et des conditions redox que celle du carbone.

Le fractionnement isotopique fluide-magma est faible (0,5‰).

Les données de solubilité et de fractionnement isotopique permettent à partir des données recueillies sur les échantillons naturels, de reconstruire l'évolution des volatiles (concentrations initiales, flux vers la surface, etc..)

Ga10

GEOCHIMIE DE $210\ \text{Pb}$ $210\ \text{Bi}$ $210\ \text{Po}$ DANS LES EFFLUENTS VOLCANIQUES

M.F. LE CLOAREC, G. LAMBERT, B. ARDOUIN

I - ETNA. Dans un magma non dégazé, le $^{226}\text{Ra}$ (1600 ans), descendant de $^{238}\text{U}$, est en équilibre radioactif avec ses descendants : $^{222}\text{Rn}$ (3,8 jours), $^{210}\text{Pb}$ (20 ans), $^{210}\text{Bi}$ (5 jours) et $^{210}\text{Po}$ (138 jours). Par contre, les panaches volcaniques se sont révélés très enrichis en éléments volatils et présentent une activité très différente de celle du magma. Parallèlement, le dégazage de $^{210}\text{Pb}$ de la lave est de l'ordre de quelques cent, alors que celui de $^{210}\text{Po}$ est presque total. D'autre part, il s'avère que la lave liquide est très enrichie en substances volatiles qui semblent provenir des berges encore chaudes de la coulée de lave.

La comparaison des teneurs isotopiques $^{210}\text{Bi}/\text{Bi}$ et $^{210}\text{Pb}/\text{Pb}$ dans les condensats et dans les laves permet de différencier les processus purement physicochimiques de ceux qui font intervenir la courte période de $^{210}\text{Bi}$, liés aux mouvements du magma et à la vitesse des échanges gazeux; nous avons pu ainsi établir que le taux de dégazage du bismuth est supérieur à 50% et qu'il existe un temps moyen d'émission des gaz compris entre 5 et 10 jours.

II - VULCANO. Les mesures radioactives d'aérosols et condensats font apparaître un enrichissement en $^{210}\text{Pb}$ par rapport au $^{210}\text{Pb}$, dû à la grande volatilité du polonium dès que la température atteint 300°C.

Il existe une bonne corrélation entre la température des fumerolles et la concentration des gaz en $^{210}\text{Po}$.

Les gaz fumeroliens de Vulcano sont également caractérisés par une activité en $^{210}\text{Pb}$ relative élevée, qui peut être interprétée soit par une contribution en gaz magmatiques, soit par la désinertégration du $^{222}\text{Rn}$ dans l'eau des nappes souterraines.

Ga11

MICROSCOPIE ANALYTIQUE DES PARTICULES MINERALES DU PANACHE DE L'ETNA ET CONDITIONS METEOROLOGIQUES LORS DE LEUR DISPERSION DANS L'ATMOSPHERE MEDITERRANEENNE.

R. LEFEVRE (1), P. de FELICE (2), A. GAUDICHET (1)(3) et F. LEGUERN (4)

(1) Laboratoire de Microscopie Analytique Appliquée aux Sciences de la Terre et (2) Laboratoire de Météorologie et Dynamique de l'Atmosphère, Université PARIS-VAL DE MARNE - 94010 CRETEIL.

(3) Laboratoire d'Etude des Particules Inhalées - DASS - 75013 PARIS.

(4) Centre des Faibles Radioactivités. CEA - CNRS - 91190 GIF SUR YVETTE.

L'application des techniques de la microscopie analytique (microscopie, microanalyse et microdiffraction électroniques en transmission) aux particules minérales de taille micronique du panache de l'Etna permet de les caractériser par leur chimie et leur minéralogie individuelles, pour tenter d'en apprécier les flux et les modes de répartition sur le Bassin Méditerranéen. Les conditions météorologiques régionales et locales régnant lors des prélèvements sont systématiquement analysées et interprétées en termes de trajectographie des masses d'air arrivant et partant de l'Etna.

Notre étude a porté sur des prélèvements effectués d'une part près de la source volcanique (Bocca Nuova, cratère N.E.; coulées latérales actives; différents sites sur et à proximité de l'appareil volcanique ancien) et, d'autre part, à grande distance (pointe méridionale de la Sicile).

L'étape préliminaire indispensable à cette étude nécessite la détection et la caractérisation de traceurs volcaniques susceptibles d'avoir une grande dispersion atmosphérique, et reflétant éventuellement la composition du magma.

Ga12

ÉTUDE DE L'ACTIVITE VOLCANIQUE A PARTIR DES GAZ SOUFRES : COS ET $CS_2$

B.C. NGUYEN, S. BELVISO

Parmi les composés soufrés issus des gaz volcaniques, le COS et le $CS_2$ formés, principalement dans la couche magmatique, très peu solubles et peu réactifs à basse température, ayant un temps de résidence assez long dans l'atmosphère, respectivement un an et 60 jours, sont de très bons traceurs pour l'étude de l'activité volcanique et des gaz magmatiques.

Ces gaz sont prélevés depuis 1978 à Vulcano, Etna et Mérapi et analysés à l'aide d'un chromatographe en phase gazeuse muni d'un détecteur photométrique de flamme bien spécifique pour les composés soufrés. Les résultats obtenus indiquent que le COS est un bon signal de l'état éruptif du volcan. En effet, à Vulcano on remarque une baisse brutale de ce gaz, de 1978 à 1982. Si l'on prend le $CO_2$ comme référence de la dilution des gaz volcaniques prélevés, on observe une décroissance du rapport COS/$CO_2$ d'un facteur 30 entre 1978 et 1980-1982. Il est intéressant de signaler qu'en 1978 un séisme (M = 5,3) a été observé à Vulcano et cette même année, au même endroit Martini a pu constater une augmentation subite de F/C1 et S/$CO_2$.

Par ailleurs, nos études du COS/$CO_2$ dans les gaz volcaniques de températures différentes, prélevés dans divers volcans tels que Vulcano, Momotombo, Mérapi, Erta'Ale, etc., nous ont permis de mettre en évidence les propriétés géothermométriques du COS.

Ga13

SURVEILLANCE GEOCHIMIQUE ET GEOPHYSIQUE DU VOLCAN MOMOTOMBO (NICARAGUA)

J.C. SABROUX¹, P. ALLARD¹, A. CREUSOT², D. DAJLEVIC³, M. GANTES⁴ et M. HALBWACHS¹.

1. C.F.R., C.N.R.S., 91 190 Gif/Yvette.

2. I.N.E., Managua, Nicaragua.

3. S.P.T., C.E.A. Saclay, BP 2, 91 190 Gif/Yvette.

4. E.N.S.E.E.G., BP 44, 38 401 St. Martin d'Hères.

Le Momotombo (1258m), l'un des quatre volcans les plus actifs du Nicaragua, est en sommeil fumerollien depuis sa dernière éruption en 1905. Une élévation de la température des gaz (230°C en 1973, 850°C aujourd'hui), ainsi qu'une activité sismique anormale, ont récemment fait craindre une nouvelle éruption du volcan, qui menacerait alors la centrale géothermique (38MWe) installée à sa base même. Le Momotombo a donc été régulièrement étudié depuis 1978, dans le cadre de la coopération franco-nicaragayenne.
Les gaz émis en permanence par le volcan ont ainsi été régulièrement echantillonnés et leur composition chimique et isotopique analysée. Leur température et leur état d'oxydation (f02) sont d'autre part mesurés en continu à l'aide d'un capteur électrochimique implanté à demeure. Des sondages magnétotelluriques ont également été effectués à l'intérieur du cratère.

Les différents résultats obtenus suggèrent l'existence d'une intrusion de magma à faible profondeur sous le plancher du cratère, qui alimente en gaz et en chaleur un système hydrothermal superficiel (vapeur dérivée des eaux de pluie locales). Si de l'hélium juvénile s'échappe du volcan (³He/⁴He = 5 Ratm.), le CO2 semble provenir pour une large part du métamorphisme de sédiments carbonatés (contamination profonde lors de la subduction ou contamination superficielle par les calcaires présents dans l'encaissant?).

Des variations de certains rapports spécifiques des gaz, de leur température et de leur état d'oxydation (proche du tampon NiNi0 à l'heure actuelle), ainsi que de la profondeur du toit du corps conducteur décelé par magnétotellurie, devraient accompagner une éventuelle migration du magma vers la surface.

Ga14

MESURES DANS LE SOL DE RADON-222 SUR VOLCANS ACTIFS

SEIDEL J.L., MONNIN M., LPC-IN2P3/CNRS-BP45 63170 AUBIERE

La technique des Détecteurs Solides de Traces Nucléaires (DSTN) a été adaptée à la détection des particules alpha provenant de la désintégration radioactive de l'isotope 222 du Radon dans le sol. Dans l'hypothèse où le Radon-222 pourrait représenter un des paramètres précurseurs de l'activité volcanique, nous avons implanté des dispositifs de mesure, peu coûteux, sur le terrain, en particulier sur les volcans actifs: ETNA(Sicile); KRAFLA (Islande); POAS, ARENAL, IRAZU (Costa-Rica); COLIMA et CHICHON (Mexique); LA SOUFRIERE (GUAD.); PITON DE LA FOURNAISE (Réunion).

Les résultats montrent que la méthode est fiable (reproductibilité des mesures) et que la concentration en radon est très différente d'un volcan à l'autre. Notre meilleure connaissance de cette activité du radon nous permet actuellement de mettre en évidence une variation significative en relation avec les déplacements des fluides interstitiels de l'édifice volcanique.

Les DSTN permettent une mesure intégrée dans le temps (1 semaine, 1 mois) qui moyenne les variations journalières de la concentration du radon dues aux paramètres atmosphériques (pression, température, pluviométrie, etc...). Mais les difficultés rencontrées pour un prélèvement régulier des détecteurs nous ont amenés à concevoir une sonde électronique de mesure de la concentration du radon, automatisée et utilisable in situ. Elle en permet un enregistrement continu et facilite le suivi de son évolution au cours du temps. Associée à une balise Argos, elle nous libérera définitivement des problèmes logistiques qui, à l'heure actuelle, freinent notre appréhension des phénomènes géophysiques étudiés.

Les différents résultats obtenus ont été intégrés aux monographies consacrées à chaque volcan.

Ga15

ETUDE MINERALOGIQUE DES SUBLIMES PRELEVES SUR CANNE DE SILICE AU VOLCAN POÂES (COSTA RICA)

Toutain (¹), JP., Sévêque (²) JL., Person (³), Cheminée (¹) JL., Delorme H..

Des sublimés ont été recueillis sur les parois internes de tubes de silice disposés dans les fumerolles de haute température du volcan Poâs.

Les gaz magmatiques émis, à une température de 850 à 1000°C, sont en équilibre thermodynamique lors du prélèvement et non contaminés par l'atmosphère. Leur composition révèle plus de 90% d'eau associée à SO₂, CO₂, H₂, H₂S, CO. Un gradient de température s'établit le long² du tube.

Les températures, mesurées à l'intérieur de la canne, s'échelonnent entre 140 et 940°C. L'abaissement de celles-ci permet la conversion gaz-particules et le dépôt des sublimés ainsi formés est à mettre en relation avec leurs températures de sublimation théoriques.

Les déterminations minéralogiques de ces dépôts ont été effectuées par diffractométrie R.X... Une étude au microscopé électronique à balayage équipé d'une microsonde R.X complète les données micromorphologiques et fournit les cartes de répartition des éléments chimiques majeurs. Les minéraux déterminés (chlorures, sulfures, oxydes, sulfates) ont des abondances maximales qui permettent de caractériser 4 zones: les sulfates (arcanite) cristallisés de 150 à 200°C, les sulfures (FeS₂, MoS₂, ZnS, PbS) se déposent entre 140 et 480°C, puis les chlorures (sylvite et halite) et, aux plus hautes températures, les oxydes (Fe₂O₃, Fe₂O₃·SiO₂). Certains minéraux présentent des enrichissements particuliers en métaux: Cu pour la halite, Rb pour l'arcanite.

(1): Laboratoire de Géologie, E.N.S. 46 rue d'Ulm, Paris.

(2): B.R.G.M., B.P.6009 45060, Orléans cedex.

(3): Lab. Géologie Dynamique, U.P.M.C. 75230 Paris cedex 05

(4): Lab. Géoch. Isotopes Stables U.P.7., 2 place Jussieu, 75251 Paris cedex 05.

Ga16

MISE EN EVIDENCE DU CARBONE ET DE L'AZOTE AU SEIN DE VERRES VOLCANIQUES AU MOYEN DE LA MICROSONDE NUCLEAIRE

P. Trocellier, Ch. Engelmann (1)

N. Metrich, R. Clocchiatti (2)

(1) DCAEA/SEAIN CEN - Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex.

(2) Groupe des Sciences de la Terre, Lab. Pierre Sée, C.E.N. Saclay, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex.

L'observation directe de réactions nucléaires spécifiques du carbone et de l'azote, à l'aide de la microsonde nucléaire, a permis de déterminer les distributions de ces deux éléments légers au sein de minéraux volcaniques provenant de deux éruptions historiques de l'Etna.

Les profils de carbone et d'azote indiquent une localisation préférentielle dans des phases vitreuses piégées lors de la cristallisation du magma.

Des différences importantes de teneur en carbone et en azote apparaissent entre les inclusions vitreuses et les minéraux hôtés. De plus, lorsque les verres sont représentatifs d'un liquide magmatique dégazé, les concentrations obtenues sont plus faibles.

Ga17

GAZ OCCLUS DANS DES LAVES RECENTES DE L'ARENAL.

J.L. ZIMMERMANN (¹), J.L CHEMINEE (²,³) et H. DELORME (³,⁴)

(1) CRPG, BP R 20 - 54501 VANDEUVRE LES NANCY

(2) Laboratoire de Géologie, ENS - 46 rue d'Ulm 75005 PARIS

(3) Observatoires Volcanologiques - IPG.

(4) Laboratoire de Géochimie des Isotopes Stables - Paris VII

Au début de 1981, le dynamisme éruptif de l'Arénal s'est notablement modifié: alors qu'il était essentiellement effusif, une phase explosive est apparue. On a nalisé les gaz occlus (H₂O, CO₂, CO, N₂, H₂ et CH₄) dans des échantillons de lave antérieurs et postérieurs à ce changement. Bien que les quantités de fluides extraites soient faibles, les laves postérieures à l'apparition du dynamisme explosif en renferment deux fois plus que les plus anciennes et les courbes de déshydratation continue pour ces dernières sont de 50°C plus élevées. On discute les différentes méthodes d'extraction et d'analyse de l'eau dans ces roches. On interprète le changement de dynamisme comme étant lié à l'augmentation des quantités de fluides dans le magma.
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## INTRODUCTION

La crise sismo-volcanique de 1976 à la Soufrière de Guadeloupe a entraîné une participation beaucoup plus grande des géophysiciens dans les études volcanologiques en France avec l'aide de l'INAG et du PIRPSEV. La situation a évolué alors de façon significative : d'une surveillance limitée à l'observation sismologique des volcans antillais, on est passé à une intervention directe et pluridisciplinaire sur les volcans actifs en sortant aussi du domaine plus restreint des volcans du territoire. Ce rapport du groupe "Méthodes Géophysiques" sur les études des volcans entreprises dans le cadre du PIRPSEV ne prétend pas fournir une présentation exhaustive des résultats obtenus au cours de ces expériences ; ceci doit faire l'objet d'exposés complémentaires des groupes "Volcans-laboratoire". Il s'attachera plutôt à centrer l'intérêt des diverses méthodes ou leur complémentarité dans la compréhension du phénomène éruptif ou dans l'étude structurale du système volcanique. De la même façon, les quelques références bibliographiques ne se veulent pas exhaustives, elles devraient être complétées dans les publications citées pour chaque volcan.

## ETUDES STRUCTURALES DES SYSTEMES VOLCANIQUES

L'observation permanente ne peut être organisée de manière rigoureuse sans une connaissance précise de la structure de l'édifice volcanique. Même si celui-ci est un ensemble géologique bien circonscrit, il présente une structure interne le plus souvent très complexe.

Des résultats significatifs ont été obtenus dans plusieurs domaines en ce qui concerne les structures profondes.

L'étude tridimensionnelle de la répartition des vitesses sismiques du volcan du Mont Dore (1) est abordée de manière tout à fait originale. On utilise les ondes émises par des sources artificielles et réfléchies sur la discontinuité de Mborovicic enregistrées à la distance critique pour différents azimuts ; c'est-à-dire qu'on éclaire par le bas la structure par un faisceau de rais qui rapportent à la surface l'information sur les hétérogénéités traversées. Il a été possible de mettre en évidence une caldera caractérisée par des vitesses plus faibles que le socle encaissant, de 7km de diamètre et profonde de 4 à 5km. Cette nouvelle méthode de sondage sismique profond s'avère donc tout à fait efficace. Son utilisation sur d'autres volcans est en cours à l'Etna et par des groupes nord-américains en Oregon (USA). On devrait voir émerger rapidement d'autres résultats très significatifs.

Une des originalités du programme du PIRPSEV a été d'impulser le développement des méthodes géoélectriques sur les volcans. En effet ces méthodes possèdent une grande capacité à mettre en évidence des réservoirs magmatiques du fait de la faible résistivité de la lave en fusion. La profondeur de pénétration dépend essentiellement de la bande de fréquence, de quelques mètres pour des fréquences de l'ordre du KHZ jusqu'à plusieurs dizaines de km avec des périodes de plusieurs centaines de secondes. C'est ainsi qu'une zone conductrice profonde a été mise en évidence dans le rift d'Asal suggérant
que le toit d'une chambre magmatique est atteint à 3km de profondeur [2]. Au contraire sous l'Etna la relative faiblesse de la résistivité des roches est insuffisante pour être expliquée par une grande chambre magmatique unique, mais parait plutôt due à des poches localisées [3]. Enfin, les dykes d'alimentation au sommet du Stromboli sont bien mis en évidence par des sondages magnéto-telluriques [4]. Ces méthodes sont également très bien adaptées pour rechercher les nappes phréatiques ou les zones fissurées envahies par les eaux de mer : ces observations sont essentielles pour l'évaluation du risque dans les éruptions où l'eau joue un rôle primordial. Cependant, ces méthodes géoélectriques posent beaucoup de problèmes dans l'interprétation (pouvoir de résolution, unicité des solutions, etc...). Les résultats sont rarement accompagnés du calcul direct du modèle proposé. Un effort devrait être fait pour établir plus précisément le protocole expérimental. Ces remarques ne doivent pas masquer l'intérêt des résultats déjà obtenus et l'originalité de ces méthodes appliquées en domaine volcanique.

Les levers aéromagnétiques sont de bons outils pour la grande reconnaissance. Par exemple, ils permettent de montrer que les principales zones d'intrusion liées au développement du Piton de la Fournaise correspondent à des structures comparables, par leur signal magnétique, aux rifts-zones de type hawaïen [5].

Les méthodes géodésiques, appliquées dans la zone du rift d'Asal après la crise sismo-volcanique de 1978, mettent en évidence, après le déplacement produit en 1978, une déformation continue qui ne peut pas être expliquée par un mécanisme de relaxation du relâchement des contraintes qui a eu lieu au cours de la crise de 1978. Ce mouvement continu d'étirement et d'exhaussement ne se fait pas de façon uniforme mais avec un enfoncement relatif du plancher interne, reflétant le déplacement vertical observé en 1978 : il semble donc que tout se passe comme s'il y avait réalimentation d'une chambre magnétique. Ces résultats viennent confirmer le rôle essentiel que jouent maintenant les méthodes géodésiques dans la surveillance des volcans et le dynamisme de cette recherche en France.

Le programme de mesure des contraintes in-situ qui vient de débuter sur l'Etna (6) montre que, malgré la très grande complexité tectonique de l'édifice volcanique, une cohérence des mesures semble émerger en accord avec les données tectoniques régionales apportant des contraintes importantes sur les modélisations des déformations du système (méthode bloc par exemple).

## SURVEILLANCE ET PREVISION

Les observatoires des volcans français assurent de façon permanente la surveillance. Ils ont permis la prévision réussie des éruptions de 1981 (7) et de 1983 du Piton de la Fournaise à la Réunion et ils fournissent une base de référence bien évaluée pour un grand nombre de paramètres physico-chimiques, assurant une bonne fiabilité pour la prédiction, la sismicité fournissant la donnée principale.

Les événements éruptifs du Piton de la Fournaise ont illustré les progrès réalisés par la communauté scientifique française dans le domaine de la recherche et de la surveillance volcanologiques : observatoires nouveaux, techniques nouvelles, hommes nouveaux.

Parallèlement à cette observation continue se sont développées des méthodes de mesures de paramètres physiques dont la relation avec le
phénomène éruptif n'est pas complètement définie ou maitrisée, mais qui paraissent fournir des résultats appréciables dans la mise en évidence de variations spacio-temporelles du système éruptif.

C'est le cas entre autres de la méthode de polarisation spontanée (PS) qui paraît être reliée à des phénomènes convectifs ou d'électrofiltration. Elle permet de mettre en évidence des structures superficielles actives, zones de fissures où circulent eau ou intrusions magmatiques (8). Des corrélations avec la température sont en général bien observées. Après avoir découvert ces zones fissurales anormales, il est alors possible d'organiser une observation continue pour étudier aussi les variations du champ électrique PS dans le domaine du temps. Cette opération de surveillance permanente s'appuie, pour l'Etna, sur le système de transmission par satellite Argos, couplée avec les mesures de température superficielle.

Les observations de magnétométrie différentielle apportent des données nouvelles dans un domaine prometteur. Il a été montré (9) que le signal magnétique, produit par une variation de l'ordre du kilobar de la pression à l'intérieur d'une chambre magmatique telle que celle qui est proposée pour la Soufrière de la Guadeloupe, est largement dans la bande d'observation d'un réseau de stations bien implanté.

Des observations intéressantes de variations du champ de gravité ont été obtenues sur l'Etna, reliées à des grandes déformations ou des injections de magma dans des systèmes de fissures (10).

## BILAN THERMIQUE

Les mesures des températures fournissent des indications sur les transferts thermiques à l'intérieur des volcans. Les mesures in-situ permettent des études de l'évolution temporelle alors que la cartographie infra-rouge satellitaire ou aéroportée décèle des zones d'anomalies thermiques ou quantifie les flux thermiques globaux. Un couplage entre ces deux approches devra être recherché dans l'avenir afin de bien établir le lien entre les mesures de température à la surface et les phénomènes thermiques d'origine profonde. Des méthodes de traitement sont maintenant disponibles avec une bonne définition de l'analyse fiable des données, prenant en compte les diverses corrections (11). Des anomalies thermiques ont pu être mises en évidence sur l'Etna et sur le Piton de la Fournaise à la Réunion.

## MODELISATION

Des efforts ont été entrepris pour interpréter les observations géodésiques collectées sur l'Etna par le développement d'un dyke plan incliné avec des simulations numériques (12). De la même façon la modélisation numérique des déformations observées à Djibouti dans le Rift d'Asal permet d'apprécier le rôle d'une chambre magmatique pour expliquer la concentration des fissures ou la relaxation des déplacements après la crise sismo-volcanique (13 et 14).

Une approche nouvelle de prédiction a été développée par A.Tarantola (15). Ce problème est traité comme un problème inverse basé sur la corrélation observée entre quelques grandeurs physiques mesurées. Dans l'application faite de cette méthode interviennent la répartition temporelle des éruptions, l'inclinaison, le taux de l'inclinaison et la chute d'inclinaison lors du dernier événement.
A la suite de l'observation de stratifications dans des chambres magmatiques fossiles, des expériences de laboratoire (16) ont été menées pour en comprendre l'origine, cristallisation au toit de la chambre ou in-situ à la base dans des couches stagnantes. Ces expériences diffèrent de celles menées classiquement en premier lieu en s'attachant au régime transitoire et par la mise en jeu des fluides dont les propriétés dépendent fortement de la température et qui peuvent avoir aussi des changements de phase. Le résultat de cette expérimentation essentiellement qualitative dans cette première phase, est la mise en évidence de couches stagnantes, à la base de la chambre, où s'effectue la cristallisation.

## INSTRUMENTATION

La capacité d'investigation des systèmes éruptifs s'appuie dans le cadre du programme géophysique du PIRPSEV sur une stratégie confortée résolument par des moyens fournis par la technologie moderne. En effet, l'observation efficace repose sur le développement d'une mesure fiable et précise, dans un environnement en général difficile, et de grande durée à l'échelle des constantes de temps des phénomènes, afin de mettre en évidence les corrélations entre le dynamisme éruptif et les variations de propriétés physiques ou chimiques du volcan.

C'est le cadre dans lequel s'est développée une technique de télétransmission utilisant des moyens satellitaires permettant à terme une auscultation dense et mobile des volcans. Un suivi continu de l'activité de l'Etna est déjà obtenu grâce au système Argos permettant de connaître en temps quasi-réel, température, polarisation spontanée et activité sismique globale. D'autres paramètres sont en cours d'expérimentation comme l'inclinométrie qui est la seule méthode géodésique donnant actuellement une information continue. Un réseau de 10 stations sismologiques utilisant aussi Argos et transférant un nombre minimum de paramètres utiles fonctionne sur l'Etna et, complété par le réseau permanent, a déjà permis de mettre en évidence une activité sismique très profonde sous le volcan.

Cette technologie de pointe permet d'envisager une observation continue à distance d'un grand nombre de sites. Elle s'appuie aussi sur un centre d'archivage qui met à la disposition de toute la Communauté Scientifique les informations dès la fin de leur pré-traitement.

Enfin le programme "instrument" du PIRPSEV a permis aussi la réalisation d'un appareil capable de mesurer des distances avec une grande précision (10-') utilisant un double faisceau laser pour s'affranchir des perturbations liées aux variations température-pression.

En dehors de ces thèmes généraux de recherche, d'autres études ont pu se développer. Par exemple, la méthode d'évaluation des températures de mise en place des dépôts pyroclastiques (17) va permettre l'investigation de la plupart des écoulements et les corrélations entre ces températures et la nature des magmas. La physique des matériaux à haute pression (7kbars) permettra d'accéder au rôle des inclusions vitreuses dans les laves.

## CONCLUSION

Ce rapport montre que des avancées significatives ont été réalisées tant dans le domaine des méthodes d'investigation que sur le plan de l'instrumentation. Des applications de méthodes comme la géoélectricité et la géodésie
connaissent un bon développement sur les systèmes volcaniques. Il apparaît cependant qu'un effort doit être fait pour mieux définir le protocole expérimental afin d'aboutir à une modélisation précise et quantitative.

Un renforcement pluridisciplinaire des compétences et une amélioration de l'approche globale du système volcanique semblent être des éléments essentiels du succès de ces recherches.

## REFERENCES

[1] A. NERCESSIAN, A. HIRN, A. TARANTOLA - Three dimensional seismic transmission prospecting of the Mont Dore volcano, France. Geoph. Journ. R.A.S. (1984), 76, 307-315.

[2] V.N. PHAM, D. BOYER, J.L. LE MOUEL et V. COURTILLOT - Identification of a magma chamber in the Goubbet-Asal rift (Djibouti) from a magnetotelluric experiment. Earth and Plan. Sc. Letters, 52, 372-380, 1981. et Bulletin Société Géologique de France, 7, XXII, 6, 1980.

[3] D. BOYER, V.N. PHAM, P. THERME, J.L. AINARDI - Etude des zones fissurales au sud du cratère central par profilage tellurique-tellurique et détection des réservoirs magmatiques profonds par sondages magmato-telluriques profonds. Bulletin PIRPSEV n°70.

[4] R. BALLESTRACCI - Audiomagneto-telluric profiling on the volcano Stromboli; internal structure and mechanism of the Stromboli activity. J. Volcan. and Geotherm. Res., 12, 317-337, 1982.

[5] J.F. LENAT, M. AUBERT - Structure of the Piton de la Fournaise (Ile de la Réunion) from magnetic data. J. of Volcan. and Geotherm. Res., 12 361-392, 1982.

[6] C. PAQUIN - Mesures in-situ de contraintes dans la région de l'Etna. Bull. Volcan. (soumis pour publication).

[7] P.BACHELERY, P.A.BLUM, J.L.CHEMinee, R.GAULON, N.GIRARDIN, C.JAUPART, F.LALANNE, J.L.LE MOUEL, J.C.RUEGG, P.VINCENT - Eruption at Le Piton de la Fournaise on 3 february 1981. Nature, 297, 5865, 395-397, 1982.

[8] M. AUBERT, G. KIEFFER - Evolution d'une intrusion magmatique dans le flanc sud de l'Etna entre juin 1982 et juin 1983. Résultats PS et essai d'interprétation de l'éruption de 1983. CRAS, 298, 2, 8, 379-382, 1984.

[9] J.L. LE MOUEL, M.MENVIELLE, J.P.POZZI, G.SIMON, J.ZLOTNIDKI - Magnetic observations on La Soufrière volcano (Guadeloupe FWI) over a quiet period : background estimation. J. Geomagn. Géoelect. (accepté pour publication).

[10] S. CORON, A. GUILLAUME - Gravimétrie à l'Etna. Bull. PIRPSEV n°83.

[11] A. BONNEVILLE, Y. KERR - Réduction des observations de télédétection I.R. d'un volcan actif : l'Etna. Bull. PIRPSEV, n°71. et Satellite thermal infrared observations of Mount Etna after the 17/3/81 eruption. J. of Volcan. and Geoth. Res. (accepté).

[12] J.B. MURRAY et A.D. PULLEN - 3.D model of the feeder conduit of the 1983 eruption of Mt Etna volcano from ground deformation measurements. Bull. Volcanolog. (à paraître).

[13] F. CORNET - Discussion de la tectonique de rift observée dans la région de l'Afar. Bull. Soc. Geol. Fr., 7, XXII, 6, 1980.
[14] A. TARANTOLA, J.C. RUEGG, J.C. LEPINE - Geodetic evidence for rifting in Afar. A brittle elastic model of the behaviour of the lithosphere. Earth Plan. Sc. Lett., 45, 2, 435-444, 1979.

[15] A. TARANTOLA, E. TRYGVASSON et A. NERCESSIAN - Volcanic or seismic prediction as an inverse problem. Annales Geophysicae, 1, 6, 443-450, 1983.

[16] C. JAUPART, G. BRANDEIS, C. ALLEGRE - Stagnant layers at the bottom of convecting magma chambers. (à paraître, Nature).

[17] J. ZLOTNICKI, J.P. POZZI, C. BOUDON and M.G. MOREAU - A new method for the determination of the setting temperature of pyroclastic deposits (example of Guadeloupe, FWI). J. Volcan. Geotherm. Res., 21, 297-312, 1984.
Ge1

OBSERVATION A DISTANCE DE L'ACTIVITE VOLCANIQUE

par C. ARCHAMBAULT (1), C. PAMBRUN (2)
J.C. TANGUY (3)

(1) CNET/LAB/SER/ENV BP 40 22301 LANNION CEDEX

(2) PIRPSEV même adresse que 1

(3) Laboratoire de géomagnétisme 4 avenue de Neptune
94100 ST MAUR DES FOSSES

Dès septembre 1981, une expérience d'observation
à distance de l'activité de l'ETNA a été entreprise sur
le flanc SUD du cratère central où un réseau câblé relie
une dizaine de stations de mesures (une dizaine pour les
températures du sol, trois pour la polarisation spontanée
PS du sol) à un système d'acquisition de données autonome
et numérique pour transmission par le système ARGOS
(SADAN-TSA) et abrité dans le refuge de TORRE DEL
FILOSOFO (altitude 2920 m) qui sert en même temps de
station de référence et d'observatoire météorologique. L'expé-
rience a été rendue opérationnelle en juin 1982 grâce à
une protection efficace des capteurs et du système contre
les effets de la foudre et enrichie en septembre 82 en met-
tant en oeuvre des capteurs de corrosivité et un compteur
d'évènements sismiques. Des informations très intéressantes
ont été obtenues avant l'éruption latérale de mars 83 surve-
nue sur le flanc SUD (forte augmentation PS dès la mi-
janvier 83 et crise sismique 32 heures avant le déclenchement
de l'éruption) comme avant l'éruption subterminale survenue
au cratère SE en mai 84 (crise sismique modulée depuis
janvier, niveau thermique élevé pendant l'hiver et forte
augmentation de la température du sol à VULCAROLO
le 15 avril, crise sismique 48 heures avant le déclenchement
de l'éruption). Cette première expérience a montré le grand

Ge2

ANALYSE ET SURVEILLANCE THERMIQUES D'EDIFICES
VOLCANIQUES

par C. ARCHAMBAULT (1) et J.C. TANGUY (2)

(1) CNET/LAB/SER/ENV - BP 40 22301 LANNION CEDEX

(2) Laboratoire de géomagnétisme 4 avenue de Neptune
94100 ST MAUR DES FOSSES

Cette étude a été entreprise sur l'ETNA des 1978 en mettant en oeuvre, d'une part, une prospection au sol (mesures des températures du sol à 80 et 120 cm de profondeur) dans la partie méridionale de la zone de rift identifiée sur ce massif volcanique, et d'autre part, la télédetection satellitaire dans l'infra-rouge thermique (9-12 µm) et à l'échelle de l'ensemble du volcan (1200 km², résolution 1 km²). La bonne concordance des résultats obtenus par les deux méthodes sur la zone SUD de l'Etna a permis d'é tendre le champ de la prospection à l'ENE du massif (CITELLI) et sur la paroi W du VALLE DEL BOVE où des anomalies thermiques permanentes ne pouvaient être soupçonnées autrement que par télédetection. Toutes les zones thermiquement anormales révélées par télédetection en septembre 1978 ont été le siège d'éruptions de type latéral (axes SE et SUD en novembre 78, SE et ENE en août 79, NNW en mars 81, SUD en mars 83) ou subterminal (SE en juin 80 et en mai 84). Dès 1979, et progressivement, les sites de prospection sont devenus des sites de surveillance grâce à l'implantation de capteurs de température dans le sol dont les informations ont pu être relevées manuellement ou automatiquement soit par enregistrement sur des mémoires numériques soit par télétransmission au moyen du système ARGOS.

Les résultats les plus intéressants ont été obtenus
par relevés manuels à l'ENE du massif (CITELLI) où une
anomalie thermique permanente est mise clairement en
évidence, et au moyen de la télétransmission qui a permis
de mettre en évidence des variations de température du
sol dans la partie sud de la zone sommitale de l'ETNA (2900-
3100 m d'altitude) en relation avec les éruptions survenues
en mars 83 et mai 84 grâce à une observation pratiquement
continue de juin 82 à juin 1984. Cette étude est à l'origine
de la stratégie d'observation à distance de l'activité volcani-
que préconisée par le schéma directeur du PIRPSEV.

Ge3

L'EFFET TOPOGRAPHIQUE EN METHODE PS SUR LES VOLCANS
ACTIFS ET LES ZONES GEOTHERMIQUES.

par Maurice AUBERT

Décrit en particulier par Corwin et al. en 1979, l'effet topographique en méthode de potentiel spontané (PS) est défini par la corrélation fréquente entre potentiel et relief (la PS diminue quand l'altitude augmente), en dehors des zones anomaliques. D'où l'usage établi d'effectuer une correction dite d'effet topographique sur les mesures brutes pour laisser apparaître des anomalies dues seulement aux effets thermiques.

Cet effet a été en particulier observé par Zablocki à Hawaii, par Lénat au Piton de la Fournaise dans un contexte voisin, par Fournier dans la chaîne des Puys. Comme l'a démontré ce dernier, l'effet observé tient à l'écoulement gravifique de l'aquifère dont l'interface avec le milieu non saturé est elle-même en relation avec la topographie.

Nous ne l'avons que rarement observé sur l'Etna,
probablement en raison des conditions hydrogéologiques
locales qui entraînent un approfondissement de l'aquifère
rendant l'effet topographique négligeable.

Il y a donc lieu à notre avis dans l'interprétation
des données PS de considérer un modèle global faisant
intervenir à la fois les sources thermiques et la situa-
tion hydrogéologique du site ; de disposer pour cela de
profils débordant largement les anomalies prospectées.

Observatoire, 12 av. des Landais, 63000 Clermont-Fd

Ge4

DEVELOPPEMENT DE LA METHODE PS COMME MODE DE
SURVEILLANCE DE L'ACTIVITE VOLCANIQUE.

par Maurice AUBERT

Depuis les travaux de Zablocki en 1976, les mesures
de potentiel spontané (PS) en site volcanique se sont
poursuivies sur un certain nombre de sites géothermiques
ou volcaniques, sans conduire cependant à une modélisa-
tion satisfaisante du système global allant de la source
thermique primaire aux mesures de surface. D'où l'intérêt
limité actuellement de la PS comme méthode de surveil-
lance.

Une première approche nous a montré la nécessité :

- de considérer l'ensemble du système convectif com-
me générateur d'anomalies de température, PS, débit de
vapeur, teneur en eau, radon, et de ne pas dissocier l'é-
tude de chacun de ces paramètres des autres aspects.

- d'étudier le contexte hydrogéologique des zones étudiées pour préciser les caractéristiques de la zone de transfert entre source thermique primaire et plan d'observation.

- d'entreprendre une validation expérimentale du transfert gaz-liquide en milieux poreux pour connaître le comportement des différents paramètres le long de la colonne de transfert et mesurer les constantes numériques intervenant dans le couplage électrique.

- de procéder à une analyse systémique, en régime
permanent et en régime transitoire, des données telles que
celles disponibles sur l'Etna.

- de développer une instrumentation sur les paramè-
tres précités, tenant compte des conditions d'accessibi-
lité des zones convectives et des risques de destruction
de l'équipement.
Ge5

# SIGNIFICATION DES ANOMALIES DE POTENTIEL SPONTANE (PS) MESUREES AU FUEGO DE COLIMA (MEXIQUE).

par Maurice AUBERT

Le Fuego de Colima est un volcan actif de type andésitique à caractère explosif. La localisation des zones convectives sur le dôme et l'étude d'un système de surveillance ont fait l'objet d'une mission en avril 1983.

8 km de profils PS montrent des anomalies de grande amplitude, comparables à celles rencontrées sur les rift-zones associées aux volcans hawaïens. La plus importante est située sur l'axe N.S. reliant le Nevado au Fuego. Son amplitude dépasse 2 volts avec des variations locales atteignant 10 mV/m sur 100 m. D'après notre hypothèse, son origine serait liée à une zone hydrothermale développée par le transfert d'activité magmatique du Nevado au Fuego, et entre en par une source thermique dont la profondeur ne peut encore être estimée.

Une surveillance PS en continu était mise en place pendant la mission en vue d'une éventuelle installation ultérieure d'un système permanent avec transmission satellitaire. (1)

Observatoire, 12 av. des Landais, 63000 Clermont-Fd

(1) AUBERT M., Bull. PIRPSEV n° 87

Ge6

# SURVEILLANCE DE L'ACTIVITE DE L'ETNA A PARTIR DE L'ETUDE DE ZONES FUMEROLLIENNES.

par Maurice AUBERT, René AUBY, Françoise et Yves BOURLET

La circulation convective de l'eau météorique vaporisée dans les zones fumerolliennes crée des anomalies mesurables à faible profondeur de différents paramètres : température, teneur en eau, débit gazeux, potentiel spontané (PS), radon, ...

Dans la zone fumerollienne située au sud du cratère sud-est, la puissance calorifique apportée en juin 1983 dans la tranche superficielle par condensation partielle de vapeur d'eau était de l'ordre de 200 W.m⁻³, la PS de l'ordre de 250 mV. L'évolution de ce paramètre jusqu'à l'éruption de mars 1983 est significative de l'intérêt de cette mesure pour la surveillance volcanique.

La zone nord de Silvestri et la fissure de 1971 au dessus de Citelli donnent lieu à des anomalies température et/ou PS quí, selon notre hypothèse, procèdent de la même origine que celles du site précédent.

Ces résultats indiquent la possibilité de mettre en évidence les phénomènes d'origine interne en adoptant un protocole expérimental variable suivant les cas et qui doit être défini après une étude thermodynamique et électrique du site. (1)

Observatoire, 12 av. des Landais, 63000 Clermont-Fd

(1) AUBERT et al., Bull. Volcanologique (reçu juin 1984)

Ge7

# ESSAI D'INTERPRETATION DE L'ERUPTION DE 1983 DE L'ETNA D'APRES LA PHENOMENOLOGIE ET LES DONNEES DE POTENTIEL SPONTANE.

par Maurice AUBERT et Guy KIEFFER

Des mesures de potentiel spontané (PS) effectuées en juin 1982 le long d'un profil N.S situé à environ 500 m à l'ouest de la fissure éruptive de 1983 avaient indiqué que, dès cette époque, une source thermique située en profondeur s'étendait dans cette zone jusqu'à l'aplomb de la cote 2700 m. Le même profil réitéré deux mois après le début de l'éruption indique un développement de la source chaude jusqu'à l'aplomb de la cote 2300 m.

L'éruption résulterait de la vidange tranquille : un volume de lave stocké au dessus de la cote 2300 m dans un réseau filonien alimenté par le conduit magmatique du cratère Sud-Est. Elle était d'origine élevée et le degré de dégazage poussé de la lave laisse supposer qu'elle devait se trouver depuis longtemps en communication avec l'atmosphère. Le toit de l'intrusion devait, fin mars, presque affleurer dans les parties hautes du volcan puisque le cratère ouvert vers 2700 m a pu éjecter quelques fragments de lave. Débit et vitesse de la lave ont diminué régulièrement entre le début et la fin de l'éruption, ce qui convient avec l'idée d'une vidange progressive de l'intrusion. (1)

Observatoire et La. 10, 12 av. des Landais, 63000 Clermont-Fd

(1) AUBERT M. et G. KIEFFER, Compte rendus 298, 2, 8, 1983, p. 379-382

Ge8

# ETUDE STRUCTURALE DU SUD DE LA BASSE - TERRE A PARTIR DE PROFILS MAGNETIQUES ( GUADELOUPE, PETITES ANTILLES).

par Maurice AUBERT*, Jacques ZLOTNICKI** et Georges BOUDON**

Le levé aéromagnétique effectué au-dessus de l'archipel de Guadeloupe, complété par des mesures du champ magnétique au sol et d'aimantation d'échantillons représentatifs, apporte des informations sur la volcanologie de la partie sud de Basse-Terre.

L'analyse des anomalies magnétiques conduit à proposer un modèle de distribution d'aimantation dans le sous-sol créant un champ anomalique aussi proche que possible du champ anomalique mesuré. Compte tenu de la faible densité des données disponibles, le modèle décrit se compose d'un nombre limité de structures définies par leur géométrie et leur aimantation uniforme. Ces structures forment deux classes.

La première est constituée par les formations reconnues en surface, auxquelles le modèle attribue une aimantation dont la valeur est comparée à celle mesurée sur des formations de même type. Le fait le plus remarquable est la faible aimantation attribuée au dôme de la Soufrière, de l'ordre de 0,2 A/m. Cette faible valeur auraît pour cause, d'après notre hypothèse, les conditions hydrothermales et thermiques régnant dans l'ensemble du Massif. Des profils magnétiques de détail et des mesures de potentiel spontané seraient nécessaires pour préciser cette hypothèse.

Les structures en dessous du niveau d'observation se répartissent en trois ensembles bien individualisés et alignés sur un axe N 335°, dont le plus septentrional est à aimantation inverse (ensemble "Sans Toucher").

# PROFILS AUDIOMAGNETOTELLURIQUES ET MESURES DE POTENTIEL SPONTANE SUR LE VOLCAN STROMBOLI. PROPOSITIONS POUR LA STRUCTURE INTERNE ET LE MECANISME DE L'ERUPTION.

## R. BALLESTRACCI
UNIVERSITE DE TOULON - 83130 LA GARDE

La méthode A.M.T. a permis de détecter des anomalies de faible resistivité associées à la présence de dykes et de canaux de lave au voisinage du sommet du volcan STROMBOLI. Une détermination assez précise de l'extension latérale de ces zones actives chaudes a fourni un premier schéma de la structure interne de la partie sommitale du volcan.

<footnote>* Observatoire, 12 Av. des Landais, 63000 Clermont-Frd</footnote>

<footnote>** Observatoire volcanologique IPCG Paris, 4 place Jussieu 75000 Paris Cedex 05</footnote>
Sur cette même zone une cartographie pré-
cise des potentiels spontanés a été réalisée.
La présence de potentiels élevés est associée
à l'existence de cellules de convection de gaz
et de liquides condensés dont les parties
ascendantes sont situées au-dessus des zones
chaudes.

Ces deux méthodes géophysiques ont conduit
à une même représentation géométrique des
zones actives. Cette situation suggère une
explication des éruptions stromboliennes dans
laquelle la lave bloque de façon rythmée
l'arrivée des gaz jusqu'à ce que leur pression
soit suffisante pour éjecter et disperser le
bouchon de lave donnant ainsi naissance aux
effets bien connus de jets de gaz chargés de
morceaux de lave chaude et de scories qui
caractérisent l'éruption strombolienne.

Ge10

SURVEILLANCE MAGNETIQUE DE VOLCANS EN INDONESIE

Auteurs : M. BOF - F. ROBACH

LETI - IRDI

Commissariat à l'Energie Atomique

C.E.N-G, 85X, F-38041 GRENOBLE CEDEX

La surveillance du volcan MERAPI (JAVA) s'effectue
dans le cadre d'une coopération franco-indonésienne
par magnétométrie différentielle du champ total.

Les caractéristiques techniques d'un réseau permanent
à trois capteurs haute sensibilité (0,01 nT) développé
par le CEA-LETI sont analysées.

Quelques résultats soulignent l'importance de l'ano-
malie de variation géomagnétique dans le traitement
des données.

La surveillance du GALUNGGUNG, lors de l'éruption de
1982/83 par géomagnétisme différentiel indique la fai-
blesse des effets volcanomagnétiques et suggère de
nouvelles orientations dans les recherches.

Ge11

RESEAU EXPERIMENTAL DE MESURE DE LA TEMPERATURE
ET DE LA POLARISATION SPONTANEE DU SOL-PITON DE
LA FOURNAISE

A.Bonneville, J.F. Lenat, X.Lalanne
Observatoire Volcanologique - La Réunion

Depuis Novembre 1983 un réseau d'acquisition de
données de températures et de polarisation spontanée du
sol est opérationnel en zone sommitale du Piton de la
Fournaise.

Les sites d'implantation des capteurs ont été
choisis en fonction de l'hypothèse de la présence d'une
chambre magmatique superficielle sous la zone centrale.
Cette zone fait par ailleurs l'objet d'une surveillance
étroite par des méthodes plus conventionnelles ( défor-
mations, sismicité ).

Les capteurs, au nombre de 16 pour cette première
phase, sont implantés dans des forages à faible
profondeur (-2.50 m en moyenne). Une station autonome à
microprocesseur se charge de l'acquisition horaire des
données, de leur numérisation et de leur transmission
par radio à l'observatoire. Un controle des paramètres
mesurés y est alors possible en temps réel.

Outre ces données, des informations météorologiques sont aussi transmises. 128 voies peuvent ainsi être traitées toutes les heures ; plusieurs stations d'acquisition pouvant exister sur le terrain en configuration 16 ou 32 voies.

En phase finale (fin 1984), le réseau sommital
comprendra 64 voies.

Des traitements plus sophistiqués sont possibles
soit sur place après transfert sur un plus gros calcula-
teur soit à l'extérieur. Dans ce cas la diffusion des
informations peut se faire par une balise ARGOS
connectée au réseau existant ou par des moyens
classiques tels une liaison TRANSPAC, l'envoi de
disquettes ou de cassettes. Cette dernière solution est
actuellement retenue et chaque semaine une cassette de
données est ainsi traitée au C.G.G. de Montpellier.

Ge12

THERMOGRAPHIES SATELLITE SUR L'ETNA. PERIODE 1981-1983

A.Bonneville, G.Vasseur, C.G.G. Montpellier
Y.Kerr C.N.E.S. Toulouse

L'expérience menée en 1981 a prouvé qu'il était
possible d'utiliser un radiomètre satellite à faible
résolution spatiale (radiomètre AVHRR des satellites
NOAA) pour cartographier des anomalies thermiques liées
à l'activité volcanique.

Une nouvelle étude s'appuyant sur des données
satellitaires NOAA avant l'éruption du 28 mars 1983 est
en voie d'achèvement. Un certain nombre de problèmes
soulevés par la première approche sont abordés plus en
détail et notamment:

- la prise en compte des effets météorologiques locaux et des mesures de terrain en zone sommitale.

- l'utilisation de modèles thermiques plus
réalistes.

- la mise en évidence d'une évolution
temporelle des températures de surface.

18 images entre le 10 janvier et le 28 mars 1983
sont utilisées, dont 10 de nuit.

Une étude plus détaillée de la zone est prévue pour
1985 grâce à l'avènement de radiomètres satellite à plus
grande résolution spatiale ( Landsat 5 - Thematic
Mapper ).

Ge13

ESSAI DE TRAITEMENT STATISTIQUE DES DONNEES
RECUEILLIES SUR L'ETNA.

F. et Y. BOURLET I.O.P.G. Clermont-Ferrand.

BUT- Dégager, de la masse des données, ce
qui provient d'un signal interne, de ce qui
est dû à des phénomènes météorologiques ou
aléatoires ; rechercher les corrélations entre
stations, ou entre mesures de nature diffé-
rente.

MATERIEL- Données de 20 stations (tempéra-
tures de l'air et du sol, PS), pendant 78
jours, transmises par le système Argos (C.Ar-
chambault 1982), traitées sur Apple II 48 k.

TRAITEMENT STATISTIQUE - Logiciel basic créé
par les auteurs.

1- Elimination des influences saisonnière
et diurne par régression harmonique.

2- Les résidus (bruits) ont été soumis à
des tests - tests de persistance traduisant
l'inertie des signaux (coefficient de Besson
et autocorrélation) - tests de normalité
(droite de Henri et test de Kolmogoroff-Smir-
nov).

3- Si la normalité des bruits a été établie
les écarts à la droite de Henri et d'autres
graphes mettent en évidence les accidents
climatiques (orages) ou les pulsions internes.

4- Les corrélations simultanées ou avec
retard (lag corrélation), ont fourni des in-
formations nouvelles.

QUELQUES RESULTATS

- La PS connait une "dépression" de midi" et deux maxima à 1 h et 17 h.

- Les orages signalés par Archambault sont parfois considérés en évidence.

- Jusqu'à 1,20 m de profondeur, l'influen-
ence climatique est loin d'être négligeable.
Ge14
INTERET DE L'ETUDE DE L'INTERFACE SOL-AIR SUR LES VOLCANS.

F. et Y. Bourlet I.O.P.G. Clermont-Ferrand

1- Nous entendons par interface sol-air, la tranche comprise entre 0,25 m au-dessus et 1,50 m au-dessous de la surface du sol. Dans cette tranche, des mesures microclimatiques (thermique, hydrique, etc...) et physico-chimiques (granulométrie, densités apparente et réelle, chaleur massique, macro et microporosité, morphoscopie, pH, etc...) effectuées sur 5 stations du versant Sud de l'Etna et à Citelli (1981), ont permis, là où les écarts de température entre les stations étaient faibles (<5°C), de conclure à la non existence d'un flux thermique interne.

2- Des mesures semblables sur la Montagnola, Silvestri et Calcarazzi (1981 à 1983), ont permis de déceler des axes d'anomalies hydriques indépendants de la topographie locale et sans anomalies thermiques (fissures en formation ?).

3- Au pied du cratère S-E, grâce à un débitètre à absorption, nous avons estimé, à 0,7 m de profondeur, les débits de vapeur d'eau à 42,9kg.m⁻¹h⁻¹ dans la zone fumerollienne et hors de celle-ci à 7,3kg.m⁻¹h⁻¹ Ceci, joint aux mesures du type précédent, a contribué à une meilleure compréhension des phénomènes thermodynamiques.

En CONCLUSION, l'interprétation des phénomènes profonds, à partir de mesures effectuées à faible profondeur (PS, températures, radon, etc.), devrait tenir compte des interférences existant entre les influences internes et celles propres à l'interface.

Ge15
PROPRIETES ELECTRIQUES DES ZONES DE RISQUES VOLCANIQUES SUR LE PITON DE LA FOURNAISE.

BOYER D. et PHAM VAN NGOC
LAGAS - E.N.S.G. - B.P. 40 - 54501 VANDOEUVRE LES NANCY

Une étude magnéto-tellurique de trois zones de risques volcaniques sur le Piton de la Fournaise a permis:

- de confirmer l'existence d'un fort degré de fissuration dans les deux régions situées au N.E. et au S.E., avec possibilité d'infiltration de l'eau de mer à l'intérieur des terres.

- de localiser les zones particulièrement plus conductrices dans ces deux régions, d'une part au Nord de Piton Ste Rose, et d'autre part au niveau de St Philippe et du Baril ;

- de mettre en évidence, sous la Plaine des sables, à plus de 500 m de profondeur, l'existence d'une couche conductrice qui pourrait correspondre à la présence d'une nappe phréatique au niveau d'une couche bréchique pyroclastique.

Ces résultats, apportent une contribution très intéressante au problème de prévision des éruptions volcaniques et à la connaissance de la structure profonde du Piton de la Fournaise.

Ge16
CARTOGRAPHIE DES ANOMALIES DE TEMPERATURE SUR L'ETNA ET LE VULCANO PAR RADIOMETRIE AEROPORTEE.

C. Dechambenoy*, A. Tabbagh**, J. Tabbagh**.
*L.M.D. Ecole polytechnique 91128 Palaiseau
**C.R.G. Garchy 58150 Pouilly-sur-Loire.

L'expérimentation entreprise sur ces deux volcans avait pour but principal de cartographier les zones "anormales" où la température superficielle dépasse les valeurs qui résultent

normalement du bilan d'énergie à la surface du sol. Ces zones anormales correspondent en fait à des points d'arrivée de flux convectifs importants.

Le vol a eu lieu le 9 septembre 1983 en 8h et 9h, on a utilisé le radiomètre ARIES, les résultats présentés sont ceux du canal 10,5 - 12,5 µ.

Les axes de vols réalisés ont nécessité une correction géométrique globale à partir d'amers au sol afin de rendre les résultats superposables à une carte et donc compatibles à toutes les autres mesures passées ou à venir (aérienne, satellite, au sol).

Ge17
SURVEILLANCE GEOPHYSIQUE DE LA SOLFATARE DE POUZZOLES

A. DUPIS R. BEAUSSILLON
Centre de Recherches Géophysiques
Garchy - 58150 Pouilly-sur-Loire

G. BENAMOU
Centre des Faibles Radioactivités
91190 Gif-sur-Yvette

Devant l'ampleur de l'inflation topographique liée à l'activité volcanique dans les Champs Phlégréens en 1983 le P.I.R.P.S.E.V. a proposé de procéder à la mise en place d'un réseau de mesures assez semblable à celui qui fonctionne sur l'Etna.

Une première mission a donc consisté en la sélection d'un site pour y implanter les différents capteurs, compte tenu de diverses considérations: intensité des phénomènes, degré de perturbation en zones urbaine ou suburbaine, sécurité des capteurs et du système d'émission, accessibilité ... c'est la solfatare de Pouzzoles qui a été retenue.

Une campagne systématique de mesures, en partie réitérées, des paramètres de température, polarisation électrique spontanée du sol, résistivité électrique des terrains a permis de choisir les implantations des capteurs destinés à la surveillance de l'activité volcanique.

On présente, en les discutant, les résultats de cette campagne et des premiers enregistrements.

Ge18
RESULTATS DES MESURES MAGNETO-TELLURIQUES EFFECTUEES SUR L'ETNA PENDANT LES ERUPTIONS DE 1983 ET DE 1984

A. DUPIS Centre de Recherches Géophysiques
J.P. DECRIAUD 58150 Pouilly-sur-Loire

En juin et juillet 1983 et en juin 1984, pendant les éruptions, on a procédé à des mesures magnéto-tellurique sur l'Etna. Elles ont consisté en l'éxcution de quatorze sondages lents et d'une cinquantaine de mesures audio-magnéto-telluriques (A.M.T.).

On discute l'interprétation tant géophysique que structurale des données recueillies en tenant compte des conditions particulières dans lesquelles l'opération s'est effectuée.
La méthode A.M.T. identifie très bien la fracture majeure liée à l'éruption qui se manifeste par une baisse très sensible de la résistivité apparente. Les sondages lents, pour leur part, mettent en évidence des formations conductrices qu'il est difficile d'accorder avec le schéma proposé par R. Schick et al. La forte conductivité électrique de ces horizons pouvant aussi bien être due à l'existence d'aquifères chargés et chauds qu'à la présence de magma fluidifié à plus ou moins grande profondeur.

L'observation d'une évolution dans le temps de certaines mesures en A.M.T. est discutée ainsi que les conséquences qu'on pourrait en tirer quant à la surveillance directe ou indirecte de la situation de magma en profondeur.

Dans les îles Eoliennes des sondages M.T. lents ont également mis en évidence des zones très conductrices à des profondeurs kilométriques.

## Ge19
### SURVEILLANCE SISMOLOGIQUE DE L'ETNA AU MOYEN DU SYSTEME ARGOS-

J.P.GLOT(*),S.GRESTA(**),G.PATANE'(**),G.POUPINET(*)

Des stations sismologiques autonomes, à détection automatique et retransmission par satellite, ont été installées sur l'ETNA à la suite de l'éruption de Mars 1983. Leur répartition a été choisi pour compléter le réseau sismologique de l'Université de CATANE.

Les comparaisons des résultats fournis par les 2 réseaux sont satisfaisantes. La mise en commun des données fournies par les stations ARGOS et celles de CATANE a permis la localisation d'une cinquantaine d'évènements supplémentaires qui n'auraient pu être traités isolément (nombre d'arrivée trop faible).

Les 3 et 4 Juin 1983 une brève activité sismique de moyenne profondeur a ainsi pu être mise en évidence. Les hypocentres de ces séismes sont nettement regroupés dans une zone verticale de 5km de largeur, située entre 10 et 40km de profondeur et de direction NO-SE.

L'essentiel de l'activité sismique enregistrée en dehors de cet épisode est superficielle (0-5km) et regroupée dans la zone sommitale.

On concluera sur les avantages et les limites de ce type d'instrumentation et on définira, dans le cas de l'ETNA, les améliorations à apporter au système.

## Ge20
### INSTRUMENTATION DE MESURE POUR LA VOLCANOLOGIE

M. HENROTTE
Centre de Recherches Géophysiques
Garchy - 58150 Pouilly-sur-Loire

Ce rapport rédigé à la suite d'interViews de différents laboratoires impliqués dans le P.I.R.P.S.E.V. propose une définition des notions de surveillance volcano-logique, d'étude des mécanismes, et d'information de protection civile.

D'autre part, il aborde de manière non exhaustive les différents domaines de mesure ainsi que certains aspects techniques de mesure in situ.

Enfin, il présente une structure d'instrumentation permettant de tirer le meilleur profit des expériences acquises et propose une réflexion pour les expériences futures.

## Ge21
### SYSTEME DE REGULATION/PROGRAMMATION DE PRESSION SUR UN APPAREIL DE TYPE PISTON-CYLINDRE.

G. Humbert, Ph. Champeval, A. Jambon, J. Lehmann, J. Roux.

Classiquement la pression dans la cellule expérimentale est transmise par un vérin hydraulique, la montée en pression dans le circuit d'huile étant assurée par un compresseur. Nous avons ajouté à ce montage un vérin monté en dérivation sur le circuit d'huile. Lorsque le circuit est fermé, les déplacements de ce vérin modifient la pression de l'huile dans le circuit et par conséquent dans la cellule expérimentale. La course de ce vérin a été calculée de façon à permettre une variation de pression dans la cellule expérimentale de 40 kbars sans intervention du compresseur. Ce vérin est actionné par un moteur à courant continu et la pression est mesurée par une jauge de contrainte. Un micro-ordinateur assure la commande de ce moteur. Nous possédons ainsi un système très souple, qui permet nous seulement de réguler la pression autour d'un point de consigne mais aussi de programmer des cycles de variations de pression.

GIS BRGM- CNRS CR5CM
1A, rue de la Ferollerie
45045 ORLEANS Cedex.

## Ge22
### LE GEORAN II
KASSER M., I.G.N. 2,Avenue Pasteur 94160-ST MANDE

Cette étude a démarré en Octobre 1980 à partir d'une étude (GEORAN I) réalisée par le NPL, laboratoire anglais à Teddington, Middlesex (chercheurs : MM. Froome et Bradsell). Une nouvelle conception de l'optique a été recherchée tout d'abord, au laboratoire d'Optique Appliquée à l'Ecole Polytechnique dirigé par M. A. Orzag, grâce à un financement IGN et PIRPSEV. Un prototype du GEORAN II a fonctionné fin 1982. A cette date, une publication de l'avancement des travaux a été faite lors du Congrès OPTO 1982, et une petite société de Bois-Colombes la SOPRA (fabricants de lasers et de matériel de laboratoire) a accepté d'assurer le développement industriel ; un financement de l'ANVAR est intervenu en 1984. Le prototype industriel est attendu pour la fin de l'année 1984.

Les caractéristiques techniques sont les suivantes :

Précision : 0,1 mm + 10⁻⁷ x (distance mesurée)

Poids : moins de 20 kg

Alimentation : batterie de 12 V. Consommation 3 A maximum.

Portée : de 200 m à 50 km

Les applications sont essentiellement géodynamiques (zones sismiques, bordures de plaques tectoniques, volcans et zones éruptives).

<footnote>(*)IRIGM-Laboratoire de Géophysique interne et Tectonophysique.
BP68-38402 SAINT MARTIN D'HERES CEDEX-FRANCE</footnote>

<footnote>(**)Istituto di Scienze della Terra-Università di CATANIA
Corso Italia,55-95129 CATANIA-ITALIE</footnote>
Ge23

CORRELATION SPATIALE ENTRE LES POTENTIELS ELECTRIQUES SPONTANES (PS) ETLES ANOMALIES THERMIQUES DU SOL A L'ETNA. SURVEILLANCE PS. RESULTATS PRELIMINAIRES.

JF LENAT (IPG de Paris, Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise, La Réunion)

Une correlation spatiale entre la PS et la température du sol a été mise en évidence lors d'une étude de la partie sud de la zone sommitale de l'Etna. La corrélation est particulièrement claire pour les anomalies de courte longueur d'onde correspondant aux intrusions fissurales. Des anomalies PS de plus grande longueur d'onde sont associées aux cratères centraux et à la rift-zone sud.

Un réseau de trois électrodes permanentes a été installé. Elles sont reliées au système d'acquisition et de télétransmission par satellite mis en oeuvre par Archambault. Les électrodes sont du type Pb-PbCl2 (Petiau et Dupuis 1980) qui possède une très faible dérive et un faible coefficient thermique. Les éléments du réseau sont protégés contre la foudre.

Des variations importantes de la PS sont suivi des crises sismiques en Octobre et Janvier 1982 et ont été associées à l'éruption de 1983.

Ge24

MODELISATION DES DONNEES AEROMAGNETIQUES
DES VOLCANS KILAUEA ET HUALALAI (HAWAII)

JF LENAT * et DB JACKSON**

* (IPG de Paris, Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise, La Réunion)

** (U.S. Geological Survey, Hawaiian Volcano Observatory)

Une première interprétation des données d'une nouvelle carte aéromagnétique d'Hawaii (données à altitude constante par rapport au sol) a été faite sur deux régions de l'île : la rift-zone est (RZE) du Kilauea et le volcan Hualalai.

Un dispositif particulier d'anomalies est associé à la RZE du Kilauea : une anomalie intense, de type positif, qui correspond à l'extension en surface de la RZE est située sur l'axe d'une anomalie de type inverse trois à quatre fois plus large qui ne peut avoir pour origine qu'une structure peu ou pas aimantée à l'intérieur de l'édifice. L'axe positif est identifié à la partie supérieure du complexe des dykes du système intrusif de la rift-zone. Ces intrusions sont nettement en dessous de la température de Curie (Tc) et sont plus magnétiques que les coulées encaissantes. En profondeur, ces intrusions sont progressivement à des températures plus élevées ; vers 2.5 à 3 km la Tc peut être franchie, alors que plus bas encore des températures magnatiques sont probables (zone asismique). La région magnétique représenterait donc la partie profonde des intrusions de la RZE et l'auréole thermique dans l'encaissant. Cette interprétation, en accord avec ce qui est connu de l'activité magmatique de la RZE, éclaire d'une façon nouvelle la connaissance de l'état thermique de l'évidence.

Ces résultats ont servi de comparaison à une étude silmière sur le volcan Hualalai où on a pu mettre en évidence une structure magnétique comparable. Ce résultat montre "l'état de fraîcheur" jusque là mal connu du volcan Hualalai qui pourrait donc constituer une cible geothermique intéressante.

Ge25

STRUCTURE DU RIF D'ASAL-GHOUBBET AU MOYEN DE PROFILS SISMIQUES.

J.-C. Lépine, F. Ferrucci, J.-C. Ruegg.

Une campagne de profils sismiques courts (15 km) a été menée dans le rift d'Asal-Ghoubbet (République de Djibouti) qui est considéré comme l'équivalent d'un segment de dorsale océanique émergé.

Trois profils inversés ont été implantés parallèlement à l'axe d'expansion, dont un sur l'axe même.

Les caractéristiques de la croûte sous-jacente mises en évidence sont:

- la présence de 3 couches principales (2.0 km/s, 3.5 km/s, 6.4 km/s),

- une interface 2.0/3.5 subhorizontale (pendage infé rieur à 5°) et peu profonde (quelques centaines de mètres) pour les trois profils.

- un fort pendage (10-15°) faisant remonter l'interface 3.5/6.4 :

- de 3.5 km de profondeur au niveau du lac Asal à 1 km seulement en bordure du Ghoubbet, sur l'axe du rift.

- de 5 km à 2 km sur le profil situé au niveau du flanc nord du plancher interne.

L'interface 3.5/6.4 atteinte sur le profil Sud, situé à 2 km à l'extérieur du Plancher Interne, est par contre subhorizontale (2 km de profondeur).

- Un fort coefficient de Poisson (>0.30) dû probablement à la fusion partielle des roches à très faible profondeur.

Ge26

CONTRIBUTION DE LA METHODE MAGNETOTELLURIQUE A LA CONNAISSANCE VOLCANO-STRUCTURALE ET GEOTHERMIQUE DES REGIONS DE LA MONTAGNE PELEE ET DE MORNE ROUGE.

Ph. MARIE*

Y. BENDERITTER*

A. DUPIS**

* Institut Mixte de Recherches Géothermiques - BRGM/AFME BP 6009 45060 ORLEANS CEDEX

** C.R.G. GARCHY - 58150 POUILLY S/LOIRE

Dans le cadre de l'étude géothermique des Antilles, des mesures audio-magnétotelluriques et magnétotelluriques basse-fréquence ont été effectuées lors de différentes missions (Avril et Novembre 1981, Mars à Mai 1983) dans le Nord de l'île de la Martinique (Montagne Pelée, Morne Rouge).

L'analyse et l'interprétation de plus de 200 sondages audio-magnétotelluriques et de 30 triplets de stations magnétotelluriques basse-fréquence (100 Hz-100 s) (soit 89 stations) ont permis de mettre en évidence une couche conductrice de surface dans les premières centaines de mètres et d'importantes anomalies de conductivité dans la croûte et à la limite croûte-manteau ; on observe des conducteurs profonds ou intermédiaires qui se trouvent parfois à moins de 5 km ou 1 km de profondeur.

La mise en évidence de corrélations entre ces données M.T. et la géologie ou d'autres méthodes géophysiques (électrique, gravimétrie,...) nous a permis de dégager les grands traits structuraux de cette région et de préciser (voire de modifier) l'image que l'on s'en faisait déjà. Ainsi, en reliant l'apparition (ou l'absence) de niveaux conducteurs profonds aux structures tectoniques, nous avons pu montrer une étroite liaison au moins ancienne sinon récente entre le bloc Pelée et le bloc Champflore-Morne Rouge. C'est à la croisée de ces deux blocs qu'il convient de rechercher une cible géothermique haute-énergie et peut-être aussi dans la région du Quartier la Montagne où la méthode A.M.T. a mis en évidence des indices d'une couverture d'un gisement comparable à celle du gisement de Broadlands (Né-Zélande).

Ge27

CODA DES SEISMES LOCAUX

L. MARTEL et R. GAULON, Institut de Physique du Globe de Paris, 4 Place Jussieu, 75230 PARIS CEDEX 05

Un réseau de dix huit stations sismiques avait été installé autour du volcan de la Soufrière au cours de la crise de 1976 en GUADELOUPE. Chaque site était équipé d'un sismomètre 3 composantes de 2 Hz de fréquence propre. Des événements de magnitude locale entre 1.5 et 2.0 ont été enregistrés.
Des spectres d'ondes de volume P et S ont été calculés. Après passage des signaux à travers des filtres Gaussiens centrés sur 2, 5, 10, 20, 30 Hz, on tente suivant Aki, d'ajuster par moindres carrés la variation en fonction du temps de l'enveloppe de la coda en supposant une dispersion géométrique et une atténuation globale incluant l'atténuation intrinsèque et la diffraction. Cette étude de la coda montre que les valeurs de la variation d'amplitude en fonction du temps sont identiques pour les 3 composantes, en accord avec la théorie de rétro-diffusion de Aki et Chouet (1975) pour des hétérogénéités distribuées aléatoirement dans la Terre. Des observations de même type dans les Pyrénées confirment ces résultats.

En supposant que l'atténuation dépende de la fréquence suivant la loi $Q = \beta f^{\alpha}$ nous trouvons

pour la Guadeloupe $\beta = 50$, $\alpha = 0,8$

pour les Pyrénées $\beta = 75$, $\alpha = 1,0$

Pour les très courtes distances les résultats obtenus ne sont pas cohérents avec une dispersion géométrique d'ondes de volume.

## Ge28

PROPRIETES ELECTRIQUES ET STRUCTURE DE LA CROUTE SOUS LE RIFT D'ASAL (DJIBOUTI) D'APRES LES SONDAGES MAGNETOTELLURIQUES PROFONDS.

PHAM V.N., BOYER D., LAGAS, ENSG, - B.P.' 40 - 54501 VANDOEUVRE LES NANCY

Les résultats des sondages magnéto-telluriques (M.T.) profonds à très large gamme de fréquence ($10^{-3} - 10^4$ Hz) ont permis de constater que la résistivité moyenne de la croûte, dans la région du rift d'Asal, est faible, inférieure à 100 Ωm et que l'anisotropie y est peu prononcée.

Ces propriétés peuvent s'expliquer par un modèle faisant intervenir deux mécanismes de conduction électrique : jusqu'à quelques kilomètres de profondeur la conduction est de type électrolytique. Elle est relayée, au delà, par la conduction solide.

Par ailleurs, les résultats M.T. ont mis en évidence l'existence :

1) d'un premier horizon superficiel (à quelques centaines de mètres) très conducteur, correspondant probablement à la nappe d'eau salée ;

2) d'un deuxième horizon conducteur plus profond (à quelques kilomètres) traduisant l'effet d'une forte augmentation de température en relation avec les deux mécanismes de conduction précités : au Sud du nouveau volcan Ardoukôba, cet horizon remonte et correspond à une forte anomalie conductrice qui pourrait traduire l'existence d'un haut-fond de la chambre magmatique à faible profondeur.

## Ge29

PROSPECTION ET SURVEILLANCE DE L'ETNA PAR LES METHODES GEOFLECTRIQUES.

PHAM VAN NGOC, BOYER D. et MASSENET F. LAGAS - ENSG, B.P. 40, 54501 VANDOEUVRE LES NANCY

Depuis 1978, le LAGAS a mis en oeuvre diverses méthodes géoélectriques sur l'Etna afin de localiser avec précision les zones fissurales actives récentes ou anciennes et d'étudier leurs propriétés électriques et leur structure profonde dans le but d'effectuer les surveillances en prévision des éruptions volcaniques. Les méthodes géoélectriques utilisées sont le V.L.F., les méthodes électromagnétiques (E.M.), magnéto-tellurique (M.T.), et polarisation spontanée (P.S.). Les régions étudiées couvrent les zones Nord, Nord Est et surtout le flanc Sud de l'Etna depuis la zone sommitale jusqu'au niveau du refuge Sapienza. C'est ainsi que des fissures cachées ont été mises en évidence notamment sous les Monts Silvestri et à l'Est du refuge Citelli. Dans toutes les zones étudiées, d'importantes anomalies P.S., de plusieurs centaines de millivolts ont été trouvées à l'emplacement des fissures actives notamment dans la région sommitale au Sud du cratère central. Le caractère des anomalies P.S. obtenues durant l'éruption de 1983, confirme que cette éruption est bien une éruption latérale.

Les mesures géoélectriques sur les zones fissurales ont été répétées régulièrement depuis plusieurs années afin d'étudier la variation des anomalies observées dans le temps et de mettre au point un système de surveillance.

## Ge30

STRUCTURE PROFONDE SOUS LE FLANC SUD DE L'ETNA ET LOCALISATION DES RESERVOIRS MAGMATIQUES PAR SONDAGES MAGNETOTELLURIQUES.

PHAM V.N., BOYER D., THERME P., AINARDI J.L., ALLE P., LAGAS - ENSG, B.P. 40, 54501 VANDOEUVRE LES NANCY

La structure profonde sous le flanc Sud de l'Etna a été étudiée par la méthode de sondage Magnéto-tellurique (SMT).

Les résultats S.M.T. ont mis en évidence :

- une zone conductrice superficielle de direction NS longeant approximativement la branche Sud de la "rift-zone",

- un "dyke" conducteur relayant en profondeur la zone conductrice superficielle, mais légèrement décalé vers l'Est.

- une grand accident de direction SW-NE à l'Ouest du refuge Sapienza.

- une zone très conductrice à l'aplomb de la partie S.E. du cratère central.

Cette dernière zone conductrice, de résistivité de l'ordre $d'1Ωm$ seulement, et dont le toit se situerait vers 1500 m de profondeur sous la surface du sol, pourrait indiquer la présence d'un réservoir magmatique relative-ment superficiel sous la partie S.E. de la zone sommitale.

## Ge31

RESEAU SISMOLOGIQUE SEISPACE: UN NOUVEL OUTIL POUR LA RECHERCHE VOLCANOLOGIQUE.

par G. Poupinet
ERA CNRS 603, IRIGM
38402 St Martin d'Hères

Les études simologiques sur volcan actif ont pour but :

- la localisation précise des hypocentres et la détermination des mécanismes au foyer et des propriétés des sources

- la description tridimensionnelle des structures profondes

- le contrôle des variations temporelles de l'édifice.

Pour atteindre l'un ou tous ces objectifs, un volcan doit être équipé d'un réseau dense de capteurs. Un équipement sismologique léger, transmettant des données compactées par satellite, a été conçu en collaboration avec un industriel CEIS-Espace. Ce réseau est constitué de stations microprogrammables disséminées sur le terrain, et d'une station de réception directe qui récolte les messages dans un rayon de 1000 km Le programme implanté dans chaque station est adaptable au problème sismologique que l'on souhaite traiter en priorité. Un microcalculateur associé à la station de réception effectue le tri et l'archivage des données et un traitement préliminaire. Ce matériel est mis au point avec ARGOS, mais il est conçu pour fonctionner avec METEOSAT qui transmet environ 18 fois plus de données.

## Ge32

VOLCANOMAGNETISME : REFLET DES VARIATIONS DE PRESSION OU DE TEMPERATURE DE MAGMA.

J.P. Pozzi¹, C. Philippe², J.L. Le Mouël¹,

J.C. Rossignol³, J. Zlotnicki¹.

1. I.P.G. Paris, 4, Place Jussieu, 75230 PARIS.

2. E.S.A.M. Bd de l'Hôpital, 75013 PARIS.

3. I.N.A.G. 77, Avenue Denfert Rochereau, 75014 PARIS.
Les variations magnétiques liées à l'activité volcanique sont le plus souvent interprétées par le piezomagnétisme. Les divers modèles proposées donnent en général des anomalies d'un ordre de grandeur comparable à celui des anomalies observées d'une dizaine de nT. Cependant les mesures effectuées en Guadeloupe sur plusieurs années ont permis de mettre en évidence des variations de beaucoup plus longue période et de plus faible amplitude (quelques nT par an). Il paraît cette fois plus difficile d'attribuer ces variations aux effets des contraintes d'origine magnatique. Or les mesures de température des forages, en particulier au Col de l'Echelle (profondeur 77 m) proche du dôme ont montré une décroissance régulière de la température de l'eau du forage depuis la fin de l'activité visible du volcan. Ce refroidissement des roches du volcan doit se traduire lui aussi en surface par une anomalie.

Nous nous proposons de calculer cet effet et de le
comparer à celui qui résulte du piezomagnétisme. Pour un
même modèle de volcans, nous avons calculé:

1. l'anomalie magnétique produite par une surpression magnatique ΔP.

2. l'anomalie magnétique produite par un réchauffement ΔT du magma.

Ces variations étant supposées se produire avant l'éruption.

Le résultat du calcul est que l'anomalie magnétique produite par un réchauffement du magma de quelques dizaines de degrés a une amplitude comparable à celle que produit une surpression de 800 bar supposée nécessaire à une éruption dans le modèle choisi. L'anomalie calculée correspond à l'équilibre thermique atteint au bout d'un temps très long et son amplitude dépend fortement de la loi aimentation/température adoptée. L'anomalie qui correspond au régime transitaire doit donc être calculée et les lois expérimentales de magnétisme des roches doivent être déterminées sur un plus grand nombre d'échantillons.

Cependant les amplitudes des anomalies montrent qu'il est nécessaire de prendre le phénomène thermomagnétique en considération sous forme d'une évolution à long terme des anomalies volcano-magnétiques.

Ge33

MESURES VOLCANOMAGNETIQUES SUR L'ETNA:
PARTICULARITE DES VARIATIONS MESUREES.

J.P. Pozzi *, G. Simon *, Y. Martin *, J. Zlotnicki **,

S. Coutin **, M. Menvielle ** et P. Mousnier **.

Observatoires Volcanologiques * de l'I.P.G.P. **,
4 Place Jussieu, 75230 PARIS CEDEX 05

Après l'exposé des principes de la mesure de l'intensité totale du champ magnétique terrestre sur un réseau et de la réduction des observations, on décrit le réseau créé sur l'Etna et le mode opératoire utilisé. Les résultats sont présentés en insistant sur la présence d'un champ fluctuant de courte période qui rend difficile la mise en évidence des variations à long terme d'origine piezomagnétique ou thermique. Les caractéristiques de ce champ fluctuant sont estimées à partir de la dispersion des mesures en différentes stations à défaut d'une fréquence de mesure suffisante pour le décrire exactement. Ce travail montre que l'effet de ce champ se limite à la partie active de l'Etna et que les stations plus périphériques sont peu affectées.

Les profils effectués avec des magnétomètres tri-composantes Askania ont montré l'existence d'anomalies de conductivités classiques de dimensions carctéristiques beaucoup plus importantes.

L'utilisation des stations d'enregistrement continu de l'Institut International de Volcanologie situées hors de l'Etna (à Ramacca) et sur l'Etna (Montagnola) nous a permis de caractériser ce champ perturbateur de façon plus précise en raison de la fréquence d'échantillonnage de 5 min. Ce champ perturbateur peut, par exemple, être lié aux phénomènes d'induction dans des masses magmatiques conductrices situées à faible profondeur.

L'étude de ce champ de variation rapide, en particulier sa relation avec l'activité de l'Etna nécessiterait une maille de mesure serrée et un

échantillonnage rapide. Des appareils inductifs simples seraient mieux adaptés que les magnétomètres nucléaires utilisés actuellement.

Au contraire, la mise en évidence des variations à long terme liées aux phénomènes profonds peut se faire à l'aide de deux stations télémétrées placées l'une dans la partie nord, l'autre dans la partie sud du volcan, et utilisant une fréquence d'échantillonnage suffisante pendant les périodes calmes du niveau de nuit pour éliminer l'influence du champ fluctuant.

Ge34

BANQUE DE DONNEES VOLCANOLOGIQUES

J. TABBAGH CENTRE DE RECHERCHES GÉOPHYSIQUES
GARCHY
58150 POUILLY-SUR-LOIRE

Un système a été développé permettant à
la fois d'archiver et de mettre à la disposi-
tion de la communauté le plus rapidement pos-
sible des données volcanologiques transmises
par le système Argos. On décrit d'abord ce
système puis on indique la façon d'accéder aux
données.

- Le matériel utilisé comporte une HP 85 et un accès au réseau Transpac à 1200 bouds. Un logiciel a été développé sur cet HP 85. Il permet d'interroger quatre fois par jour automatiquement le système Argos à Toulouse. Il récupère, met en forme et conserve dans une mémoire non volatile les données. Puis dans un deuxième temps, il envoie ces données au CIRCE à Orsay ou un logiciel effectue un tri par balise et par date de réception des messages. Au CIRCE différents logiciels ont été développés permettant pour chaque balise de corriger les données des erreurs de transmission, d'interpréter ces données et de les visualiser.

Ge35

METHODE MAGNETIQUE DE DETERMINATION DE LA TEMPERATURE
DE MISE EN PLACE DE DEPOTS PYROCLASTIQUES.

J. Zlotnicki, J.P. Pozzi, G. Boudon et M.G. Moreau
Observatoires Volcanologiques de l'Institut de
Physique du Globe.
Université Paris VI.
4 Place Jussieu
75230 PARIS CEDEX 05 - FRANCE

La connaissance précise de la température de mise en
place de dépôts pyroclastiques (ponces, nuées ardentes,
brèches d'explosion...) sur un édifice volcanique ouvre la
voie à de nombreuses études: thermographies au sein d'un
écoulement, cartographie thermique d'une éruption,
relations entre la nature du magma, son degré de
vésiculation et la température de mise en place...

Le plus souvent, seuls des bois carbonisés ou des
objets enfouis et éparses permettent d’évaluer une
temperature de mise en place. La méthode magnétique
proposée utilise directement les produits des dépôts
pyroclastiques et de ce fait peut être appliquée de façon
systématique à l’ensemble d’un ou de plusieurs
écoulements. Le principe repose sur l’acquisition d’une
aimantation thermorémanente, partielle ou totale selon la
temperature de mise en place, d’un écoulement
pyroclastique dans le champ magnétique terrestre. La méthode consiste à comparer, au cours de deux chauffes successives, la perte de l'aimantation thermorémanente partielle (aimantation acquise lors de la mise en place du dépôt), et la perte de l'aimantation thermorémanente totale acquise artificiellement au cours d'un refroidissement dans un champ magnétique connu.

Si des phénomènes d'oxydation des minéraux magnétiques n'ont pas eu lieu dans le dépôt, la méthode permet d'estimer une température de mise en place à 50 °C près environ entre 150°C et la température de Curie.

Ge36

EFFET VOLCANOMAGNETIQUE SUR LES VOLCANS DES PETITES ANTILLES: SOUFRIERE DE GUADELOUPE ET MONTAGNE PELEE DE MARTINIQUE.

J. Zlotnicki, G. Simon, J.P. Viodé, J.P. Pozzi et J.L. Le Mouël.

Observatoires Volcanologiques de l'Institut de Physique du Globe de Paris. Université Paris VI.

4 Place Jussieu - 75230 PARIS CEDEX 05 (France).

Sur différents édifices volcaniques (Oshima, Ruapehu, Kilauea, Saint-Helens) des variations temporelles anormales du champ magnétique terrestre ont été observées. Ces variations dépassent rarement la douzaine de nanoteslas.

Dans le cas de volcans andésitiques à caractère explosif comme la Soufrière ou la Montagne Pelée, toute activité importante s'accompagne de variations de contrainte. La mise en évidence de tels phénomènes à l'aide d'un réseau magnétique doit répondre principalement à deux critères. D'une part, éliminer des mesures temporelles du champ magnétique les variations non liées à l'activité volcanique (en particulier, les variations transitoires et particulièrement la variation solaire journalière); d'autre part tenir compte, de la répartition spatiale, de la géométrie et des caractéristiques des régions sources des anomalies piezomagnétiques.

Le principe de la méthode réside dans la comparaison, à un même instant, de la différence entre les intensités du champ magnétique en différents points repérés du massif et l'intensité du champ magnétique en une station dite de référence.

Les résultats obtenus en période volcanique calme entre 1979 et 1983 sur le volcan de la Soufrière sont présentés. Pendant cette période, les variations temporelles de la différence entre les stations de Palmiste et Matouba restent confinées dans un intervalle meilleur que 2 n°. Sur la Montagne Pelée, il n'est pas possible de s'affranchir de la zone de forte conductivité anormale d'axe SO-NE située au sud du massif. De ce fait, une méthode simple d'évaluation d'un effet volcanomagnétique journalier est proposée à partir des valeurs numériques reçues à l'observatoire et dépouillées directement sur minicalculateur.

voir aussi: HV24, T4, T7, T8, M22, SL8, Ga13
<figure><img src="image_18.png" /></figure>
GROUPE TECTONOPHYSIQUE

J. MERCIER

Le groupe TECTONOPHYSIQUE du PIRPSEV a orienté son action
sur trois thèmes :

1 - L'étude expérimentale de la fracturation en présence de fluides.
Celle-ci peut permettre à long terme de comprendre les mécanismes de la propagation lente des fissures et la cinématique de celles-ci dans les domaines volcaniques.

2 - Les analyses structurales de terrain, soit à l'échelle régionale (contexte géodynamique), soit à l'échelle locale (fracturation des volcans). Ces études ont pour but d'obtenir des données quantitatives sur les fractures dans les régions volcaniques, fractures qui interviennent soit dans la montée des magmas, soit dans la ruine catastrophique des édifices volcaniques.

3 - La modélisation numérique du comportement mécanique des volcans.

I - ETUDES EXPERIMENTALES DE LA FRACTURATION

Un effort particulier a été fait dans le cadre du PIRPSEV pour
développer deux groupes de recherches expérimentales :

Le premier (groupe de STRASBOURG, GUEGUEN) s'est donné pour
but d'étudier la propagation lente des fissures par corrosion sous contrainte
dans des monocristaux d'olivine et de mesurer in situ (par dispositif optique)
la vitesse de propagation de ces fissures en fonction (1) de la température,
(2) de la pression partielle de fluides. Il s'agit là d'un travail qui, à long terme,
peut permettre de mieux comprendre l'étape de déformation lente qui précède
la rupture catastrophique des volcans.

Le deuxième groupe (NANTES, A.NICOLAS) s'intéresse davantage
aux aspects cinématiques de la fracturation hydraulique progressive liée à
l'extraction des magmas issus de la fusion partielle des lherzolites. Une
lherzolite soumise à une déformation plastique peut contenir jusqu'à 9% de
fusion de façon stable. Au delà de ce seuil, les magmas générés percolent
et il y a montée spontanée de ceux-ci par fracturation hydraulique. Ce groupe
aborde ce problème par deux approches différentes. La première cherche
à reconnaître les différentes étapes de l'extraction des magmas basaltiques
par l'analyse structurale de divers massifs lherzolitiques. L'autre, par simulation
expérimentale sur mélange de paraffine, cherche à préciser les seuils de
percolation dans un milieu soumis à déformation. Ce groupe s'est donc donné
comme but de préciser la cinématique de la fracturation hydraulique
progressive qui explique le caractère épisodique du volcanisme des zones
d'expansion.

Le PIRPSEV a donc favorisé le développement de deux groupes
expérimentaux s'intéressant à la tectonophysique des volcans. Il a par ailleurs
aidé à terminer un cycle d'expériences sur la dégradation de basalte à haute
temperature, en présence d'eau (groupe de LILLE, J.PAQUET).
## II - ANALYSES STRUCTURALES DE TERRAIN

### 1 - Analyses structurales dans un cadre régional

Il s'agit là en fait d'études néotectoniques de failles récentes dans des régions volcaniques. De telles études ont été menées (groupe de MONTPELLIER, ARTHAUD) dans deux contextes géodynamiques différents : les zones d'expansion (Afars et Islande) et les zones de subduction avec une forte composante en décrochement (Arc indonésien). De telles études peuvent apparaître comme ressortissant plus de programmes géodynamiques que du programme propre du PIRPSEV. En fait, elles permettent, avec l'étude des mécanismes au foyer des séismes et dans certains cas de mesures de contraintes in situ, de définir l'état de contrainte régional (et son évolution au cours du temps). Il apparaît vraisemblable que c'est cet état de contrainte régional qui contrôle l'orientation des fissures par lesquelles montent les magmas et qui, par conséquent, contrôle la localisation des édifices volcaniques. Il apparaît donc indispensable de poursuivre ces études structurales régionales mais peut-être en les focalisant davantage sur un nombre restreint de "volcans-laboratoires", de "provinces volcaniques tests" dont on cherchera à modéliser le comportement mécanique ; nous reviendrons sur ce point.

### 2 - Analyses structurales locales

Il s'agit là d'un autre problème puisqu'il faut inventorier toutes les déformations d'un édifice volcanique qu'elles soient liées à la tectonique régionale, à la montée des magmas ou aux effets topographiques. De telles études ont été initiées par le PIRPSEV essentiellement à la Réunion (Piton de la Fournaise) et sur l'Etna. Il faut en fait acquérir des données quantitatives soit sur les discontinuités (failles, fissures, conduits d'émissions...), soit sur les déformations d'ensemble de l'édifice volcanique, données qui puissent servir à modéliser le comportement mécanique du volcan.

- Des analyses structurales de surface ont été menées sur le Piton de la Fournaise (Chevallier et Gratier, Bachélery et Thomas). Elles concernent la cinématique d'une part des failles des parties profondes du cône volcanique et, d'autre part, des fissures de sa partie sommitale. Ces données sont indispensables aux modélisations mais il faut bien dire qu'il a été difficile d'intéresser des groupes de structuralistes à ce type d'analyse. Il serait sans doute plus efficace de former à ce type d'études des volcanologues de terrain en les incitant à collaborer étroitement avec des groupes de Néotectoniciens.

- Les déformations d'ensemble des édifices volcaniques. Ces déformations qui précédent, accompagnent et suivent les éruptions volcaniques, ont été étudiées très soigneusement sur plusieurs "volcans laboratoires", plus particulièrement sur le Piton de la Fournaise et sur les Afars. Le PIRPSEV a su initier là un groupe très efficace (voir rapports de BLUM et de RUEGG) utilisant une panoplie très complète de mesures : photogrammétrie, inclinométrie, géodésie... Dans ce domaine, l'action du PIRPSEV peut être considérée comme un succès.

## III - MODELISATION DU COMPORTEMENT MECANIQUE DES VOLCANS

Lorsque la pression de fluide augmente dans un volcan, l'équilibre de celui-ci peut devenir instable et conduire à la ruine catastrophique de l'édifice volcanique. Deux équipes ont plus particulièrement travaillé à la modélisation d'un tel comportement.
La première (GRATIER et PAUL, Grenoble) utilise un programme de blocs non déformables déjà existant, le programme bidimensionnel de Coyne et Bellier et s'est intéressée surtout à l'éruption du Mont-Ste-Hélène qui est bien documentée. Utilisant les profils topographiques bien connus, et une coupe géologique du volcan, une montée en pression correspondant à une arrivée de magma dans le volcan a été simulée. Cette équipe a pu montrer que le coefficient de frottement entre les blocs conditionne le mode de rupture sous pression ; pour une valeur de tgY= 0,5, les deux phases de déformation, gonflement général du volcan et effondrement du graben sommital qui ont précédé l'explosion du volcan en mai 1980 ont pu être bien simulées.

Le deuxième groupe (SASSI et CAREY-GAILHARDIS, Orsay) a eu une approche différente. Il a essentiellement travaillé sur l'adaptation d'un autre programme (programme UDEC de CUNDALL) à ce type de problème. L'avantage de ce programme UDEC est qu'il permet de simuler (toujours en deux dimensions) le comportement du volcan avec des blocs ayant une déformabilité interne et en autorisant de grands déplacements. Ce programme a permis de retrouver des résultats très voisins de ceux obtenus sur le Ste-Hélène par le programme de Coyne et Bellier, bien que les approches numériques soient très différentes.

Le groupe de Tectonophysique du PIRPSEV me paraît devoir poursuivre son travail dans deux voies, l'une à long terme, l'autre à plus court terme.

A long terme, les travaux expérimentaux devraient tendre à mieux définir la cinématique de propagation, lente, des fissures par corrosion sous contrainte qui joue sans doute un rôle important avant la rupture catastrophique. Ils devraient aussi permettre de mieux définir les paramètres qui contrôlent la cinématique de la fracturation hydraulique liée à la montée du magma.

A plus court terme, il me semble indispensable de focaliser les analyses structurales, régionales et locales, sur quelques provinces volcaniques-tests, où d'autres moyens d'investigations importants (entre autre géophysiques) peuvent être concentrés. Ces analyses structurales devraient être nécessairement couplées à des essais de modélisations mécaniques des édifices volcaniques. Le passage des programmes de 2 à 3 dimensions apparaît indispensable pour une bonne compréhension du comportement mécanique de ces édifices, mais il faut en accepter le coût financier.
T1

CONTROLE TECTONIQUE DU VOLCANISME QUATERNAIRES
DANS LE SUD DE SUMATRA (INDONESIE)

ARTHAUD François*, BAHAR Irwan**,
ETCHECOPAR Arnaud*

A Sumatra, les volcans actuels et récents sont alignés le long de la "Semangko Fault" longue de plus de 1500 km et parallèle à la zone de subduction.

Le contrôle tectonique du volcanisme peut être déduit de trois types de données:

* Analyse directionnelle des alignements de cônes adventifs et de fissures émissives,

* Etude microtectonique (et tectonique) du substratum des volcans,

* Interprétation des mécanismes au foyer des séismes.

A partir de ces données, on montre qu'un certain nombre de facteurs tectoniques contrôlent le volcanisme récent et ses relations avec les structures d'échelle crustale.

- La localisation, la migration dans le temps, l'orientation en surface des centres émissifs quaternaires sont controlées dans presque tous les cas par des fractures héritées de l'histoire anté-pliocène et non par le champ de contraintes.

- L'étude microtectonique a mis en évidence deux jeux successifs de la Semangko Fault: l'un décrochant dextre entre le Crétacé et le Pliocène : l'autre en extension NNE-SSW contempo-rain du volcanisme.

- L'arc volcanique correspond, au moins en surface, à une zone en distension le long de la faille et sépare deux zones en compression (fosse et bassin arrière-arc). Ce dispositif peut s'expliquer en combinant un champ de contraintes régional en compression dû à la convergence des plaques et un champ de contraintes de type hydrostatique lié à la présence de magmas en surpression par rapport à leur encais-sant.

T2

TECTONIQUE COMPAREE DES ZONES VOLCANIQUES AXIALES
EN ISLANDE ET AUX AFARS.

ARTHAUD, François et GRELLET, B.

LA Associé au CNRS - USTL 34060 Montpellier-Cédex

- 0 -

Depuis 10 M.A. les dorsales des Afars et d'Is-lande sont caractérisées par des dimensions et des vi-esses d'extension comparables (2 à 3 cm/an pour une zone active de 200 km environ). Cependant l'extension se traduit dans les deux cas par des structures de surface tout-à-fait différentes qui traduisent une évo-lution et une répartition de la déformation différentes.

- Dans le cas des Afars, la tectonique est carac-térisée par des systèmes de failles normales nombreu-ses, à rejet fort, accompagnées d'un basculement sys-tématique des blocs vers l'extérieur du système. En dehors d'une étroite zone centrale les systèmes de fis-sures et de dykes sont rares. La répartition des struc-tures est contrôlée par des fractures antérieures (di-rections rifts africains et Mer rouge).

- En Islande, dans la zone active, les fissures ouvertes, parfois de grandes dimensions dominent lar-gement sur les failles normales; quand ces dernières sont exprimées en surface leur rejet est faible car compensé par des coulées plus récentes. La bordure de la zone active est marquée par des alignements de cen-tres émissifs (et non par des failles majeures). Le pendage d'ensemble des séries est vers l'axe de symétrie. À l'échelle régionale la déformation ne semble pas contrôlée par des structures anciennes.

Les Afars et l'Islande illustrent deux cas extrâmes de champ de contraintes dans lesquels le rôle de la pression lithostatique au toit des chambres est soit faible (Afars), soit grand (Islande).

T3

SURVEILLANCE DES DEFORMATIONS DU PITON DE LA FOURNAISE PAR UN RESEAU DE STATIONS D'INCLINAISON.

P. BACHELERY*, D.B. JACKSON**, J.F. LENAT***,
A. TALIBART*** et P. TARITS***.

* Laboratoire de Geologie, Université de Réunion

** U.S. Geological Survey, Hawaiian Volcano Observatory

*** I.P.G. Paris, Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise.

Compte tenu des difficultés d'accès et de l'importance des dénivelés au Piton de la Fournaise, la mise en oeuvre d'un réseau de stations d'inclinaison constitue une des méthodes les plus efficaces pour suivre, dans le temps, les déformations de surface liées à l'activité volcanique, dans un espace aussi vaste que la caldera de l'Enclos Fou-qué et les parties plus externes du massif. Le principe de ces stations, décrit par ailleurs (Talibart 1984) est de déterminer, à partir d'un nivellement de précision pé-riodique sur des figures de petites dimensions (carré ou triangle équilatéral de 40 m de côté), les variations d'inclinaison des flancs en différents points du volcan.

Afin de limiter les charges transportées dans les zones éloignées ou d'accès difficile nous avons testé un dis-positif de mires construit à l'Observatoire Volcanologi-que d'Hawaii. Pour ces mires la bande graduée en invar est amovible de son support ; ce dernier peut être lais-sé en permanence sur le terrain et seule la bande graduée est à transporter. Les supports peuvent être haubannés durant la mesure (théoriquement une seule personne peut alors effectuer toutes les opérations). Les tests ont montré que la qualité de ce matériel est adaptée aux exigences de la précision recherchée.

T4

STATION CLINOMETRIQUE SUR L'ETNA AVEC TELETRANSMISSION
PAR BALISE ARGOS.

Responsable : P.A. BLUM

Le projet consistait en l'installation d'une station clinométrique à Serra-La-Nave, télétransmise par Argos, via un interface. Le retard pour la réal-i-sation de cet interface ainsi que des discussions avec des collègues italiens ont conduit a adjoindre deux autres stations (Grotte des Colombes à Nicolosi, Observatoire Volcanologique de Pizzi Deneri). La présence en 1985 d'un géophysicien français à Catane jointe à la mise au point d'un nouvel interface Argos au laboratoire de Sismologie de l'IPG devrait permettre de rendre opérationnelles en 1985 ces trois stations.

T5

ETUDE DES DEFORMATIONS DU PITON DE LA FOURNAISE
PAR PHOTOGRAMMETRIE DE PRECISION

Responsables : P.A. BLUM (IPGP), G. DUCHER (IGN)

Le dépouillement et le traitement de photographies aériennes permet, à partir de deux prises de vue, de cartographier la déformation d'environ 10 km² de la zone sommitale du Piton de la Fournaise, avec une précision d'environ 2 cm sur les coordonnées. La resti-tution photogrammétrique s'appuie sur un réseau géodé-sique d'environ 25 points dans la zone sommitale, dans et autour de la Caldera, dans l'arrière pays ; ce réseau constitue un élément majeur pour la surveillance régu-lière des déformations du volcan.
Marginalement à l'opération principale un réseau
de microgédésie (quelques dixièmes de mm sur la
position des points) a été implanté dans le cratère
Bory ; un réseau gravimétrique précis a été établi.

A partir des photos aérienne IGN (à but cartographique) on a pu calculer le volume de coulées de lave et établir des profils d'altitude (quelques décimètres de précision) de l'ensemble du volcan.

T6

FISSURATION DES ROCHES EN PRESENCE DE FLUIDES.

M. Darot - Y. Gueguen
Laboratoire de Physique des Matériaux
IPGS - 5 rue Descartes 67084 Strasbourg Cedex

La fissuration en contexte volcanique présente deux par-
ticularités essentielles : (1) il s'agit d'une fissura-
tion à haute température et (2) il s'agit d'une fissura-
tion en présence de fluides. Dans de telles conditions,
le comportement fragile des matériaux ne peut pas être
approximé par le comportement habituellement observé à
basse température. Soulignons aussi que dans les condi-
tions considérées, le comportement mécanique est dépen-
dant du temps. Ce point est fondamental pour le développe-
ment de modèles qui s'intéressent à l'aspect prévision-
nel. Les travaux effectués dans le cadre du PIRPSEV ont
été essentiellement la réalisation, entre fin 82 et début
84, de l'appareil de fracturation contrôlée. Celui-ci
permet d'étudier des éprouvettes de 4x40x100 mm. La char-
ge est appliquée par l'intermédiaire de poids, mais l'app-
pareil pourra être adapté ultérieurement sur une machine
d'essai. Les performances de cet appareil D.T. sont les
suivantes :

- Température : jusqu'à plus de 500°C

- Atmosphère contrôlée

- Suivi direct (optique) et indirect (capteur) de la propagation de la fissure.

Après une phase d'essais sur des éprouvettes de verre et de grès, une étude systématique sur les roches (grès, basaltes, quartz) est en cours. Seules quelques données sur des laves (andésites et basaltes) sont disponibles actuellement, mais elles n'ont été obtenues qu'à température ambiante (Waza et al., 1980). L'obtention de données réalistes est nécessaire pour l'élaboration de modèles visant à prévoir et interpréter le comportement mécanique du volcan lors d'une montée de magma.

Références : Fracture parameters in Fontainebleau sand-
stone : experimental study using a high temperature
controlled atmosphere double torsion apparatus. M. Darot,
T. Reuschlé, Y. Gueguen (en préparation pour Internal
Journal of Rock Mechanics).

T7

ETUDE STRUCTURALE ET MESURES DE DEFORMATIONS A LA
SOUFRIERE DE LA GUADELOUPE.

par Ph. JULIEN* et J.R. BONNETON **

*Observatoires Volcanologiques (Tour 24)-I.P.G.P.-Univ.
P. et M. Curie-4, place Jussieu, 75230 PARIS CEDEX 05

**Laboratoire de Géologie (G.I.R.C.A.S.T)-Univ. Antilles-Guyane-B.P. 592 - 97167 POINTE-A-PITRE CEDEX

Dans le cadre de la surveillance de la Soufrière de
Guadeloupe, une étude de la tectonique cassante du dôme
volcanique a été réalisée. L'analyse structurale de deux
failles actives (faille du 30 août 1976 et faille du
Breislack) a permis de mettre en évidence des marqueurs
tectoniques, stries en particulier, et de définir dans
un plan horizontal un même état de contrainte local en
plusieurs points du volcan (contrainte max : N120E ;
contrainte min. : N30E).

Les déformations observées par extensométrie à la
faille du 30 août 1976 (décrochement senestre accompagné
d'un mouvement de serrage et d'une surrection du compar-

timent Est relativement au bloc Ouest) sont tout à fait
compatibles avec les résultats précédents et montrent
une certaine stabilité dans le temps des contraintes.

A titre indicatif, les mesures d'inclinaisons
réalisées au cours des dernières années ainsi que des
mécanismes aux foyers obtenus lors de crises sismo-
volcaniques récentes sont présentés.

T8

ETUDE D'UN RESEAU DE MESURE DE DEFORMATIONS SUR
L'ETNA (SICILE, ITALIE )

KASSER M. I.N.G. 2Avenue Pasteur 94160 ST MANDE

Cette étude financée par le PIRPSEV en 1983 avait
pour finalité la conception d'un réseau optimisé de
mesures de déformations. Les techniques de topographie
d'aujourd'hui permettent en effet une analyse globale
des déformations tant planimétriques qu'altimétriques.

Le site de l'ETNA est caractéristique et cette
étude est parfaitement transposable à des quantités
d'autres sites volcaniques.

Les techniques mises en jeu s'appuient :

- sur des mesures de distances de haute précision depuis des sites lointains sur des réflecteurs passifs fixés sur le volcan ;

- sur des mesures de nivellement indirect de haute précision connectant des points sur les sites réputés sensibles de l'édifice.

Le propos final est de permettre une réobservation
du réseau complet en très peu de temps (quelques jours).

Une étude semblable a été commencée sur le volcan
POAS au Costa-Rica.

T9

DEFORMATIONS DU SOL DE L'ETNA.

J.B. Murray

Dépt. de Physique, Univ. de Chambéry

Les résultats de ces dernières années ont montré
que l'Etna se déforme d'une façon bien différente de
celle des volcans soit-disant classiques (e.g. Kilauea).
Cette propriété est due apparemment à :

1) une topographie plus complexe;

2) des différences dans le système de canalisations internes du volcan;

3) un déséquilibre créé par la surcharge des accumulations importantes de laves dans les zones d'éruptions récentes.

Ces conclusions entraînent des implications pour
l'emplacement des appareils de surveillance sur d'autres
volcanes semblables, ainsi que sur la prévision des
eruptions.

T10

MESURE DU VOLUME DES LAVES DE L'ETNA PAR
RELEVES TOPOGRAPHIQUES.

J.B. Murray

Dépt. de Physique, Univ. de Chambéry

Les estimations du volume d'une même coulée de lave
varient beaucoup selon les auteurs et les méthodes utili-
sées. Les évaluations faites d'après le débit des laves
aux bouches éruptives se heurtent à la difficulté de dé-
terminer la profondeur du canal effusif, à l'existence
d'importants gradients de vitesse à travers le canal et
en profondeur, à la présence de bouches résurgentes
difficiles à identifier et au fait que toutes les bouches
ne peuvent être observées en permanence. Ces incertitudes
peuvent cumuler des erreurs jusqu'à 400 %. De même, la
méthode consistant à estimer la surface d'une coulée et
à en déduire l'épaisseur d'après la hauteur des fronts montre des variations de 100 à 200 %, suivant les auteurs.

La seule méthode précise consiste à cartographier chaque nouvelle coulée et à comparer le nouveau relevé aux cartes précédentes (Murray, 1977, 1980). Sur la coulée de l'Etna de 1983, un relevé topographique à l'éch. de 1/10.000, comprenant plus de 350 mesures d'épaisseur réparties sur l'ensemble du champ de laves, a été effectué. Il en résulte un volume total très inférieur à la plupart des estimations faites jusqu'à maintenant. Grâce à une carte de l'I.G.M. exécutée le 4 mai, on montre aussi que le débit des laves n'a pas diminué autant que le laissaient supposer, après cette date, les observations directes, par hélicoptère ou sur le terrain. 500 mesures d'épaisseur des coulées de 1971 réservent aussi des surprises : malgré les grands écarts de volumes publiés par les auteurs sur la coulée de Citelli, la valeur calculée ici représente seulement un tiers de la plus basse de ces estimations.

De nombreuses hypothèses sur les mécanismes éruptifs, qui mettent en jeu les volumes de lave émis et les taux d'effusion, devront tenir compte de ces nouvelles données.

Réf.: U.K. Res. on Mt Etna, 1975-76, p. 9-12 (1977), et 1977-79. n. 33-42 (1980).

## T11

### MODELE A TROIS DIMENSIONS DU CONDUIT D'ALIMENTATION DE L'ERUPTION DE L'ETNA EN 1983, D'APRES LES MESURES DE DEFORMATION DU SOL.

J.B. Murray,

Dépt. de Physique, Université de Chambéry

A. Pullen,

Dept. of Geophysics, Imperial College of Science and Technology, London

Un réseau de nivellement et de mesures de distances horizontales sur le flanc Sud de l'Etna a été mesuré avant, pendant et après l'éruption de 1983. A l'aide de modèles théoriques de déplacements de surface, on a analysé les importants mouvements mesurés (jusqu'à 126 cm verticalement et plus de 2 m horizontalement) en vue de déterminer la forme et la localisation du conduit d'alimentation en magma de l'éruption. Les résultats montrent qu'un dyke, dont le toit s'étend à peu près horizontalement, relie le site de l'éruption à un point situé près du Cratère Sud-Est. Le sommet du dyke se trouve à une altitude de 2400 à 2500 m et s'enfonce en profondeur sous un angle de 75° à 90° vers l'Ouest.

Des indices supplémentaires montrent que le sommet du dyke actif s'est enfoncé d'environ 150 m entre le 25ème et le 95ème jour de l'éruption. En outre, une ramification secondaire du dyke, longue d'environ 1 Km, s'est mise en place à l'Est de l'intrusion principale, mais n'a pas atteint la surface.

## T12

### MECANISMES PHYSIQUES D'EXTRACTION DES MAGMAS DU MANTEAU.

Les études structurales menées dans divers massifs lherzolitiques montrent que l'extraction des magmas est largement subordonnée à la déformation plastique affectant ces massifs et attribuée à leur intrusion diapirique. Plusieurs stades peuvent être définis :
1) fusion partielle sans extraction : une lherzolite soumise à une déformation plastique peut contenir de façon stable jusqu'à 9 % de fusion ; 2) au-delà de ce seuil, expulsion du magma par fracturation assistée dans des lentilles décimétriques parallèles au plan d'écoulement plastique ; 3) coalescence de ces lentilles conduisant progressivement à un réseau filonien ; 4) si, par ce mécanisme, une colonne de magma d'une hauteur supérieure à quelques km se crée, elle tendra à monter spontanément par fracturation hydraulique et

à se nourrir en aspirant à sa base le magma dans son voisinage. Ce mécanisme extrait localement tout le magma, conduisant à des dunites résiduelles; 5) Lorsque cette colonne de magma atteint un horizon relativement superficiel et imperméable, la pression de fluide ouvre des filons jusqu'à la surface et la colonne se vide. On attribue le caractère épisodique du volcanisme des zones d'expansion à la vidange de telles colonnes. L'analyse de cette épisodicité dans le cas de la croûte océanique permet de préciser numériquement ce modèle.

## T13

### ENDOMMAGEMENT THERMIQUE DE ROCHES SOUS PRESSION.

Jacques PAQUET

L.A. CNRS 234 Structure et Propriétés de l'Etat Solide Université de Lille 59655 Villeneuve d'Ascq Cedex F

L'objectif de la recherche est d'évaluer l'influence de la température d'une intrusion magmatique profonde sur les roches environnantes. Le développement progressif d'un réseau fissural lors de cette élévation de température peut induire une fragilisation localisée de la croûte, fragilisation induite donc par la montée magmatique elle-même.

L'expérimentation a été menée à la fois sur des granites et des basaltes en présence d'eau dans la porosité ou à sec. Les essais ont été effectués en cellule à gaz à 350 MPa, de 20 à 700°C sur des échantillons cylindriques étanches car jaquettés.

Les propriétés mécaniques de la roche dépendent de l'endommagement provoqué d'une part par l'expansion thermique des fluides (ici H2O) piégés dans les pores sous confinement et d'autre part par l'expansion thermique différentielle des minéraux. L'endommagement des roches traitées sous pression et en température est évalué indirectement en mesurant à P atm. les déformations volumiques des échantillons après traitement thermique et en mesurant les variations de la résistance à la compression. L'affaiblissement mécanique en compression est en effet directement lié à la densité de fissures et de cracks développés lors du traitement.

Une quarantaine d'essais permettent d'avancer que:
1. La résistance à la compression de basaltes sous 350 MPa de 200 à 700°C chute d'un facteur 2, ce qui indique le développement certain d'un réseau fissural. Néanmoins aucune déformation volumique n'accompagne cet affaiblissement. On propose donc un effet de dilatance sous pression lié à l'expansion des pores et un effet de contractance lié par exemple à la déshydratation des minéraux hydratés de la roche.
2. La résistance à la compression de granites traités dans les mêmes conditions diminue avec T et s'effondre lors de la transition quartz α = quartz β. Il y a dilatation rémanente importante des échantillons hydratés.

Ces résultats soulignent l'influence de T sur l'affaiblissement des matériaux. Par sa température, le magma fragilise les terrains qu'il traverse. Ces travaux débouchent actuellement sur des essais de fissuration lente à différentes températures sur des granites et des basaltes.

## T14

### MESURES DE CONTRAINTE DANS LA REGION DE L'ETNA.

C.PAQUIN

Laboratoire de Géophysique et Géodynamique Interne.
E.R.A. 804. Université Paris-Sud 91405 Orsay.

En 1983 et 1984, j'ai effectué deux campagnes de mesures de contraintes tectoniques au voisinage de l'Etna. La technique de mesures utilisée est une technique de surcarottage autour de jauges de déformation de type C.S.I.R., collées au fond de forages peu profonds (6 mètres au maximum). Les mesures founissent, directement par un calcul rapide, les valeurs des déformations principales horizontales et la direction des axes principaux correspondants. Au laboratoire, on vérifie l'homogénéité des roches et on détermine leurs coefficients élastiques. On peut, alors,
obtenir les contraintes principales horizontales: leur intensité, leur azimut.

Les sites de mesures choisis recouvrent une région qui va du Nord de l'Etna (Alcantara) à l'avant pays (plateau Ibléen), afin de pouvoir préciser l'influence de l'édifice volcanique sur la tectonique régionale. Les forages ont été effectués dans du basalte Plio-Pléistocène à Vizzini, dans de la calcarénite près de Lentini, et dans des coulées de trachyandésites autour de l'Etna.

Ces deux campagnes ont montré l'existence de deux domaines tectoniques différents. Au pied du versant Nord de l'Etna, le champ des contraintes est compressif (l'azimut de la contrainte principale horizontale maximale étant N-5°-E). Les sites de mesures situés plus au Sud indiquant, par contre, un champ des contraintes en extension (azimut de la contrainte principale horizontale maximale compris entre N-20°-E et N-40°-E). Ce changement radical du régime des contraintes (il s'effectue en quelques dizaines de kilomètres) semble lié au système de failles Mt.Kumeta-Alcantara, mais il peut, également, refléter l'existence d'un accident local, qui pourrait être l'affaissement du versant Nord de l'Etna, par exemple.

## T15

### MESURES DE CONTRAINCES IN SITU DANS UN EDIFICE VOLCANIQUE DE L'EGEE : MILOS.

### C.PAQUIN

Laboratoire de Géophysique et Géodynamique Interne. E.R.A.804. Université PARIS-SUD. 91405 ORSAY.

L'île de Milos appartient à l'arc Egéen interne. Elle est, avec Santorin, Nissyros et Egine, un témoin d'un volcanisme Sud Egéen. Ce volcanisme, à Milos, présente quatre phases. La dernière de ces phases est caractérisée par deux volcans très jeunes.

Le but de nos travaux était de mesurer les contraintes in situ, dans des roches volcaniques correspondant à des phases différentes, et de les comparer aux contraintes mesurées dans du calcaire Mésozoïque-Eocène du Sud de l'île, pour déterminer l'influence éventuelle, sur la tectonique régionale actuelle, d'une activité volcanique récente. Nous avons donc travaillé

1) dans une Rhyolite de la 3ème phase datée environ 1 million d'années.

2) dans une Andésite, extrusive de la phase II d'âge 2,5 millions d'années.

Les calcaires de Milos s'étant révélés être inaccessibles à notre technologie, ou de mauvaise qualité mécanique, j'ai préféré faire le forage dans un marbre, dans l'île voisine de Sifnos, à 30km au Nord-Est de Milos. Nous avons obtenu les résultats suivants:

<table><thead><tr><th>site:</th><th>roche:</th><th>σ H.max:</th><th>σ H.min:</th><th>azimut σ H.min:</th></tr></thead><tbody><tr><td>Milos</td><td>Rhy.</td><td>-15 bar</td><td>-30 bar</td><td>N-162°-E</td></tr><tr><td>Milos</td><td>And.</td><td>-15 bar</td><td>-35 bar</td><td>N-165°-E</td></tr><tr><td>Sifnos</td><td>Mar.</td><td>-25 bar</td><td>-30 bar</td><td>N-168°-E</td></tr></tbody></table>

Le caractère prédominant de cette région reste l'extension. L'azimut et l'intensité des contraintes horizontales mesurées à Milos et à Sifnos sont très voisins. L'édifice volcanique ne semble pas jouer un rôle actuel dans la tectonique régionale, et les roches volcaniques n'ont pas enregistré de contraintes résiduelles, lors du refroidissement.

## T16

### MODELISATION DU COMPORTEMENT MECANIQUE DES VOLCANS.

1) Caractères structuraux du Piton de la Fournaise

L. CHEVALLIER, J.P. GRATIER

LC : Université de Stellenbosch Afrique du Sud ; JPG : IRIGM, GRENOBLE

La stabilité des édifices volcaniques conditionne le développement des phases éruptives lorsque la pression des fluides augmente en période de crise. Pour comprendre l'évolution du comportement mécanique d'édifices aussi hétérogènes, avec l'effet des nombreux paramètres (géométriques et thermodynamiques), une modélisation numérique par la méthode BLOC est bien adaptée. Elle permet d'étudier jusqu'à la rupture

le comportement d'un édifice, formé de la juxtaposition de blocs indéformables, sous l'action de chargements mécanique et thermique.

Nos études ont porté à la fois sur le développement de la méthode (voir Paul et al, ibid) et sur l'acquisition des données à utiliser dans cette modélisation. Comme beaucoup de ces données sont souvent des hypothèses cette modélisation est d'abord un outil de vérification de la compatibilité des hypothèses entre elles et avec les quelques données objectives, en respectant les exigences des lois mécaniques.

Il fallait notamment s'assurer que la déformation d'un édifice volcanique est bien accommodée par des jeux de blocs. C'est ce qui apparaît par l'analyse structurale de surface du Piton de la Fournaise où l'on montre que l'activité volcanique s'accompagne du déplacement de grands panneaux limités par des zones de discontinuité (en glissement ou en extension) avec intrusion de laves. L'analyse du déplacement le long de ces discontinuités (déduite de l'observation de fissures en échelon) et celle de la concomitance des émissions de lave associées permet de proposer un modèle géométrique simple valable pour 77% des éruptions. L'activité volcanique est associée au déplacement horizontal d'une partie de l'édifice, cette partie déplacée étant limitée par une ride éruptive en forme d'arc de cercle dont la géométrie évoque celle de grands glissements.

## T17

### MODELISATION DU COMPORTEMENT MECANIQUE DES VOLCANS

2) Modèle numérique du Mont St-Helens par la méthode des blocs

A. PAUL, J. BOUDON, J.P. GRATIER

AP-JPG: IRIGM, Univ.GRENOBLE ; JB: Coyne & Bellier, PARIS

Afin de tester les possibilités d'une application de BLOC aux volcans, nous nous sommes intéressés à l'éruption très bien documentée du Mont St-Helens. En utilisant les profils topographiques et une coupe géologique du volcan, trois modèles bi-dimensionnels de complexités différentes ont été construits. Nous les avons soumis à une montée en pression simulant l'arrivée de lave dans le volcan, et dans certains cas à une accélération horizontale simulant un séisme. Diverses relations entre coefficient de frottement entre blocs (tg Ø), valeur et point d'application de la pression, valeur de l'accélération horizontale d'une part, et déplacements horizontaux, verticaux, inclinaisons en surface d'autre part, ont été établies. Nous avons ainsi pu montrer que : (1) le nombre de blocs n'influence pas trop le comportement du modèle, (2) la valeur de tg Ø conditionne le mode de rupture sous pression, (3) pour tg Ø = 0.5, le processus de déformation comprend deux phases : gonflement général de faible amplitude, puis effondrement d'un graben sommital associé au bombardement du flanc Nord (fig.). Ces dernières déformations ont bien été observées au Mont St-Helens avant l'éruption du 18 mai 1980.

<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>Maillages et déformées sous pression (a) P = 27 MPa (dépl. x 20), (b) P = 85 MPa (dépl. x 10)</figcaption></figure>
SASSI W., CAREY-GAILHARDIS E., Laboratoire de géologie dynamique interne, université d'Orsay Paris XI.

Afin de modéliser numériquement le comportement mécanique d'un édifice volcanique, nous nous sommes intéressés à la méthode dite aux éléments distincts "UDEC"*, proposée puis développée par P.A.CUNDALL depuis une dizaine d'années. Le modèle UDEC est basé sur un procédé d'intégration numérique par itérations au sens des différences finies centrées sur le temps et permet de traiter des problèmes (de types statique, quasi-statique ou dynamique) de déformation de structures bidimensionnelles.

A partir de la version Mars83 de UDEC, nous avons mis en place au CIRCE, une version modifiée, qui nous a permis d'appliquer ce modèle à différents exemples de déformation cassante. En particulier, nous avons vérifié que UDEC permettait de retrouver les résultats de l'étude de stabilité d'édifices volcaniques faite par la méthode "BLOC" (Bull.PIRPSEV n*80), bien que les deux approches numériques soient différentes. En effet, la méthode UDEC présente des avantages importants:

- elle permet de grands déplacements entre les blocs.

- les blocs peuvent avoir des propriétés de déformabilité interne.

UDEC nous apparaft comme un outil bien adapté aux problèmes de déformations cassantes en présence de discontinuités macroscopiques (joints, diaclases, failles).

THOMAS Pierre, Lab. Geol. Dyn. Int., Université Paris XI
91405 Orsay cedex.

Nous avons entrepris l'étude microtectonique du Piton de la Fournaise en recherchant des microstructures (stries, lenticulations, ...) sur le trajet des grands accidents tectoniques déterminés par P. Bachelery (caldera) afin de préciser la nature exacte des mouvements tectoniques ayant affecté l'édifice. Nous avons pu faire les observations suivantes:

- nous n'avons pas trouvé de stries sur les parties supérieures des "remparts" des calderas (mouvements sous faible charge);

- les observations effectuées au fond des vallées (mouvements relatifs s'étant fait sous 1000 m de charge) ont révélé de nombreux plans striés;

- bien que situés à l'emplacement d'une caldera, la majorité des plans striés font un angle d'une trentaine de degrés avec la direction locale de la caldera; par contre ces failles ont la même direction que des linéaments visibles en photos aériennes;

- la majorité des failles montre un mouvement principalement décrochant, avec souvent une composante inverse non négligeable, alors que ces miroirs sont situés à proximité d'une caldera, structure réputée pour ces mouvements essentiellement normaux.

Au niveau du site situé au fond de la Rivière de l'Est (site où les failles sont les plus nombreuses), le mouvement résultant déduit des failles observées est un mouvement d'allongement vers le S.E. Ce mouvement n'est pas le mouvement propre principal de la caldera; il semble incompatible avec l'extension du "rift" de la Reunion (extension NE-SW). Il semble également incompatible avec une dérive gravitaire selon la ligne de plus grande pente locale (N 20). Ce mouvement par contre semble compatible avec une dérive selon la pente du sole (N 125). La présence d'une composante inverse montre qu'il ne s'agit pas d'une dérive gravitaire pure. A titre d'hypothèse, nous proposons que ces mouvements observés résultent d'une combinaison entre dérive gravitaire et mouvements de type inflation/déflation.

<footnote>* Universal-Distinct-Element-Code.</footnote>
## VOLCANS LABORATOIRES
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# L'ETNA : SYNTHESE DES CONNAISSANCES ACTUELLES

J.C. TANGUY

PIRPSEV, 77 avenue Denfert Rochereau, 75014 Paris

Trois thèses d'état récentes (10, 17, 32) ont permis de faire le point sur les recherches concernant l'Etna. Par ailleurs, de nombreuses actions ont été entreprises, depuis une quinzaine d'années, concernant surtout l'étude de l'activité volcanique. Ces recherches ont été ensuite fédérées par le PIRPSEV, tant pour l'expérimentation in situ, dans des conditions contraignantes et agressives, de nouveaux appareillages, que pour l'étude fondamentale du volcan et de ses mécanismes éruptifs.

L'Etna, le plus grand et le plus actif des volcans d'Europe, domine la côte orientale de la Sicile où il s'étale sur une base elliptique d'environ 1250km2 (45 Km N-S x 35 Km E-W). Son altitude varie sans cesse selon l'activité persistante de ses 4 cratères sommitaux : elle est actuellement (sept. 1984) de 3350m au cratère Nord-Est (21). Le soubassement sédimentaire, par suite d'un important soulèvement survenu depuis le Quaternaire, atteint 1000m d'altitude au NW et sans doute plus encore sous le Cratère central, si bien que le volume total des produits volcaniques ne doit guère excéder 350Km3.

Un volcanisme pré-etnéen, probablement alimenté par des fissures, a produit de rares mais puissants épanchements de basaltes tholeiitiques (17, 32). Certains de ceux-ci ont contribué à combler un large golfe marin (pillow-lavas). Ces premières éruptions ont commencé il y a environ 300.000ans et sont devenues plus centrées et plus fréquentes vers 150.000ans BP (10, 17), commençant à édifier l'Etna proprement dit. En même temps, la composition chimique du magma évoluait vers des basaltes alcalins à structure porphyrique.

Le massif de l'Etna est un strato-volcan complexe résultant de cette activité plus centrée :

- L'Etna primordial s'est développé à 7Km environ à l'ESE du sommet actuel. Il s'est progressivement effondré en une vaste caldeira -ou peut-être simple glissement en masse du flanc oriental vers la mer- dont les limites ont été décelées d'après la morphologie actuelle (17). Bien que comprenant quelques affleurements de tholeiites "transitionnelles", l'Etna primordial est constitué, dans sa majeure partie, de laves alcalines porphyriques, allant des basaltes alcalins aux mugearites, en passant par des hawaiites porphyriques typiques de l'Etna, ou "etnaîtes" (32).

- Le cône du Trifoglietto a été construit entre 70.000 et 50.000ans BP (10), légèrement à l'WNW de l'axe du précédent. Son effondrement a ensuite contribué à former, en plusieurs épisodes, la fameuse Valle del Bove, caldeira complexe d'environ 7Km sur 5 qui entaille le massif vers l'E (9, 18). Le Trifoglietto, volcan relativement explosif, comporte de nombreuses couches de matériaux pyroclastiques et de coulées de composition alcaline : hawaiites et mugearites porphyriques, à teneur en TiO₂ plus basse que l'ensemble des produits etnéens et comportant souvent de la kaersutite.

- Des centres post-Trifoglietto ont été reconnus encore plus à l'W, dont un seul, le Cratère Elliptique, peut être clairement identifié. Le processus de différenciation atteignit ici son point culminant, produisant des trachy-andésites et trachytes aphanitiques (32). Les éruptions finales
provoquèrent encore une fois l'effondrement du sommet et donnèrent lieu à des coulées pyroclastiques, il y a de cela 14.000ans (18).

- L'Etna actuel, ou Mongibello, s'est développé à l'intérieur de la caldeira du Cratère Elliptique, qu'il a maintenant presque complètement comblée par des coulées d'hawaiites basaltiques riches en Ca et Al ("etnaîtes"). De rares éruptions excentriques de basaltes alcalins, presqu'aphyriques, se sont aussi produites, principalement sur le versant W. Ces dernières années, une modification de la composition chimique du magma est intervenue (32, 34, 37), qui pourrait être mise en relation avec une intense activité.

Actuellement (32, 35), l'activité persistante intéresse un ou plusieurs des cratères sommitaux : dégazage plus ou moins virulent avec projections de cendres, lambeaux de lave, etc..., souvent accompagné de petites coulées subterminales qui durent des mois et des années sans interruption et contribuent à surélever la zone située au-dessus de 2500m d'altitude. De temps à autre, cette activité centrale culmine en violents paroxysmes avec fontaines de lave et débordement de coulées rapides, mais de courte durée (quelques heures ou quelques jours). Les éruptions fissurales, ou latérales, durant quelques jours ou quelques semaines (rarement jusqu'à plusieurs années), se produisent à des intervalles irréguliers (quelques mois à plus de 50 ans), par fracturation d'un ou plusieurs des flancs du massif. Vers l'amont de la fissure, les projections édifient des cratères et cônes monogéniques, tandis qu'en aval s'épanchent des flots de lave bouillonnante, avec un débit (10 à 300m3/sec) très supérieur à celui des coulées de l'activité centrale (1 à 10m3/sec). De ce fait, les coulées latérales parcourent une grande distance avant de se pétrifier et représentent un danger essentiel pour les activités humaines.

Les documents écrits concernant l'activité de l'Etna remontent jusqu'en 479 avant J.C. Mais l'interprétation de ces témoignages anciens et peu précis a souvent conduit les auteurs modernes à des extrapolations erronées : un contrôle paléomagnétique démontre que des cônes et coulées attribués à certaines éruptions ont en fait été produits par d'autres, les écarts atteignant souvent plusieurs siècles, parfois plus d'un millénaire (32, 33).

Les cratères et fentes éruptives sont particulièrement abondants dans les secteurs S et NNE de l'Etna, définissant des zones de rift, peut-être en relation avec une tectonique de glissement vers l'E affectant le substratum du versant oriental. D'autres lignes de faiblesse, notamment SW-NE et NW-SE, conditionnent les mécanismes structuraux des éruptions, dont l'explosivité est éventuellement renforcée par des phénomènes phréatomagmatiques (17, 18, 19).

Les investigations géophysiques et géochimiques entreprises sous l'impulsion du PIRPSEV ont fait progresser les connaissances dans deux directions complémentaires : la structure interne du volcan et la surveillance de son activité. En ce qui concerne le premier point, quelques résultats peuvent être avancés :

- absence probable d'un grand réservoir magmatique (8), mais existence de larges fissures profondes (18, 20, 25, 26), éventuellement remplies de magma, ce qui pourrait être à l'origine de zones fortement conductrices à quelques kilomètres de profondeur (8, 13) :

- développement d'intrusions magmatiques à partir de la zone centrale, à des profondeurs relativement modestes (quelques centaines de mètres), du moins pour les éruptions les plus récentes (5, 23, 28). Il faut souligner que,
pour la première fois, la forme et les dimensions d'un conduit magmatique latéral ont pu être déterminés avec précision à l'Etna.

- présence d'une nappe phréatique dans la zone centrale du volcan (27), pouvant être à l'origine d'éruptions anormalement explosives.

- existence d'axes structuraux privilégiés (par exemple NW-SE) le long desquels se déclenchent des séismes jusqu'à 45Km de profondeur (14).

La mise en oeuvre de techniques puissantes (15) devrait encore améliorer la connaissance de la structure du volcan.

La conjugaison de nombreuses méthodes de surveillance (1, 2, 3, 4, 6, 7, 11, 12, 14, 16, 22, 24, 29, 30, 31) conduit aux observations suivantes :

- activité sismique anormale enregistrée plusieurs heures avant chacune des éruptions récentes (3, 14) ;

- déformations du sol à longue période en certains points du massif, permettant de localiser les zones à risque éruptif (22) ;

- fluage du haut versant Nord, sans doute sous le poids des innombrables coulées émises ces dernières décennies par le Cratère NE (22, 24) ;

- mise en évidence de variations gravimétriques importantes pouvant être reliées à des mouvements de magma (11) ;

- mise en évidence d'anomalies thermiques (1, 2, 6, 12) ;

- variations de polarisation spontanée et température du sol, en particulier avant l'éruption de 1983 (3, 4, 7, 20) ;

- anomalies à très courte période du comportement du champ géomagnétique sur le volcan (29) ;

- anomalie du flux de radon (30).

En outre, de nombreuses recherches ont été effectuées sur les gaz et aérosols de l'Etna : les résultats en sont présentés dans le groupe spécialisé de cette discipline. On retiendra les énormes quantités de S et Cl émises quotidiennement, même en période d'activité persistante normale.

La vitalité actuelle de l'Etna fait en sorte que rares sont les années où la topographie d'une zone ou une autre ne se trouve pas modifiée. Aussi extraordinaire que cela puisse paraître, les cartes d'état-major disponibles remontent à 1967... Il convient donc de procéder fréquemment à de nouveaux levés : la réitération de ceux-ci permet la mesure, au sens strict du terme, des volumes des produits émis (21, 22, 38).

Pour terminer, on soulignera les bons résultats obtenus dans la mise au point d'appareils de terrain fiables, dont certains n'ont pas leur équivalent dans le monde. Ainsi, grâce à un réseau de télésurveillance ARGOS, protégé contre les effets de la foudre, les variations de température et polarisation spontanée du sol ont pu être enregistrées en continu pendant deux ans au sommet de l'Etna (1, 3, 31). De même, l'implantation de stations sismologiques télétransmises par ARGOS (14) ont renforcé considérablement le réseau classique de l'Institut des Sciences de la Terre de Catane, en des points où la transmission par les procédés usuels est impossible.
REFERENCES

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(29) POZZI J.P., SIMON G., MARTIN Y., ZLOTNICKI J., COUTIN S., MENVIELLE M., MOUSNIER P., 1984 - Mesures volcanomagnétiques sur l'Etna : particularités des variations mesurées. Ce volume.

(30) SEIDEL J.L., MONNIN M., 1984 - Mesures de Radon 222 dans le sol de l'Etna : 1980-1983. Bull. Volc.

(31) TABBAGH J., 1983-84 - Banque des données reçues par ARGOS : sommet de l'Etna. Bull. PIRPSEV n°82 et 88.
[32] TANGUY J.C., 1980 - L'Etna: étude pétrologique et paléomagnétique: implications volcanologiques. Thèse doct. ès-sci., Univ. Paris 6, PIRPSEV éd., 618p.

[33] TANGUY J.C., BUCUR I., THOMPSON J.F.C., 1984 - Contrôle de l'âge des laves historiques de l'Etna par le paléo et l'archéomagnétisme. Ce volume.

[34] TANGUY J.C., CLOCCHIATTI R., 1984 - Pétrologie et minéralogie des laves actuelles de l'Etna (1977-1984). Ce volume.

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LE PITON DE LA FOURNAISE, ILE DE LA REUNION

J.KORNPROBST (*), P.BOIVIN (*), J.F.LENAT (**), P.BACHELERY (**), A.BONNEVILLE (**), P.DUPONT (*), J.LECOINTRE (*), J.L.SEIDEL (**), P.THOMAS (***) et P.VINCENT (*)

* Université de Clermont II, LA 10 et IOPG

** Université de La Réunion

*** Observatoire volcanologique de La Réunion, IPGP

**** Université de Clermont II, Laboratoire de Physique corpusculaire

***** Université d'Orsay, ERA 504

A - LES VOLCANS REUNIONNAIS : HISTORIQUE ET SITUATION STRUCTURALE

Située à environ 700km à l'Est de Madagascar dans le Bassin des Mascareignes, l'Ile de la Réunion s'élève à 7000mètres au dessus des fonds de l'Océan Indien occidental. Elle est constituée de 2 boucliers hawaïens partiellement émergés -le Piton des Neiges et le Piton de la Fournaise- et d'un vaste appareil sous marin récemment mis en évidence à l'Est de l'Ile (Fig.1). Prenant comme référence le taux actuel de production de magma (0.26 à 0.32 m3/s), l'édification de l'Ile aurait débuté il y a 6 ou 10Ma.

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1) Point culminant de l'Ile (3069m), la massif du Piton des Neiges comporte deux unités principales :

a - le fondement du massif est constitué de produits dont les plus anciens remontent à plus de 2 millions d'années ; les empilements de coulées et de
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projections, d'abord sous-marines puis aériennes, sont de nature basaltique et océanitique transitionnelle ; ce premier cycle s'est achevé il y a 430.000ans par la formation d'une vaste pré-caldera de 30km de diamètre ; une phase d'érosion d'une durée de 80.000ans et l'installation d'une chambre magmatique superficielle ont suivi cet événement :

b - à partir de 350.000ans BP, une série différenciée alcaline complète (des hawaiites aux trachytes) a été émise à partir de ce réservoir ; d'importantes manifestations explosives (ponces et ignimbrites) ont amorcé, il y a 70.000ans, la formation d'une seconde caldera (15km de diamètre) associée à un système en "cone sheet". L'activité du Piton des Neiges s'est achevée il y a environ 20.000ans par l'édification d'un cône strombolien sommital.

2) Le Piton de la Fournaise, objet principal de ce résumé (Fig.2), a commencé à fonctionner il y 380.000ans environ sur le flanc SO du Piton des Neiges, alors que l'activité de ce dernier volcan persistait : les produits des deux appareils sont en effet intercalés en différents points de l'île.

L'histoire du Piton de la Fournaise comporte 4 phases éruptives séparées par l'apparition de 3 calderas :

a - la phase I (380.000 à 175.000ans BP) a édifié le "bouclier primitif", localement discordant sur des laves différenciées du Piton des Neiges ; cet épisode s'est achevé par la formation d'une vaste caldera polylobée (Rivière des remparts) de plus de 15km de diamètre (caldera I) :

b - la phase II (175.000 à 37.000ans BP) s'est traduite par le remplissage de la caldera I, les basaltes émis étant localement discordants sur la série inférieure ; cette phase s'est terminée avec l'apparition d'une nouvelle caldera (caldera II : Plaine des Sables - Rivière de l'Est) de 13km de diamètre environ ;

c - la phase III (29.000 à moins de 4750ans BP) a provoqué le remplissage de la caldera II et l'effondrement de la caldera III, actuel "Enclos", de 8km de diamètre :

d - plus de 96% des éruptions de la phase IV, ou phase actuelle, ont eu lieu à l'intérieur de la caldera de l'Enclos, la majorité d'entre elles selon un système de fissures radiales par rapport aux cratères sommitaux Bory et Dolomieu ; la répartition de ces fissures fait apparaître au Nord et au Sud de ces cratères, deux axes préférentiels de fracturation (respectivement N 10-20° et N 160-170°) se prolongeant hors Enclos par des rides topographiques d'orientation NE et SE auxquelles sont associées d'importantes anomalies magnétiques et un fort degré de fissuration ; ces structures, interprétées comme des "rift-zones" au sens hawaïen, ont été le siège des cinq éruptions latérales hors-Enclos connues historiquement (1708, 1774, 1776, 1800, 1977).

Depuis 1760, le Cratère Bory (0,3km x 0,25km) n'a pas connu d'importante phase d'activité éruptive. Le Dolomieu (1,1 x 0,75km) fut en revanche fréquemment actif, connaissant une succession de remplissages et d'effondrements ; de 1760 à 1860 il fut le siège de plusieurs explosions phréatiques et phréatomagmatiques et celui d'un lac de lave observé notamment en 1801 et 1852.

Chacune des phases d'activité de la Fournaise paraît correspondre à un cycle éruptif singulier marqué pétrographiquement par un enrichissement en plagioclase des produits au cours du temps, traduisant une différenciation au niveau des réservoirs magmatiques. La structure polylobée de la caldera I pourrait traduire l'existence de deux ou plusieurs chambres ayant coéxisté au cours de l'édification du bouclier primitif ; de formes plus régulières, chacune des calderas II et III a du correspondre à une chambre magmatique