unique. La plupart des éruptions actuelles (phase IV) sont vraisemblablement alimentées par un réservoir superficiel situé sous le cône terminal : associé à la fissuration radiale de celui-ci, un réseau de fractures généralement non émettrices est concentrique au cratère Dolomieu dont le fonctionnement par effondrement s'apparente à celui d'une petite caldera : une structure amagnétique peu profonde (1 à 2km) et une importante anomalie PS sont associées à la zone sommitale ; en outre les données sismiques et les déformations de surface enregistrées lors des éruptions de 1981 et 1983-84, sont compatibles avec un foyer localisé à faible profondeur (1 à 3km) à l'aplomb des cratères sommitaux.

La vaste dépression (8 x 13km) du Grand Brulé, recoupant le Rempart Est de la Caldera de l'Enclos, constitue l'un des traits structuraux les plus originaux du Piton de la Fournaise. Basée sur des critères morphologiques et structuraux l'hypothèse d'une origine par glissement du Grand Brulé et des Grandes Pentes a été confirmée par les levers bathymétriques récents effectués au large du Piton de la Fournaise ; ils montrent en effet la poursuite de cette structure jusqu'à plus de 24km vers le NE et la présence d'un large delta à son apex. Ce glissement, dont l'initialisation peut avoir eu lieu au cours de la 3ème phase d'édification, résulte d'une instabilité du flanc Est du volcan par suite des injections répétées de magma dans la zone centrale et suivant les zones de rift N.NE et S.SE. Les caractères structuraux liés aux éruptions récentes (position des fissures, présence d'échelons, etc) indiquent des déplacements vers l'Est ou le Sud-Est du flanc oriental du volcan lors des types d'éruption les plus fréquents. De même il semble qu'au cours de sa phase actuelle (-de 5000ans) le Piton de la Fournaise ait été le siège d'une lente migration vers l'Est de l'ensemble de son activité.

3) Un troisième appareil, immergé à l'Est du Piton de la Fournaise, vient d'être mis en évidence à la suite des campagnes bathymétriques de 1982 (Marion Dufresne : sondages à ultrasons) et 1984 (Charcot : "Seabeam"). Des observations préliminaires permettent de penser que l'activité de ce volcan est actuelle ou très récente.

L'association spatiale étroite de ces trois appareils, qui ont certainement fonctionné simultanément deux à deux, pose le problème de la signification du volcanisme de la Réunion. La Réunion appartient au domaine océanique de la plaque Afrique et le Bassin des Marcareignes résulte du fonctionnement d'un rift océanique d'orientation générale NW-SE de 90 à 60Ma BP. Une solution géodynamique originale plaçait l'île à l'aplomb d'un segment de ce paléorift. Une nouvelle interprétation des données marines ne conserve pas cette position singulière puisque le paléorift a été reconnu au Sud de la Réunion dont le contexte géotectonique apparaît donc purement comme celui du volcanisme intraplaque océanique.

## B - SURVEILLANCE DU VOLCAN ACTIF

L'étude de l'histoire volcanologique récente (-de 5000ans) du Piton de la Fournaise a permis de mettre en évidence l'existence de nombreuses coulées hors-Enclos et d'importants dépôts pyroclastiques d'origine phréatomagmatique. Ces observations ont permis une meilleure définition des risques volcanologiques liés au Piton de la Fournaise, volcan réputé non dangereux : risques de recouvrement par coulées dans les zones habitées, risques liés au glissement du flanc Est, risques relatifs aux paroxysmes phréatomagmatiques.
<figure><img src="image_23.png" /></figure>

C'est pourquoi, depuis 1980, l'activité éruptive du Piton de la Fournaise est constamment suivie par l'observatoire volcanologique (IPGP et INAG). Les principales méthodes d'étude et de surveillance mises en oeuvre sont l'enregistrement de la sismicité (Fig.3) et des déformations de surface. Dans le cadre du PIRPSEV d'autres méthodes sont utilisées ou testées : polarisation spontanée, radonémanométrie, température du sol. Deux éruptions ont été annoncées et suivies depuis l'installation de l'observatoire (1981 et 1983-84). En dehors des périodes pré-éruptives et éruptives la sismicité est très faible (0 à 5 événements par mois) ; aucune déformation générale de l'édifice n'est enregistrée. Ce comportement, radicalement différents de celui des volcans similaires d'Hawaii, est, pour l'heure, interprété en termes de réalimentations périodiques du réservoir magmatique superficiel. Sa non réalimentation avant les éruptions de 1981 et 1983-84, paraît en accord avec les données pétrologiques et géochimiques. L'hypothèse d'une réalimentation périodique liée aux éruptions majeures, comme celle de 1977, nécessite, pour être vérifiée, l'observation en continu d'une éruption de ce type.

## C - EVOLUTION MAGMATIQUE DES LAVES DU PITON DE LA FOURNAISE

Le volcan du Piton de la Fournaise est caractérisé par des émissions de compositions relativement constantes : basaltes transitionnels et tholéiitiques dont l'origine mantellique non contaminée est bien établie par les rapports isotopiques du Sr (0.704). Les principaux types pétrographiques sont les océanites (basaltes très riches en olivine cumulative), les basaltes
<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Fig.5</figcaption></figure>

<figure><img src="image_25.png" /></figure>
à olivine et les basaltes plagioclasiques ; les basaltes ankaramitiques sont plus rares ; de nombreuses coulées montrent une syncristallisation olivine + plagioclase + clinopyroxène + liquide, traduite par une texture finement dolérotique ; à ces trois minéraux principaux s'ajoutent le spinelle chromifère (au liquidus), la titanomagnétite et l'ilménite ; dans les faciès les plus différenciés la biotite peut être présente dans la mésostase ainsi que, plus rarement, la pigeonite et même l'orthopyroxène. Quelques coulées et quelques appareils stromboliens portent des enclaves ultrabasiques et basiques dont l'origine cumulative est bien établie ; aucun nodule mantellique n'a encore été décrit ; la séquence cumulative comporte des chromitites stratifiées, des dunites à spinelle chromifère, des wehrlites et des gabbros ou dolérites à olivine ; dans ces derniers une phase vitreuse intercumulus peut avoir des compositions dacitiques ou trachytiques ; l'instabilité de l'olivine en présence de ce verre se traduit par le développement d'orthopyroxène secondaire ; dans certains cas des associations micropegmatitiques comportant feldspath potassique et quartz ont cristallisé tardivement ; notons qu'une enclave de "syénite" a été signalée.

Malgré leur apparente monotonie les laves du Piton de la Fournaise montrent une évolution minéralogique et chimique en relation avec le déroulement des phases éruptives. C'est ainsi que chacune des trois premières phases magmatiques (I à III) s'achève par l'émission de basaltes relativement riches en microphénocristaux de plagioclase, témoignant d'une évolution par cristallisation fractionnée dans les réservoirs magmatiques tout au long des phases considérées ; ce fractionnement ressort bien également de l'étude du comportement des éléments de transition et des terres rares.

La projection (Fig.4) des compositions de 238 coulées, superposées dans les remparts des calderas successives, ou épanchées plus récemment dans l'Enclos ou hors l'Enclos, montre une répartition en deux populations assez clairement distinctes qui évoluent à partir d'un tronc commun caractérisé par la précipitation de l'olivine (fractionnement "océanitique"); ces deux lignées paraissent résulter respectivement d'un fractionnement superficiel "doléritique" (olivine + plagioclase + clinopyroxène) et d'un fractionnement "wehrlitique" (olivine + clinopyroxène) à plus haute pression ; le premier correspondrait à une différenciation dans une chambre située vers 1 ou 2km de profondeur (P<1kb) tandis que le second résulterait d'un processus plus profond : à 4 ou 5kb, soit une quinzaine de km de profondeur (niveau probable du Moho sous-océanique). Cette dualité des compositions est confirmée par d'autres projections ainsi que par le comportement expérimental à pression atmosphérique de certaines laves.

Un examen plus détaillé des compositions épanchées lors de chacune des phases éruptives montre (Fig.5) que l'empilement visible du bouclier primitif (phase I) paraît avoir été alimenté par des réservoirs relativement superficiels à fractionnement doléritique ; la phase II serait caractérisée par l'installation d'un niveau de fractionnement profond ayant d'abord fonctionné seul (laves du Rempart des Sables), puis en alternance avec un ou plusieurs réservoirs superficiels (laves du Rempart de Bellecombe) ; le remplissage de la caldera de l'Enclos (phase III) ne montre apparemment plus de composition relevant du fractionnement wehrlitique, non plus que la phase IV actuelle. Compte tenu des dimensions importantes (15km de diamètre) de la caldera I, il paraît a priori paradoxal que les laves du bouclier primitif aient été émises à partir de réservoirs superficiels : cette apparente contradiction demande à être élucidée.
Les océanites, laves peu évoluées (olivine + liquide) de haute tempéralité (1200°C), émises régulièrement dans l'histoire du volcan (les dernières datent d'avril 1977), pourraient ainsi provenir directement des zones de production, et leur épanchement correspondre aux phases de réalimentation des réservoirs superficiels. De ce point de vue, les observations pétrologiques et géophysiques sont en bonne concordance.

## BIBLIOGRAPHIE SOMMAIRE

* BACHELERY P., 1981 - Thèse 3ème cycle, Univ. Clermont II.

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* CHEVALLIER L., 1979 - Thèse 3ème cycle, Univ. Grenoble.

* CHEVALLIER L. et BACHELERY P., 1981 - Bull. Volc. 4, 723-741.

* KORNPROBST J., BOIVIN P. et BACHELERY P., 1979 - C.R. Acad. Sci. Paris, 288, 1691-1694.

* LENAT J.F. et AUBERT M., 1982 - J. Volc. Geotherm. Res. 12, 361-392.

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* LUDDEN J.N., 1978 - J. Volc. Geotherm. Res. 4, 171-198.

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* SCHLICH R., 1975 - Mém.h.s. Soc. géol. Fr.

* SCHLICH R., 1982 - in Oceans, Basins and Margins.

* UPTON B.G.J. and WADSWORTH, 1966 - Bull. Volc. 29, 7-24.

* UPTON B.G.J. and WADSWORTH, 1971 - Min. Mag. 38, 152-159.

* UPTON B.G.J. and WADSWORTH, 1972 - Contrib. Mineral. Petrol. 35, 139-158.
# LE RIFT D'ASAL-GHOUBBET

## RESUME DE SYNTHESE

## J.C. RUEGG

### I - INTRODUCTION

Le Rift d'Asal-Ghoubbet, en République de Djibouti a donné lieu en novembre 1978 à une importante crise sismo-volcanique, interprétée comme une manifestation typique du fonctionnement d'un segment de dorsale émergé analogue à ceux des rides médio-océaniques.

C'est un des rares cas relativement accessible qui permette une étude détaillée du volcanisme associé aux dorsales et des processus de création de la croûte océanique.

Des résultats importants ont été obtenus sur cette région depuis une quinzaine d'années par différentes équipes du CNRS ou de l'INAG et depuis 1978 à l'occasion de campagnes soutenues par le PIRPSEV. Le colloque Rift d'Asal organisé en février 1980 à Djibouti par différents organismes (S.G.F., PIRPSEV, INAG, ISERST...) a fait un bilan assez complet des travaux réalisés à l'époque. Ces contributions ont fait l'objet d'un numéro spécial du Bulletin de la Société Géologique de France (7, t.XXII, n°6, 1980).

Depuis, le PIRPSEV a soutenu différentes opérations dans cette région et notamment la surveillance des déformations par des opérations de géodésie et une campagne de sismologie expérimentale pour tenter de déterminer la structure profonde du rift. Ces opérations font l'objet de présentations spécifiques.

D'autre part une présentation des principaux résultats pétrologique et géochimique est faite par ailleurs par J.L.Joron.

### II - GEOLOGIE ET TECTONIQUE DU RIFT D'ASAL

L'étude géologique et tectonique du rift d'Asal a débuté en 1970 dans les perspectives d'une exploration géothermique à la suite des reconnaisances géologiques effectuées en Afar par les équipes du CNRS et du CNR italien.

Dès 1971, ce rift était reconnu comme une zone océanique d'ouverture analogue aux segments de dorsale médio-océanique et à certaines chaînes volcaniques axiales de l'Afar septentrional (Tazieff, 1971; Barberi et al, 1972). Les travaux détaillés de Stieltjès (1973) repris et complétés par Needham et al, (1976) permettaient de souligner les similarités très étroites avec les vallées axiales des dorsales médio-océaniques. Cette structure présente les particularités suivantes :

- une zone centrale d'une dizaine de km de large est bordée par des panneaux en escaliers se faisant face limités par des failles normales.

- un plancher interne axial de 3 à 4km de large contient l'essentiel de l'activité volcanique récente et des déformations actuelles (failles et fissures actives, sismicité...).

- le rift lui-même est la continuation partiellement émergée des segments de dorsale du golfe d'Aden et du Golfe de Tadjoura comme le confirment les données de la sismicité, les anomalies magnétiques et les données structurales issues des explorations géophysiques en mer. L'ensemble des formations de la zone centrale est plus jeune que 1MA et s'insère dans la série stratoïde de l'Afar (3.5-1MA).
Ces caractères généraux ont été ensuite confirmés et complétés dans le détail par les études réalisées par la suite et notamment après la crise sismovolcanique de l'Ardoukoba (Anis et al. 1979, Le Dain et al. Demange et al. Bizouard et Richard, 1980).

### III - GEOPHYSIQUE ET GEODYNAMIQUE

Les études géophysiques sur le rift d'Asal ou son environnement ont commencé en 1971 par les campagnes de sismologie expérimentale de l'IPG (Lépine et al. 1972). Sur le rift d'Asal proprement dit les résultats sont très peu détaillés car les profils sismiques réalisés ne font que l'effleurer. Compte tenu des résultats obtenus dans le voisinage, ils font apparaître néanmoins une croûte mince (<6km) associée à un manteau anormal de faible vitesse et marqué par un taux de fusion partielle élevé (Ruegg, 1975).

La mise en place à partir de 1972-73 d'un réseau sismologique autour du Golfe de Tadjoura, étendu au rift d'Asal en 1975, a montré que comme dans le Golfe, la sismicité était concentrée autour de la frontière de plaques (Lépine et al. 1976, 1980) sur une zone de largeur de l'ordre de la dizaine de km ; elle est associée soit au rejeu des failles normales actives bordant les segments de dorsales soit aux zones cisaillantes qui les décalent ; une part de la microsismicité peut être attribuée à l'activité magmatique ou géothermale. Au nord-ouest du lac Asal, la sismicité comme la distension devient diffuse et répartie sur une large zone.

Dès 1972 aussi, une opération de géodésie était lancée en coopération avec l'IGN dans le but de mesurer l'ouverture du rift et d'évaluer les déformations verticales. Ces réseaux géodésiques ont été repris en 1978-79 après l'éruption de l'Ardoukoba (Kasser et al. 1979), puis complétés et font l'objet depuis d'une surveillance régulière qui montre des mouvements horizontaux et verticaux très importants.

Un levé gravimétrique de détail, effectué en 1973 et 74 par Delattre n'a malheureusement pas été publié. Ces données ont été complétées par des levés de prospection pour la géothermie réalisés par le BRGM entre 1979 et 81. Une comparaison entre les levés de 1973 et celles de 1979 corrélativement aux variations d'altitudes permet à Gérard et al. 1980 d'attribuer la diminution de pesanteur constatée à des variations de densité dans la croûte.

Le levé aéromagnétique de la République de Djibouti et de l'Ouest du Golfe d'Aden réalisé en 1977 par l'INAG (Courtillot et Le Mouel, 1978) a permis à Courtillot et al (1980) d'évaluer les âges de la croûte et de mettre en évidence la propagation vers l'ouest d'une fissure lithosphérique (représentant la dorsale) à la vitesse de 3cm/an : l'extrémité de cette fissure serait située dans les environs du lac Asal.

Ces études s'insèrent pour la plupart dans un contexte géodynamique régional plus vaste faisant intervenir les mouvements relatifs de 2 ou 3 plaques principales et d'un nombre variable de microplaques (Mc Kenzie, 1970 ; Le Pichon et Francheteau, 1978 ; Barberi et Varet, 1977, etc...). Le modèle le plus récent (Sichler, 1980) considère une "Biellette danakile" qui implique notamment une rotation (10°) du bloc tectonique qui jouxte au nord le rift d'Asal.

### IV - LA CRISE SISMO-VOLCANIQUE DE L'ARDOUKOBA, RESULTATS ET PROLONGEMENTS :

Elle a été marquée par les événements suivants :

- un séisme de magnitude 5.3 et plusieurs milliers de répliques,

- une éruption basaltique fissurale sur le plancher interne du rift.
- la réactivation ou la création de failles normales et de fissures ouvertes sur le plancher du rift.

La remesure du réseau géodésique effectuée juste après la crise a permis de montrer une ouverture totale de 2m et un effondrement de 70cm du plancher interne. Une légère contraction des bordures était en outre, constatée. Ces déformations ainsi que les observations tectoniques et sismiques ont été expliquées par un mécanisme d'étirement puis de récupération élastique après rupture (Tarantola et al, 1979). Le modèle général de RIFTING qui en résultait impliquait la présence active d'une chambre magmatique qui par fracturation hydraulique et injection de dykes permettait la libération de l'énergie élastique emmagasinée et expliquait l'éruption de l'Ardoukoba.

Cette interprétation générale était parfaitement cohérente avec les autres résultats géophysiques obtenus à la suite de la crise ou avec l'interprétation des analyses pétrologiques et géochimiques.

En effet, les sondages magnétotelluriques profonds (Pham et al, 1980) indiquent la présence au centre du rift d'une couche conductrice qui traduit une forte augmentation de température et pourrait correspondre au toit d'une chambre magmatique. Les données gravimétriques bien que plus difficiles à interpréter, traduisent également la même tendance.

Enfin, la pétrologie et la géochimie des laves de l'Ardoukoba (Demange et al ; Joron et al, 1980) indiquent l'existence d'une chambre magmatique peu profonde dans laquelle par différentiation les laves se seraient enrichies en phénocristaux. De nombreux indices confirmeraient une réalimentation récente du réservoir superficiel à partir du manteau supérieur.

Depuis la synthèse effectuée lors du colloque de Djibouti en février 1980, deux types d'études ont été réalisées sur le rift d'Asal :

- Une opération de sismologie expérimentale en 1983 avait pour objet la détermination de la structure superficielle et profonde du rift au moyens de profils de sismique réfraction. Cette opération a été réalisée avec des moyens très fortement réduits par rapport à un projet initial franco-américain qui devait mettre en oeuvre un réseau dense de cent stations. Néanmoins les données obtenues indiquent des hétérogénéités importantes de structure. Le toit d'un réfracteur de vitesse 6-6.3km/s est trouvé à des profondeurs de 3 à 5km ; de forts pendages correspondent à un bombement de la couche III océanique qui pourrait être associé à la chambre magmatique.

- Des opérations régulières de géodésie ont été menées depuis 1979 pour étudier l'évolution des déformations du rift. En particulier, un réseau assez dense a été réimplanté à l'intérieur même du rift et des réitérations partielles assurées chaque année montrent des mouvements tant horizontaux que verticaux importants :

- les bord du plancher interne du rift se sont écartés régulièrement à la vitesse moyenne de 60mm/an ;

- un mouvement d'inflation de tout le rift est mis en évidence par la réitération en 1984 du réseau de nivellement. Le gonflement atteint 15cm au centre du rift depuis 1979 et s'atténue lentement sur les bord.

- par rapport à ce bombement d'ensemble une subsidence relative de 4cm du plancher interne correspond au rejeu en fluage des failles normales actives qui le bordent.

Cette inflation ne peut être expliquée que par la mise en pression d'une chambre magmatique dont la profondeur est estimée environ à 5km.
Ces résultats montrent que parallèlement aux mécanismes tectoniques engendrés par le mouvement des plaques, des phénomènes magmatiques continuent de se produire dans le rift d'Asal. De nouveaux épisodes sismo-volcaniques ne sont donc pas à exclure.

Il est donc important de renforcer les dispositifs de surveillance et d'y poursuivre des études diversifiées pour évaluer le moment venu les conditions de gènèse d'une future éruption.
LA MONTAGNE PELEE, MARTINIQUE :
BILAN DE 10 ANNEES DE RECHERCHE DANS
LE DOMAINE DES SCIENCES DE LA TERRE

D. WESTERCAMP

Institut Mixte de recherches géothermiques
BRGM/AFME - BP 6009 - 45060 ORLEANS CEDEX

I - INTRODUCTION

Les phénomènes éruptifs qui ont spectaculairement et dramatiquement
marqués les deux éruptions magmatiques historiques de la montagne Pelée,
en 1902 et 1929, ont fait l'objet de descriptions et d'explications détaillées
qui, à bien des égards, continuent aujourd'hui à faire autorité (1)(2)(3).
Curieusement, en dehors de ces périodes éruptives, très fécondes sur le plan
scientifique, la montagne Pelée (au même titre d'ailleurs que les autres
ensembles volcaniques français) n'a pour ainsi dire fait l'objet d'aucun travail
de recherche spécifique jusque dans les années 1970. Toutefois (a) un
observatoire de surveillance volcanologique y était installé, après 1932,
rattaché depuis 1947 à l'Université de Paris et (b) les premiers travaux de
terrain y étaient entrepris dans le cadre du levé géologique systématique
de la France à 1/50 000, quelques 20ans plus tard (4).

Dans les années 1970, G.P.L.Walker publie les premiers travaux
d'approche des phénomènes volcaniques par l'étude quantitative (essentiellement
granulométrique) de leurs dépôts. J.Roobol et A.L.Smith (5) commencent
quelques années plus tard l'application de ces méthodes à la montagne Pelée.
Les phénomènes habituels du volcan, historiques comme préhistoriques, sont
alors répertoriés, et une première échelle téphrochronologique est établie.

En 1976, la crise sismo-phréatique de la Soufrière de Guadeloupe
projette brusquement les deux volcans actifs des Antilles Françaises, au centre
des préoccupations de plusieurs organismes nationaux de recherche
scientifique :

- L'INAG et l'IPGP, en accord avec les recommandations de la
Commission Internationale sur la Soufrière de Guadeloupe, complètent et
modernisent les dispositifs de surveillance, et réalisent des campagnes
géophysiques à grande échelle dans le but de préciser le contexte structural
régional des deux volcans (6).

- Un certain nombre de laboratoires universitaires et du CNRS
abordent, dans le cadre du PIRPSEV, de nombreux aspects de la géologie,
géochimie et minéralogie du volcan (7).

- Le BRGM, à la demande de la Direction de la Sécurité Civile,
poursuit dans le cadre de son Service Géologique Régional un programme
d'évaluation et de zonation du risque volcanique (8). Par ailleurs, ce même
SGR et le Département Géothermie du BRGM explorent le potentiel
géothermique H.T. du secteur de Morne Rouge en déployant notamment
plusieurs méthodes de prospection géophysique. Depuis sa création en 1983,
l'IMRG participe à ces travaux (9).

En 1983, la direction du PIRPSEV juge qu'il est temps de faire le
bilan de l'ensemble de ces travaux sous la forme d'une monographie du volcan,
tant la connaissance du volcan a progressé dans tous les secteurs de la
recherche depuis le "détonateur" de la crise de la Soufrière de Guadeloupe
en 1976. Cette monographie à laquelle plus de 25 chercheurs collaborent
est actuellement en cours de rédaction.
Cette note en présente les principales orientations, exception faite de l'évolution magmatologique qui fait l'objet d'un exposé à part.

## II - GEOLOGIE

Le premier secteur à faire progresser est celui de la géologie. Sans études cartographiques et téphrochronologiques détaillées, garantes d'une bonne connaissance de la position spatio-temporelle des formations constitutives de l'édifice, pas d'idées précises possibles sur la phénoménologie du volcan et les processus à l'origine de ses éruptions, sa fréquence éruptive, sa géométrie et sa lithologie internes, celles de son substratum,... ; pas de guide en conséquence pour l'évaluation de ses risques et ressources naturelles potentiels, pour l'interprétation des signaux géophysiques et pour la récolte d'un échantillonnage de qualité (c'est-à-dire contrôlé dans l'espace et le temps) en vue des études de laboratoire ultérieures.

Depuis 1974 (10), on est passé de l'image d'un volcan "alternant des cycles éruptifs à nuées ardentes et à éruptions ponceuses", à celle d'un appareil complexe fruit de trois édifices chronologiquement distincts mais superposés, aux styles dynamiques propres (11) :

- l'édifice ancien, ou Pelée ancienne caractérisé par des écoulements de lave massive et autoclastiques (12) et une petite caldeira centrale peut-être ouverte côté sud (caldeira d'avalanche?). Cet édifice se met en place entre 300 000 et 200 000ans ?

- l'édifice intermédiaire marqué par quelques événements cataclysmaux à coulées de scories basiques (13)(14). Il se met en place entre 100 000ans (?) et 19 500ans.

- l'édifice récent, qui fonctionne depuis 13 500ans et alterne différents types de dynamismes ponceux et "à nuées ardentes". Au cours des 5 000 dernières années 23 éruptions, ou phases éruptives réparties dans 14 éruptions majeures, ont été reconnues (11). Un effort particulier est porté sur l'éruption de 1902 (15) dont les dynamismes éruptifs sont encore discutés (16)(17).

Une première synthèse globale de la géologie de la montagne Pelée s'est traduite par l'édition par le BRGM d'une carte géologique à 1/20 000. Le chapitre "Géologie" de la monographie tel qu'il se présente, apporte déjà des précisions et modifications par rapport à ce document, qu'il est trop long de détailler ici.

## III - DYNAMISMES ERUPTIFS

9 types de dynamismes sont individualisés :

[1] Des agglomérats stratifiés et chaotiques constituent les derniers dépôts du volcan Mont Conil (substratum septentrional de la Pelée) et une grande partie de ceux de l'édifice ancien. Il s'agirait d'écoulements autoclastiques (12) qui ont donc parfois été mal interprétés. Les "cylindres creux" du faciès de Macouba, restent toutefois, de l'avis de l'auteur, difficiles à interpréter en terme de pipes de dégazage.

[2] Des coulées de lave massive, épaisses, visibles autour de la caldeira de l'édifice ancien.

[3] Des coulées de ponceaux, résultant du débordement d'un magma assez riche en gaz à partir du cratère (on dirait encore provenant de l'effondrement d'une très courte colonne éruptive verticale).

[4] Des coulées volumineuses de scories basiques, qui résultent, comme pour les nuées ardentes historiques de la Soufrière de St Vincent, de l'effondrement d'une colonne éruptive verticale (13)(14).
[5] Des dépôts pliniens initiés par explosion phréato-magmatique, dans l'édifice péléen s.s (P<0-3kb) par blocage semble-t-il de la colonne magmatique contre une formation massive, fracturée, et aquifère (18).

[6] Des déferlantes cendro-ponceuses initiales.

[7] Des avalanches incandescentes (ou nuées ardentes péléennes de type 1903-1929) à partir d'un dôme de lave moyennement à très massive, en cours de croissance.

[8] Des déferlantes hétérogènes à blocs et cendres essentiellement massifs, liées à des explosions phréato-magmatiques très superficielles, verticales (type 30août 1902) ou obliques voire horizontales (type 8mai 1902). On parle aussi de nuées ardentes péléennes type mai-aût 1902 pour ces déferlantes.

[9] Des explosions phréatiques comme celles de 1851, fin avril et début mai 1902 (19).

Des types intermédiaires existent à divers niveaux (20). Quelques dépôts types commencent à être caractérisés et classés sur le plan granulométrique (21).

## IV - HYDROGEOLOGIE ET HYDROGEOCHIMIE

La composition chimique des sources thermales de la montagne Pelée révèle l'existence d'un réservoir d'eau bicarbonatée sodique à 200°C, stable, important, dont le chauffage est assuré par conduction et remontée de gaz magmatiques (22). Il est alimenté et isolé de la surface (absence de fumerolles) par les importants aquifères d'eau météorique circulant dans le cône, puisque dans le bilan hydrogéologique du volcan, la fraction de ruissellement est relativement faible, confirmant ainsi l'importance de l'infiltration (22)(23). Ce réservoir d'eau est installé plutôt dans la partie ouest de l'édifice, en conformité avec la répartition des sources thermales et la localisation des éruptions phréatiques historiques. L'étude des enclaves lithiques présentes dans les pliniens et les nuées ardentes péléennes (18), type mai-aût 1902, suggère que ce réservoir n'est pas impliqué dans ces dynamismes éruptifs et en conséquence qu'il est probablement situé assez profondément dans l'édifice (P>0.3Kb).

## V - SIGNATURE GEOPHYSIQUE

Dans le cadre des travaux de géophysique générale, signalés en introduction, ont été réalisées des campagnes de gravimétrie, aéromagnétisme (6), des profils sismiques (24).

Ainsi la montagne Pelée est-elle marquée par une forte anomalie magnétique positive bien individualisée par rapport au massif du Mt Conil et au "graben" de St Pierre-Morne Rouge, par une anomalie gravimétrique légère.

Les travaux plus récents à finalité géothermique (9) complètent les données plus anciennes. Dans le domaine de la gravimétrie, on peut mieux discerner les relations entre un substratum lourd au niveau du Morne Jacob et les formations beaucoup plus légères de la montagne Pelée. L'analyse des résistivités conduit à préciser l'image électrique des terrains de surface jusqu'à 500mètres de profondeur., suivant un modèle tridimensionnel, ainsi que le contexte structural profond jusqu'à 10kilomètres de profondeur. De grands accidents conducteurs NW-SE sont mis en évidence, conformément aux structures tectoniques de surface.
En ce qui concerne la surveillance géophysique et géochimique de
la montagne Pelée, l'Observatoire du Morne des Cadets qui en a la charge,
est maintenant doté des techniques suivantes (25) :

1 - **Surveillance sismique**

- 1 sismo Kevin Picard de 20 tonnes

- en 1962, installation de sismo 3 composantes à amplification électronique

- en 1967, installation d'une station d'enregistrement sur la montagne Pelée (Aileron)

- en 1973, installation d'un réseau de télémesure : Pelée, Caravelle, Bigot

- en 1975, installation de 5 stations sur la montagne Pelée

- à partir de 1976, enregistrement sur bande magnétique

- à partir de 1984, enregistrement sur micro-ordinateur on-line

2 - Déformations

- en 1977, installation de 3 croix de nivellement

- en 1979, installation d'un réseau de clinométrie Observatoire/Pelée

- en 1980, nivellement de la Grande Savane et mesures de distances au géodimètre

- en 1981, nivellement de la route de l'Aileron

- en 1982, mesures gravimétriques Grande Savane

3 - Magnétisme

- depuis 1984, mesures du magnétisme différentiel

4 - Géochimie

- de 1929 à 1969, surveillance de la température et de la chimie des fumerolles

- depuis 1979, analyse mensuelle de la source chaude

VI - EVALUATION ET ZONATION DES RISQUES

L'évaluation et la zonation du risque volcanique (8) sont avant tout basées sur l'histoire du volcan au cours des 5 000 dernières années. Les phénomènes signalés précédemment sont pris en compte, exceptés ceux des coulées de scories basiques qui paraissent bien limités à une période plus ancienne de l'activité du volcan. Les risques d'effondrement d'une partie du flanc de l'édifice avec souffle déferlant associé (éruption de type St Helens -1980) doivent être envisagés pour tout volcan morphologiquement développé où une éruption excentrique se prépare ; la montagne Pelée n'est pas a priori à l'abri d'un tel scénario. L'étude statistique des périodes de repos suggère que le comportement du volcan n'est pas aléatoire, mais du type "temps de recharge", ce qui cadre bien avec les données pétrographiques et minéralogiques. Si la période de repos actuelle dure encore 1/2 siècle, la prochaine éruption pourrait être encore très retardée et être du type ponceux. Une nouvelle éruption à court terme, aurait toutes chances de renouveler le type à nuées ardentes.

VII - CONCLUSION

La montagne Pelée est un volcan aux dynamismes explosifs complexes, déterminés en grande(?) partie par la structure de l'édifice lui-même et de son substratum, et par le degré d'intervention des nappes d'eau souterraine qui y circulent. Sa faible fréquence d'éruption (repos moyen supérieur à 2 siècles) est probablement à lier à l'effet tampon d'une chambre magmatique peu volumineuse (inf.0.3(?)km3) et peu profonde (moins de 4-5km de profondeur) (26).
La qualité du réseau de surveillance et les événements précurseurs aux nuées ardentes de 1902 et 1929 ne laissent aucun doute quant à la possibilité de prévoir un réveil effectif du volcan.

Pouvoir être plus précis sur la durée de la période de repos actuelle et sur le prochain scénario éruptif, impose de développer les méthodes d'approches quantitatives qui sont appliquées depuis peu à l'ensemble des axes de recherche évoqués.

BIBLIOGRAPHIE

[1] LACROIX A., (1904) - Masson ed., 622p.

[2] ANDERSON T. et FLETT J.S., (1903) - Roy.Soc.London Phil.Trans.Ser. A. V.200, 353-553.

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[6] FEUILLARD M., LE MOUEL J.L., POZZI J.P., THOMAS D., (1980) - Bull.Soc.Géol. France, (7), XXII, 1, 125-134.

[7] Cf. Programmes du PIRPSEV.

[8] WESTERCAMP D., (1982) - Rapport BRGM/DSC, 173p.

[9] BARTHES V., FABRIOL H., MARIE Ph., PETIAU G., (1984) - Rapport BRGM 84 SGN 194 IRG.

[10] Livret guide des excursions aux Antilles Françaises, 7ème conf.géol. des Caraïbes, pointe-à-Pitre, 1974.

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[13] TRAINEAU H., WESTERCAMP D., COULON C. (sous presse) - Bull.volc.

[14] GOURGAUD A., BOURDIER J.L. et VINCENT P.M., (1983) - Bull. PIRPSEV, n°77.

[15] BOURDIER J.L. et GOURGAUD A., - Travaux en cours, (cf. programmes PIRPSEV).

[16] FISCHER R. et HEIKEN G., (1982) - Jour.Volc.Geoth.Res., 13, 339-372.

[17] WESTERCAMP D., HONEGGER J.L. et TRAINEAU H. - (en préparation).

[18] LAFORGUE T., TRAINEAU H., WESTERCAMP D., (1984) - Rapport BRGM (en cours d'édition).
(19) CHRETIEN S., (1983) - Thèse 3ème cycle, Université Paris XI, 245p.

(20) TRAINEAU H., (1982) - Thèse 3ème cycle, Univ. Paris-Sud, 209p.

(21) BARDINTZEFF J.M. et MISKOVSKY J.C., (1984) - Bull. PIRPSEV, n°86.

(22) BARAT A., (1984) - Thèse 3ème cycle, Université Bordeaux III, 232p.

(23) MOURET C., (1979) - Thèse 3ème cycle, Université Paris VI, 188p.

(24) DOREL J., ESCHENBRENNER S. et FEUILLARD M., (1971) - C.R.A.S., t.273, 302-305.

(25) Travaux opérationnels IPGP, sous la direction de J.P. VIODÉ.

(26) FICHAUT M., (1983) - Rapport DEA, U.B.O., 97p.
BILAN DES ACTIONS P.I.R.P.S.E.V. SUR LA SOUFRIERE DE GUADELOUPE

DANS LE CADRE DE L'EVOLUTION DES CONNAISSANCES DANS LA PERIODE 1975-84

Michel P. SEMET

Géochimie C. et S., U.P.M.C., Paris

Le schéma d'évolution volcanologique du sud de la Basse-Terre (Guadeloupe) a subi dans les trois ou quatre dernières années de profonds remaniements par rapport à celui qui était accepté auparavant grâce à plusieurs campagnes de terrain (Dagain, 1981 ; Boudon, 1981 ; Gadalia, 1984) ainsi qu'à des travaux de magmatologie (Westercamp, 1979 ; Dagain, 1981 ; Semet et al., Bull. PIRPSEV 60 ; Blanc, 1983) et de chronologie (Paterne, 1980 ; Blanc, 1983 ; Gadalia, 1984). Nous insistons ici sur le fait que les travaux de terrain sont particulièrement ardus en Guadeloupe à cause de la qualité généralement mauvaise des affleurements, des difficultés d'accès et de l'enchevêtrement des dépôts provenant d'une multiplicité de centres éruptifs.

C'est donc dans un contexte mouvant que se sont situées les actions de recherche soutenues par le P.I.R.P.S.E.V. Ces actions ont été focalisées sur l'étude géologique, magmatologique et hydrogéologique du massif récent. Ces actions sont les suivantes : (1) Eruption du XVIe siècle ; (2) Soutien à la mission en mer ANTIVOLC ; (3) Faciès effusifs Madeleine-Soufrière ; (4) Eruption de type Bezymianni de 3100 BP ; (5) Magnétisme des roches ; (6) Evénements pyroclastiques ; (7) Transferts hydriques ; (8) Ecologie végétale de la région du dôme de la Soufrière. Les résultats principaux sont présentés sous forme résumée dans ce volume (Auteur(s) sans date = ce volume) et dans plusieurs bulletins PIRPSEV.

HISTOIRE GEOLOGIQUE DU MASSIF

La conjugaison des efforts des équipes universitaires et de celles du B.R.G.M. permet maintenant de clarifier les relations entre les grands ensembles volcaniques quaternaires du sud de la Basse-Terre et de fixer des limites temporelles à leur activité respective (Dagain, 1981 ; Blanc ; Boudon et al.). C'est ainsi que s'individualisent les volcanismes de la Chaîne Axiale, de la Chaîne de Bouillante, des Monts Caraïbes et de l'ensemble de la Grande Découverte (Soufrière) et de la Madeleine.

Un outil tephrochronologique et une base de données pétrogéochimiques ont également été développés pour ce qui concerne l'étude des pyroclastites (Vatin-Pérignon et al.). Ce sont ces dépôts, largement dispersés, qui devraient fournir les niveaux stratigraphiques repères permettant d'établir la succession des événements éruptifs. Par ailleurs, leurs propriétés magnétiques sont mises à profit dans la détermination de leur température de mise en place (Zlotnicki et al.) ce qui permet de mieux apprécier les dynamismes éruptifs.

D'autre part, une étude pétrologique des faciès effusifs récents (Lefèvre et al.) conduit à la construction d'un schéma d'évolution magmatologique en y intégrant les faciès pyroclastiques pour lesquels des données de ce type sont également obtenues (Vatin-Pérignon et al.).

Parallèlement, il a été entrepris l'étude détaillée des dernières éruptions magmatiques de la Soufrière (Semet et al., Bull. PIRPSEV 60 ; Boudon et al., 1984 ; Boudon et al.) au XVIe siècle et à 3100BP.
Le dépouillage, en cours, de carottages et de dragages en mer devrait complémenter utilement les études à terre (Gaulon et al., Bull. PIRPSEV 39; Bouysse et Martin, 1979; Bouysse et Guennoc, 1983) en fournissant une échelle chronologique complète des événements pyroclastiques ainsi que l'aire d'extension en mer des produits correspondants.

## HYDROGEOLOGIE - HYDROGEOCHIMIE

Trois thèses de 3e cycle ont récemment partiellement comblé un vide de connaissance presque total sur l'hydrogéologie et l'hydrogéochimie du massif de la Soufrière (Pascaline, 1980; Benauges, 1981; Barat, 1984). Ces travaux montrent que les nappes phréatiques d'altitude sont alimentées par une percolation des eaux de pluie faible vis à vis du ruissellement et de l'évapotranspiration et que ces nappes ont des temps de résidence également faibles, de l'ordre du mois. L'observatoire volcanologique de la Soufrière (I.P.G.P.) effectue, d'autre part, des prélèvements et analyses réguliers de sources sélectionnées, depuis 1977 (Bigot et al.). Ces actions étaient indispensables pour la compréhension des éruptions phréatiques, entre autres, puisque les aquifères jouent un rôle non négligeable dans les éruptions de ce type de volcan.

## GEOPHYSIQUE

L'effort d'équipement et de recherche en géophysique a surtout été soutenu par l'I.N.A.G. au profit de la surveillance par l'observatoire volcanologique à la suite de la crise sismo-volcanique de la Soufrière en 1975-77. Des réseaux sismologiques, de mesure des mouvements du sol et de magnétisme fonctionnent de manière permanente (télétransmission) ou sont cheminés régulièrement. Ces réseaux ont permis de montrer, dans la période de calme éruptif de 1977-84, qu'à ce calme éruptif correspondait une activité géophysique (crises sismiques en essais, variations du magnétisme différentiel (Pozzi et al., Bull. PIRPSEV 79) mouvements en droit de failles géologiquement actives (Julien et Bonneton, Bull. PIRPSEV) quasi permanente.

C'est également au cours de ces cinq ou dix dernières années qu'ont été publiées des études géophysiques quelque peu détaillées (Coron et al., 1975; Feuillard, 1978; Dorel et al., 1979; Le Mouël et al., 1979; Dorel, 1981) sur la Guadeloupe ainsi que des profils sismiques et bathymétriques (SEABEAM) en mer (e.g. Gaulon et al., Bull. PIRPSEV 39; Bouysse et al., 1984).

## CONCLUSIONS

Les travaux effectués ces dernières années tant dans les disciplines de la géologie qu'en géophysique ne forment, à notre avis, que la base indispensable de travaux de détail à venir. Les résultats récemment obtenus montrent que la Soufrière est un volcan "actif", dont le passé éruptif est varié et a pu être redoutable. Ces travaux ont permis de se doter d'outils d'observation et d'analyse éprouvés ainsi que des bases de réflexion permettant d'envisager efficacement les actions de recherche futures. C'est dans cet esprit qu'a pu être mise en chantier, au début 1984, la rédaction d'une monographie sur la Soufrière de Guadeloupe.
# LE VOLCAN DE COLIMA EN TANT QUE "VOLCAN LABORATOIRE"

## - EQUIPE COLIMA -

### Exposé par CI. ROBIN

### Missions effectuées :

* Nov-Dec 1982 : G.CAMUS, J.M. CANTAGREL, A.GOURGAUD, Ph.MOSSAND, J.B.MURRAY, CI.ROBIN, P.VINCENT : Volcanologie et dry-tilt.

* Avril 1983 : M.AUBERT, J.DOREL, D.FOURVEL, CI.ROBIN : Géophysique.

* Mars-Avril 1984 : Ph.MOSSAND, CI.ROBIN : volcanologie.

Deux centres éruptifs constituent classiquement le complexe de Colima : le Nevado de Colima, strato-volcan sans activité historique, et le v. de Fuego, ou v.de Colima, logé dans la caldera d'un appareil situé sur le versant sud du Nevado. Les deux sommets distants de seulement 5km, dominent un massif légèrement allongé N-9 de 22 sur 26km, à l'altitude 4260m (Nevado) et 4000m (Fuego).

Le Fuego est le plus actif des volcans mexicains à l'époque historique. Son activité a fait l'objet d'observations dont Luhr a réalisé une compilation. L'interprétation des descriptions au cours des 4 derniers siècles permet de discerner une succession de longues phases d'édification du cône par des coulées, et de brefs épisodes de destruction de la partie sommitale par des explosions violentes (1611, 1818, 1913). Dans la dernière décennie, des coulées ont été émises en 1975-76 et 1982.

## I - LE CHOIX DU COLIMA

L'un des résultats du programme PIRPSEV-Mexique 1979-81 est la définition de stades d'évolution successifs et leur enchaînement suivant une "logique", au cours de l'histoire des grands appareils andésitiques mexicains. L'étude du Pico de Orizaba, du Popocatepetl, du Toluca et de la Malinche a conduit à un modèle d'évolution plus ou moins avancée selon le cas (cf. résumés dans ce volume). Schématiquement, un tronc commun à toutes les évolutions correspond à la mise en place d'un volcan andésitique de base, effusif, sur une longue période (plusieurs $10^5$ années), suivie d'une étape plus courte pendant laquelle les rythmes éruptifs s'accélèrent et le dynamisme change (forte activité pyroclastique à dominante dacitique). Un stade caldera, consécutif à l'émission de coulées de cendres et ponces, ou encore à une éruption de type St Helens, marque la transition entre ces deux périodes. Dans certains cas, ce modèle est compliqué par des réalimentations de la chambre par du magma profond plus basique qui interviennent, pour 2 des volcans (Popocatepetl, Pico) au cours du dernier stade d'évolution. Ces apports rendent complexe la pétrologie des cônes terminaux (mélanges magmatiques) et diversifient leur dynamisme (prépondérance de nuées retombantes lors de phases explosives).

Au Colima, le but recherché dans un premier temps était la définition et le rôle de la phase actuelle (Fuego) dans un schéma directeur de ce type. Le décalage dans l'espace de l'activité permet de bien cerner les unités volcanologiques et les stades d'évolution. La connaissance des dynamismes récents, leur corrélation avec l'évolution pétrologique et les caractéristiques géophysiques du cône constituent la 2ème partie des recherches. L'activité sub-permanente, non violente de nos jours, et la variété des dynamismes au cours de la période historique ont été des facteurs pour le choix du Colima.
## II - EVOLUTION VOLCANOLOGIQUE

**Unités IA et IB, volcan de base :** Le volcan primitif qui constitue l'essentiel du Nevado se compose de deux unités successives ou prédominent des coulées massives et des dômes. Une caldera de 7 à 8km de diamètre (C1, fig.) sépare un appareil primordial (IA) dont l'âge remonte au moins à 0,6Ma, d'un cône plus récent (IB).

L'unité IA comprend essentiellement des andésites et des andésites acides (57-62% SiO₂). Des coulées cendreuses, dacitiques (cendres fines indurées à ponces) associées à des retombées aériennes, sont à l'origine de la caldera C1. Elles se sont surtout épanchées vers le Nord-Ouest et l'Ouest, où l'on peut apprécier leur épaisseur -plus de 50m- dans les barrancas sur les pentes du soubassement. A la phase IB, post-caldéra, sont rapportées des coulées, des coulées autobrèchiées et une intense activité pyroclastique ayant donné les écoulements cendreux à blocs dacitiques expansés du versant Nord (Los Depositos). Ces écoulements proviennent du centre principal, des dômes ou dômes-coulées ayant dû déborder de la caldera. Par contre, des nuées péléennes sont associées, au nord-ouest, à des dômes excentrés.

Une formation conglomératique très volumineuse (300-400km3), déposée à l'extérieur de l'appareil dans le graben de Colima doit être rattachée au Nevado ancien : la formation Atenquique qui consiste en une alternance de bancs fins et grossiers du mètre à quelques mètres d'épaisseur. Bien que des éléments de ces conglomérats puissent provenir de phases plus récentes -l'une des datations a donné un âge de 0,26 ± 0,06Ma pour un galet d'andésites dépôts résultent en majeure partie du démantélement du vocan de base.

Le cône IB est recoupé par une première caldera sommitale (C2). Les produits en rapport avec cette structure posent encore un problème : il peut s'agir soit de coulées de cendres et ponces découvertes à l'Est près de Atenquique et au Sud-Est, soit d'écoulements liés à des nuées retombantes andésitiques à bombes observées en position stratigraphique assez basse au Nord et au Nord-Est (Los Mazos).

**Unité II :** un nouvel appareil lavique de dimensions plus modestes s'édifie. Il est en partie contenu par le rempart de C2 au Nord-Ouest, mais déborde largement la caldera au Sud-Ouest et au Nord-Est. Ce Nevado intermédiaire aurait fonctionné pendant 100.000 à 200.000ans dans les limites approximatives 0,3-0,1Ma. La nature des laves est en moyenne plus basique que dans le volcan antérieur (58-60% SiO₂). Des nuées retombantes à bombes hétérogènes (mélanges magmatiques), découvertes sur les versants Est (Rio Atenquique) et Sud-Est (Barranca Platanos), ou encore piégées par le rempart de C2 (La Calle) doivent être rapportées à cet appareil. Une de ces nuées a été datée de 0,08 ± 0,03Ma.

Le Nevado intermédiaire a été en grande partie détruit par un événement de type Saint Helens. La caldera C3, de 4km sur 5, ouverte vers l'Est, est le résultat d'une vaste coulée de débris d'abord dirigée et canalisée vers Atenquique, puis déviée par des reliefs vers le Sud-Est. Un résumé (Mossand et al), traite par ailleurs de cette formation qui s'étend jusqu'à 20km du sommet. Les produits de blast, sous forme de niveaux pyroclastiques grossiers renfermant des blocs de l'appareil pré-existant, et de niveaux de déferlantes très fines (cendres et ponces) ont été observés en deux endroits dans l'ouverture de la caldera.

Cette éruption est suivie par une période d'intense activité plinienne (retombées de ponces et de cendres) dont les dépôts - 25m au total- recouvrent toute la zone sommitale du Nevado. L'association sur le terrain entre cette série et des retombées analogues émises par le centre éruptif sud, est à l'origine d'une interprétation erronée qui avait été faite de ces produits, selon laquelle elles proviendraient du Colima (Paléofuego) ou du Fuego. La place de ces retombées dans l'évolution récente du Nevado sera soulignée plus loin.
L'unité III ou Pic terminal du Nevado est un cône composé essentiellement de coulées andésitiques (≈59% SiO₂) visqueuses, épaisses, à fort pendages. Si, comme c'est le plus probable, la nuée StVincent datée de 0,08 ± 0,03Ma se rapporte au Nevado intermédiaire, son âge se réduit à moins de 0,1Ma. Cette dernière hypothèse est en accord avec le fait que des coulées du cône terminal reposent sur les retombées pliniennes citées plus haut. Probablement, des nuées Saint Vincent paraissant très récentes (affleurement de la Piste du Fuego et nuées de Los Garcia) sont-elles à rapporter à ce cône.

Unité IV - De même que l'unité II du Nevado intermédiaire, elle regroupe un appareil centré lavique, le Paléofuego (IVA), et une coulée de débris IVB consécutive à une éruption de type Saint Helens.

L'extension des coulées du Paleofuego se fait vers le Sud. Cet appareil, dont il ne subsiste qu'un croissant (fig.) a fonctionné comme volcan adventif du Nevado. Contemporain au Nevado II -ainsi qu'aux phases terminales de IB et au Nevado III?- il a probablement été un appareil supérieur en taille au Nevado intermédiaire, certaines de ses coulées s'étendant jusqu'à 13km du sommet vers le SE. Il est constitué d'andésites à deux pyroxènes (±hb). Parmi ses laves les plus anciennes une andésite est remarquable par sa basicité (55,5% SiO₂). A la suite d'un événement St Helens, la partie sommitale de ce volcan a disparu, comme l'indique la trace très nette d'une caldera d'avalanche en fer à cheval, de 5km de diamètre, dont le plancher et le rebord montrent une déclivité vers le Sud. La coulée de débris associée à l'écroulement (cf. résumé de Mossand et al) est l'une des plus importantes connues actuellement. Elle s'étend au Sud et au Sud-Ouest du Fuego sur une surface de plus de 450km², en formant un éventail de 25 à 35km de rayon pour un angle voisin de 90°. Les dépôts de blast observés sur la coulée totalisent 6m d'épaisseur ; ils comprennent deux niveaux pyroclastiques grossiers, hétérogènes, séparés par des passées fines de déferlantes. L'âge d'un bois carbonisé prélevé dans le niveau inférieur est de 9630 ± 400ans.

Unité V - Le cône actuel du Fuego : La période qui suit l'événement Saint Helens est caractérisée par une forte activité plinienne. Dans le volcan Sud, les retombées de ponces, cendres et lapilli qui couvrent la zone sommitale -sauf le cône du Fuego- ont environ 40m d'épaisseur. Elles avaient été attribuées antérieurement au Paléofuego. Luhr et Carmichael (1982) ont montré qu'une partie au moins d'entre elles -les 6 mètres supérieurs environ était due au Fuego qui aurait, selon ces auteurs, 4300ans. Cet âge a été discuté (Robin et al, 1984) et ne correspond pas à l'âge des produits de blast (9360 ± 400ans). La datation la plus ancienne que nous avons obtenue dans les retombées est 9300 ± 400ans ; sensiblement l'âge de la caldera. Les dépôts situés sous cet hérizon -environ 15m à 2-3km du rebord, de la caldera sur les coulées du Paléofuego- correspondent à l'alternance de grosses scories, de lapilli ponceux et de cendres émises rapidement sans discontinuité ni paléosol. Il est donc probable que majeure partie -si ce n'est la totalité- des retombées pliniennes soit postérieure, comme au Nevado, à l'éruption St Helens. Les explosions se seraient produites à des rythmes rapprochés immédiatement après l'éruption pendant quelques centaines d'années au plus (destruction de dômes mis en place dans la caldera?), puis plus lentement. Ces premiers résultats, d'importance pour la connaissance de l'activité d'un volcan andésitique après un événement St Helens doivent être affinés, tant dans les retombées du Nevado que du Fuego.

Les dépôts pliniens postérieurs à la première période de crise font partie de la construction du cône dont l'activité est ± constante : phases laviques entrecoupées d'épisodes explosifs produisant des cendres et ponces. Pour la période historique au moins, des phénomènes de mélanges et la production de nuées retombantes (Saint Vincent) compliquent cette évolution. Le cône, pour l'essentiel constitué de coulées à blocs, domine de 900m environ le
plancher de la caldera au Nord ; son versant sud, plus étalé, est régulier sur 2000m de hauteur.

### III - LES CYCLES ERUPTIFS ACTUELS

Selon Luhr et Carmichael, l'activité récente du Fuego est caractérisée par des cycles d'un siècle ou plus, chacun présentant d'abord une phase effusive avec émission de coulées d'andésites très homogènes (60-61% SiO₂) suivie d'une brève phase explosive à magma plus basique (57-59% SiO₂) qui terminerait le cycle.

Pour la période historique, qui comprendrait ainsi 4 phases, les cycles sont à redéfinir pour les raisons suivantes :

1. Les épisodes cataclysmaux, en particulier ceux caractérisés par des nuées retombantes de type St Vincent, se situeraient plutôt au début des cycles, qui doivent se terminer par une activité effusive ou/et extrusive (type coulées de 1961, 1975 et dôme actuel). Dans ce modèle, chaque apport de matériel basique juvénile à la chambre relancerait l'activité.

2. Il n'est pas assuré qu'un cycle débute obligatoirement par des nuées retombantes de type St Vincent, une éruption plinienne importante présentant des ponces à magma hétérogène (comme les retombées de 1903) pourrait jouer le même rôle.

3. Les cycles tels qu'ils sont définis actuellement sont basés sur les éruptions caraclysmales de 1611, 1818 et 1913. Deux d'entre-eux, délimités par 1611 et 1818 d'une part, et par 1818 et 1913 d'autre part, apparaissent donc complets. Le début du cycle antérieur à 1611 n'est pas connu. Des études de terrain et des datations sur bois carbonisés suggèrent que ce modèle pourrait être en fait plus compliqué, du moins en ce qui concerne les périodes d'activité explosive : les nuées Saint Vincent ont joué un rôle déterminant, sous estimé jusqu'alors, dans l'activité récente du volcan. Si des datations sur des écoulements pyroclastiques différents, mais associés sur le terrain, s'accordent avec un même crise (niveaux de la Barranca Beltran pour 1818 par exemple), des coulées pyroclastiques séparées par des paléosols ont des âges que le pouvoir de résolution de la méthode au $C^{14}$ ne peut séparer. Les phases forte-ment explosives sont donc peut-être plus complexes qu'on ne le croyait, et certaines éruptions décrites comme pliniennes ont pu s'accompagner de coulées pyroclastiques non répertoriées. En particulier, cela pourrait être le cas pour le commencement du cycle actuel à la fin du siècle dernier ou au début du 20ème siècle.

La fréquence de ces phases et leur durée est la base pour toute recherche prévisionnelle. Parallèlement à l'évolution dynamique coexiste une évolution magmatique, que ce soit à l'échelle de l'ensemble des cycles, ou au cours d'un même cycle : un début d'homogénéisation affecte déjà les nuées de 1913 par rapport aux produits de 1903. En fin de cycle, le magma pourrait être homogénéisé. La période actuelle correspondant vraisemblablement à une fin de cycle, on pourrait assister dans un futur proche, à une reprise de l'activité explosive affectant alors des zones habitées ou en construction.

### IV - PROSPECTION P.S., THERMIQUE ET MAGNETIQUE

Un résumé traite des résultats de ces études qui ont mis en évidence une structure anomalique P.S. sur le flanc nord du Fuego. Cette structure est remarquable par :

- Son amplitude qui dépasse 2000mV.

- Son extension, de l'ordre de 3km de largeur.

- Les fortes variations $\Delta S$ suivant l'horizontale.

Deux anomalies apparaissent de part et d'autre de l'anomalie positive. Une zone anomalique apparaît d'autre part sur le Volcancito.

La similitude avec les anomalies rencontrées sur les rift-zones suggère que ces structures correspondent à des zones thermales fissurées. L'hypothèse
la plus vraisemblable pour expliquer la structure PS est d'admettre l'existence d'une zone principale d'intrusions magmatiques (à la manière des rift-zones dans le volcanisme hawaiien). S'agissant ici d'un volcanisme andésitique compor- tant un déplacement de l'activité du nord vers le sud, la terminologie hawaienne est à prendre cependant avec prudence. En fait, nous ne connaissons pas d'exemple ressemblant à l'étude réalisée sur le Colima.

## V - SISMOLOGIE

Des enregistrements sismologiques effectués en Avril 1983 montrent que l'activité sismique pendant cette période a été faible.

Les signaux enregistrés sont de deux types :

- Quelques événements de type I (séismes volcaniques) ont une origine à l'Ouest - Nord-Ouest du cône du Fuego à moins d'1km de celui-ci. La profon- deur des foyers serait inférieure à 3km.

- L'essentiel des signaux enregistrés (type II) apparaît comme des vibrations de fréquences assez élevées (6Hz), en forme de fuseau et dont la durée peut atteindre 2 minutes. Ils présentent des caractéristiques proches des trémors volcaniques ou des séismes de type B (séismes "basses fréquences" au voisinage immédiat des cratères actifs et à très faible profondeur : h<2km). Ils sont expliqués par un phénomène de résonnance sous l'effet d'une excitation qui peut avoir comme origine la libération brutale de gaz dans les couches superficielles du cône. On peut aussi envisager l'existence de micro-explosions phréatiques. La forme de ces signaux semble fortement influencée par les conditions de site et de structure des couches.

Il apparaît hautement souhaitable que ce type de volcan soit surveillé en permanence par une ou deux stations sismologiques. Dans le cas du Colima cela ne pose pas de problème technique particulier compte tenu de la présence, à proximité, d'un sommet occupé par un relais télévision d'où l'on a une vue directe sur le volcan. Une transmission radio des signaux peut ainsi être réalisée dans les meilleures conditions. Elle permettrait une surveillance continue, indispensable pour apprécier l'activité normale de cet appareil, et de déceler toute activité anormale.

## VI - DEFORMATIONS

Un profil de nivellement de 8,2km de long et 4 stations dry-tilt ont été implantés autour du cône et sur le volcancito - 2stations dry-tilt ont été posées sur le Nevado.

Luhr J., Carmichael I.S.E. 1980 - Contr. Mineral. Petrol. 71, 4, 343-372.

Luhr J., Carmichael I.S.E. 1982 - Contr. Mineral. Petrol. 80, 3, 262-275.

Robin C. et al. 1984 - Bull. Pirpsev 87 - 98 pages.

Esquisse géologique des volcans de Colima : Unités I à V. Les flèches indiquent les principales directions prises par les coulées pyroclastiques flèches rayées : coulées cendreuses en relations avec C1 - Flèches claires : coulées de Los Depositos - Flèches noires NSV de type Los Mazos Atenquique et Platanos, en relation avec le Nevado - Flèches claires discontinues : coulées de cendres de Atenquique - traits discontinus : principaux écoulements NSV à partir du Fuego (B. de Montegrande et B.Beltran).
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<figure><img src="image_27.png" /></figure>
CORRELATS VOLCANS LABORATOIRES

ETNA

Ge₁, Ge₂, Ge₆, Ge₇, Ge₁₂, Ge₁₃, Ge₁₄, Ge₁₆, Ge₁₈, Ge₁₉, Ge₂₃, Ge₂₉, Ge₃₀, Ge₃₃.

T₄, T₈, T₉, T₁₀, T₁₁, T₁₄

Ga₁, Ga₁₀, Ga₁₁

HV₂₂, HV₂₇, HV₂₈, HV₂₉, HV₃₀, HV₃₆, HV₃₇

M₇, M₉, M₂₃, M₃₂

REUNION

HV₂, HV₃, HV₄, HV₃₁, HV₃₃

M₁, M₃, M₂₄, M₃₀

T₃, T₅, T₁₆, T₁₉

Ge₁₁

RIFT D'ASAL

Ge₂₅, Ge₂₈

Ga₃

MONTAGNE PELEE

Ge₂₆, Ge₃₆

HV₁₂, HV₁₅, HV₂₁

M₄, M₁₄, M₁₆, M₂₆

SOUFRIERE

Ge₃₂, Ge₃₆

HV₁₃, HV₁₄

M₂₀, M₂₅

T₇

COLIMA

Ge₅

MV₃₄
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ETUDE HYDROGEOCHIMIQUE DU MOMOTOMBO (NICARAGUA)
S. BIGOT - Géochimie Comp. Syst., U.P.M.C. Paris

Cette opération visait à étudier l'influence de la présence d'une intrusion magmatique sur la composition chimique des aquifères avoisinnants. Elle a permis d'initier un programme de surveillance hydrogéochimique de cette zone, en relation avec l'activité du volcan Momotombo, le plus directement lié à cette intrusion.

Les terrains rencontrés sont constitués de dépôts volcaniques, coulées et pyroclastites, recouvrant une série sédimentaire composée de tufs calcaire, de schistes et de grès.

Les eaux étudiées ont des compositions qui se situent entre deux pôles distincts:

1. le pôle bicarbonaté mixte, peu minéralisé, avec des températures inférieures à 30°C. Ce faciès chimique est caractéristique des aquifères sub-superficiels en milieu sédimentaire.

2. le pôle chloruré sodique, relativement minéralisé avec des températures avoisinant 50°C. La prédominance des ions Na et Cl est inhabituelle dans les aquifères au contact de terrains d'origine volcanique, où les sulfates et les ions alcalino-terreux jouent un rôle important. Par contre, cette composition est révèlatrice de l'existence d'un système hydrothermal de haute température, en profondeur. L'importance des ions bicarbonatés et la valeur modérée des températures relevées laisse supposer que les fluides hydrothermaux ont traversé la nappe phréatique et se sont mélangés avec les eaux souterraines superficielles, pour donner une composition mixte.

La surveillance de cette zone sera effective à la fin de l'année 1984.

SURVEILLANCE HYDROGEOCHIMIQUE DU LAC DE CRATERE DU POAS (COSTA RICA)
S. BIGOT - Géochimie Comp. Syst., U.P.M.C. Paris

Au même titre que la surveillance hydrogéochimique des aquifères en domaine volcanique, l'étude de l'évolution de la composition des lacs de cratère fournit des informations sur les modifications subi par le système en relation avec l'activité éruptive. L'atténuation de l'information due à l'extrême minéralisation de ces milieux est contrebalancée par leur position privilégié par rapport aux émissions fumerolliennes.

Le lac de cratère du Poas à un diamètre de 200 m. pour une profondeur estimée de 50 m. environ. Sa température moyenne est de 50°C. Le pH est extrêmement acide; 0.34. Sa composition est définie, presque exclusivement, par les ions H⁺, SO₄²⁻ et Cl, qui représentent 97% de la minéralisation totale, avec un rapport Cl/S=0.60.

Les éléments constitutifs de l'eau du lac sont dérivés de produits volcaniques selon deux processus:

1. la mise en solution de composés volatils associés à l'activité fumerolienne (HCl, H₂SO₄)

2. le lessivage, par les eaux ácides, des matériaux andésitiques qui libèrent des ions Ca, Mg, Na et K.

Les ions Cl, extrêmement solubles, se maintiennent presque intégralement en solution. Par contre, les composés soufrés subissent une oxydation qui conduit rapidement, dans ce milieu acide, à la formation de soufre élémentaire. Celui-ci s'accumulerait par gravité au fond du lac, sous une couche de dépôts d'altération, de moindre densité. Les cations sont saturés, à l'équilibre, en solution et précipitent sous forme de sulfates (gypse, alunite).

Depuis la mise en place de la surveillance, en 1981, on constate une diminution du soufre total et de l'ensemble des cations, pour une concentration en chlorure croissante. Le ressèrement de l'échantillonnage, réalisé en 1984, permettra de faire la part des dilutions dues aux apports météoriques, et de préciser l'origine des phénomènes observés.

ETUDE HYDROGEOCHIMIQUE DE L'ARENAL (COSTA RICA) - MODIFICATIONS LIEES A L'ACTIVITE ERUPTIVE
S. BIGOT - Géochimie Comp. Syst., U.P.M.C. Paris

L'intérêt hydrogéochimique de l'Arenal réside dans le fait que seule une partie de l'édifice a été affectée par l'éruption depuis 1968. L'autre versant représente, en quelque sorte, le système tel qu'il était avant la reprise d'activité. On dispose ainsi d'un système de référence permettant de dresser un bilan des apports et des modifications liés à l'activité éruptive.

Les flancs de l'Arenal sont constitués d'une alternance de tufs et de cendres altérés, et de sols. Ces niveaux, très imperméables, limitent la pénétration des eaux d'infiltration. Les circulations de subsurface prédominent largement. Dans la zone active, les formations récentes, qui ont recouvert les anciens reliefs, possèdent une perméabilité d'interstice importante entraînant une infiltration très rapide des eaux météoriques jusqu'aux paléovallées.

Les compositions chimiques de ces eaux montrent un clivage très net entre ces deux systèmes:

1. dans la zone inactive, les eaux sont de type bicarbonaté calcique, froides, légèrement alcalines, peu minéralisées. Ce groupe se caractérise par une très grande unité de faciès. Le bilan géochimique donne comme origine à cette minéralisation: atmosphère et sols (87%) lessivage de produits volcaniques (11%) et précipitation (2%).

2. dans la zone active, les eaux sont de type chloruré mixte, chaudes, acides et très minéralisées. Les compositions sont très variables et reflètent la différence de nature des matériaux lessivés: dépôts de nuées, coulées de boues ou laves. La minéralisation est essentiellement d'origine volcanique: gaz dissous, incrustations fumerolliennes et lessivage de cendres.

La surveillance hydrogéochimique, initiée en 1981 et portant sur cinq sites, a été accentué en 1983, avec un échantillonnage mensuel.

SURVEILLANCE HYDROGEOCHIMIQUE DE LA SOUFRIERE DE GUADELOUPE
S. BIGOT - Géochimie Comp. Syst., U.P.M.C. Paris

Ce programme de surveillance a été mis en place en 1979, à l'initiative de l'1.P.G. Il porte sur l'étude en semi-continue de la composition chimique de six sources thermales proches du dôme.

L'alimentation de ces sources résulte d'une infiltration des eaux météoriques dans les dépôts pyroclastiques récents ceinturant le sommet. Le dôme lui-même, bien que présentant une fracturation importante, est entièrement imperméabilisé par l'altération fumerolienne. Après un temps de séjour relativement bref dans des aquifères très superficiels, ces eaux sont évacuées à la périphérie du dôme, le long de la fracturation radiale. A ces exigences sont associées des émissions fumerolliennes dues pour l'essentiel à une mobilisation d'une partie de l'aquifère dans les zones profondes.

Les eaux du dôme de la Soufrière sont de type sulfaté chloruré calco-magnésien, chaudes, acides et très minéralisées. Ce faciès, caractéristique des circulations en domaine volcanique, a une double origine: le lessivage des dépôts pyroclastiques et l'apport des gaz magmatiques. Ace titre, on constate depuis le début de la surveillance une évolution du site Carbet l'Echelle, le plus proche du dôme. La température a diminué régulièrement de 70°C en 1979 à 42°C en 1984. De même les chlorures, correction faite des importantes variations saisonnières d'origine météorique, ont diminué d'un facteur 2. Parallèlement, les ions bicarbonates ont augmenté dans un rapport parfaitement corrélatif avec la variation calculée de solubilité de la calcite avec la température.

Cette évolution reflète une diminution des apports volcaniques qui implique soit une isolation de l'aquifère par colmatage des fissures, soit une diminution des émissions gazeuses.

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Le cône de l'Etna repose sur un socle de terrains sédimentaires imperméables qui délimite la base des aquifères. Compte tenu de l'extrême porosité des dépôts volcaniques, les eaux météoriques s'infiltrent dans l'édifice pour alimenter des aquifères qui remplissent les anciennes dépressions. Les sources sont situées uniquement à la périphérie de l'édifice, au contact avec les terrains sédimentaires. Une seule exception: la Vallée del Bove qui contient des niveaux imperméables résultant d'altérations dans la grande caldera.

La composition des sources inventoriées permet de différentier deux groupes principaux:

1. le groupe bicarbonaté sulfaté sodique auquel appartient la majorité des sources, indépendamment de leur localisation géographique. Ce faciès chimique, très homogène, résulte typiquement d'un lessivage des dépôts volcaniques constituant le cône. Cet ensemble comprend les sources périphériques de minéralisation moyenne et les sources d'altitude plus proches des eaux météoriques

2. le groupe bicarbonaté calcique à sodique correspond à deux zones, très localisées. Bien que conservant des caractères d'origine essentiellement volcanique (Cl et SO₂, élevé) la composition de ces eaux reflète une participation importante des terrains sédimentaires. Ces compositions de mélange résultent d'interactions subies par les aquifères dans les zones fracturées, au contact des terrains sous-jacents.

Dans ce contexte le site de milo a été retenu comme étant le plus susceptible de répondre aux objectifs fixés. Situé à la fermeture de la Vallée del Bove, il draine exclusivement la partie sommitale du volcan. Sa faible minéralisation constitue un bruit de fond réduit sur lequel les apports liés à l'activité sont mieux définis. Enfin, la faible dimension du bassin versant, comparée à celle des sources périphériques, permet d'espérer une réponse rapide du système, compatible avec la notion de prévision des phénomènes.

Depuis 1984 ce site fait l'objet d'un échantillonnage automatique régulier.

## RESEAUX GEODESIQUES AU PITON DE LA FOURNAISE POUR L'ETUDE DES DEFORMATIONS.

P.A. Blum, J.C. Ruegg, Y. Egels, G. Nogier et al.

Un premier réseau géodésique de surveillance des déformations a été installé dès décembre 1980 au Piton de la Fournaise. En février 1981, une éruption se produisait une semaine après l'émergence d'une activité sismique et après que des mesures géodésiques de contrôle aient permis d'en déceler l'imminence. Un point situé près du cratère Bory montrait un vecteur déplacement de 18 cm, perpendiculaire au champ de fissures créé lors de l'éruption.

Dans le cadre du PIRPSEV, nous avons établi un programme d'étude des déformations mettant en oeuvre un réseau géodésique de précision associé à un levé photogrammétrique à grande échelle. Ce projet établi en collaboration avec l'IGN et le Service Topographie d'EDF a vu sa première phase réalisée en automne 1981.

Le réseau géodésique et le levé photogrammétrique ont été réitérés en juin 1984 après les éruptions de décembre 1983 et janvier 1984. Les résultats de l'analyse photogrammétrique sont présentés par ailleurs. La remesure du réseau géodésique indique en tous cas que les déformations résultantes sont faibles (inférieures à 10 cm de déplacement relatif) et limitées à la zone sommitale.

Cependant l'intérêt de cette étude est surtout méthodologique car elle permet de démontrer qu'un levé photogrammétrique associé à une géodésie de précision permet d'établir à terme une véritable cartographie tridimensionnelle de la déformation d'un édifice volcanique. Ce type d'étude devrait être étendu prochainement à d'autres volcans laboratoires et notamment au rift d'Asal-Ghoubbet à Djibouti.

B. BLAVOUX

Des analyses d'oxygène 18, de deutérium et de tritium sur les pluies, les sources froides et chaudes ont permis de définir très précisément l'environnement isotopique du massif de la Soufrière. Seules les sources issues des aquifères du pourtour actif du dome (Galion et Carbet) fortement minéralisées, sous influence fumérienne et à temps de renouvellement court dans les pyroclastiques récents sont susceptibles d'enregistrer de façon rapide et significative les modifications physico-chimiques des gaz souterrains précédant les crises volcaniques. Alors que toutes les sources se situent dans un diagramme $^{18O-2H}$ sur la droite des eaux météoriques, les premiers résultats de l'étude en cours sur la vapeur d'eau des fumerolles montrent des enrichissements importants en $^{18O}$et à un degré moindre en $^{2H}$. Ces enrichissements des condensats indiquent des échanges à haute température des eaux météoriques infiltrées avec l'encaissant andésite et résultent aussi d'un fractionnement du à la dépressurisation durant l'ascension de la vapeur. Des différences nettes entre les teneurs isotopiques de quelques condensats prélevés en 77-78 et 79 et les teneurs actuelles, témoignent d'une évolution du régime hydrique et thermique du dome : pénétration moins profonde des eaux météoriques et ou contact moins chaud avec l'encaissant suite à un colmatage ou une baisse de l'activité fumerollienne ?

## APPLICATION DE DIVERSES METHODES ELECTRIQUES SUR LE MERAPI - M. HALBWACHS - C.F.R. - C.N.R.S. GIF-SUR-YVETTE

Une mission d'études géophysiques a été réalisée sur le Mérapi en 1980 dans la continuité d'autres campagnes menées en 1978 et 1979 par le L.E.T.I./M.A. du C.E.N. Grenoble. Le but est d'essayer d'obtenir certains indices suggérant une migration de l'activité éruptive du dome actuel (S/SW) vers le secteur E/SE dans l'axe Woro-Guendol. Diverses méthodes ont été appliquées :

- Une carte de la Polarisation Spontanée (PS) de la zone sommitale a été reproduite avec une excellente définition. Nous avons retrouvé la même configuration générale que celle obtenue en 1979 par le L.E.T.I. avec cependant la migration significative de certaines anomalies. Les zones fumerolliennes présentent toujours un potentiel positif entouré d'anomalies négatives très prononcées. Le dipôle électrique résultant dépasse 300 mV d'amplitude. L'origine du phénomène est clairement expliquée par un mécanisme d'électrofiltration à l'intérieur de cellules de convection.

- Un réseau d'électrodes Pb/PbCl$_2$ a été implanté à de-meure sur la zone menacée et sera relevé pendant plus d'un an avant sa destruction indiquant une bonne reproductivité des mesures.

- Un profil PS a été effectué radialement jusqu'au contact de la lave du dome extrusif. Un phénomène proprement thermoélectrique a donc été relevé pour la première fois.

- Des sondages électriques de type Schlumberger ont été réalisés sur la zone Woro/Guendol. Aucun indice d'un milieu conducteur sous-jacent n'a été relevé jusqu'à une profondeur de l'ordre de 50 m. Rappelons que le L.E.T.I./M.A. avait effectué une expérience originale de mise à la masse du dome d'extrusion et montré une extension du conducteur magmatique dans l'axe Woro/Guendol. Ce conducteur semble sonc être situé au delà des 50 m.

- Accessoirement, plusieurs mesures d'anisotropie tel-lurique ont été effectuées au cours de cette campagne pour évaluer une éventuelle canalisation des nappes de courants telluriques à proximité des édifices volcaniques. Nous avons notamment effectué des mesures au fond du cratère du Tambora, à Sumbawa, et dans la caldeira du Bromo alors en éruption. L'anisotropie régionale, très nette, ne semble pas modifiée par la présence des volcans.
Une campagne de relevés de la polarisation spontanée (PS) des sols a été effectuée en avril 1979 sur le segment de rift émergé séparant le lac Asal du Ghoubbet El Kharab. Le but de ces mesures était double :

- Etude localisée de l'effet d'une éruption volcanique fissurale sur la PS des terrains encaissants.

- Etude à une échelle plus étendue des gisements géothermiques régionaux et du phénomène de bombement tectique affectant la partie centrale du rift.

L'éruption volcanique de l'Ardoukoba est caractérisée par un système de fissures effusives en échelon. Lors de nos mesures, 5 mois après l'éruption, les intrusions de basalte n'ont pas eu le temps de se refroidir notablement et il était intéressant d'étudier les modifications apportés à la PS des sols recouvrant ces dykes enfouis.

Un profil principal de 3 km a été précisément relevé, perpendiculairement à l'axe du rift et situé à 900 m du volcan. Une anomalie négative, bien résolue, et de l'ordre de 100 mV est mise en évidence exactement dans l'axe de la fissure du volcan. Une cartographie détaillée de cette anomalie est réalisée. La direction des équipotentielles révèle sans ambiguïté une géométrie axiale et confirme bien sa position à l'aplomb de la fissure du volcan. La source de cette anomalie est attribuée à la présence, à une profondeur de l'ordre de la centaine de mètres, d'une intrusion de lave chaude ou en fusion. Sa forme, nettement asymétrique, est discutée en fonction de l'existence d'un contact vertical séparant deux terrains de résistivités connues par ailleurs. Un modèle est proposé qui rend correcte compte quantitativement de cette asymétrie. Les mécanismes possibles sont discutés (électrofiltration effet thermoélectrique) mais aucune conclusion n'a pu être établie à partir de ces données.

Deux autres profils de 3,5 km réalisés sur la piste Djibouti-Tadjoura ont montré une anomalie principale négative, de 300 mV d'amplitude et d'une extension supérieure à 3 km, modulée par des anomalies secondaires. Une interprétation possible serait l'existence d'un réservoir géothermique situé à une profondeur supérieure à 1 km.

## ETUDE MAGNETOTELLURIQUE ET POLARISATION SPONTANÉE DES VOLCANS DU NICARAGUA ET DU POAS

M. HALBWACHS - C.F.R. - C.N.R.S. - GIF-SUR-YVETTE

Y. BENDERTITTER - C.R.G. - C.N.R.S. - GARCHY

A. CREUSOT-ÉON - I.N.E. - MANAGUA - NICARAGUA

Une mission effectuée en 1983 a complété une étude géophysique des volcans Nicaragayens effectuées en 1981 (financement du Ministère des Relations Extérieures).

Le Momotomo présente l'intérêt exceptionnel d'être un voulcan en cours de reprise d'activité après 80 années d'assoupissement. Les températures relevées augmentent depuis 10 ans et ont atteint cette année (1984) le seuil critique des 900 °C. Parallèlement, les champs de fumerolles s'étendent de plus en plus sur les parois du cratère. Les phases d'évolution de ce réveil doivent donc être tout spécimenteante surveillées.

Nous avons effectué une série de sondages audiomagnétotéléuriques (AMT) dans le cratère du volcan. Les résultats conduisent à des conclusions claires sur la répartition des résistivités des sols. Ils indiquent la présence, sous un terrain de résistivité normale (~ 200 Ωm), d'un corps conducteur d'extension latérale importante, dont la résistivité est inférieure à quelques Ωm. Le contraste de résistivité est ici parfaitement défini, le plafond du corps conducteur se trouvant situé à une profondeur de l'ordre de 200 m. Rien n'interdit de penser qu'il s'agit d'une intrusion magmatique dont la localisation et le suivi temporel s'avèrent déterminant pour la surveillance de ce volcan. D'autres sondages ont été réalisés sur le Cerro Negro, le Telica et le Mombacho qui serviront de références poussur une surveillance multidate de ces volcans.

Des sondages AMT effectués dans la caldeira du volcan Poas ont montré à contre que la conductivité exceptionnelle des sols rend inefficace cette méthode.

Une prospection de la Polarisation Spontanée (PS) autour du centre actif du Poas a nettement révélé le contraste PS entre les zones chaudes (potentiel positif) et la ceinture de condensation des fluides (potentiel négatif) par un gradient PS brutal et très localisé. La surveillance dans le temps de la position de ce gradient est une méthode qualitative intéressante pour évaluer l'échauffement ou le refroidissement global des terrains sous-jacents.

La crise sismo-volcanique de l'Ardoukoba en novembre 1978 avait donné lieu à des déformations importantes,

- extention maximum de 2,40 m perpendiculairement à l'axe du rift.

- effondrement du plancher interne du rift d'environ 70 cm et relèvement des bordures de l'ordre de 15 cm.

Ces déformations, constatées lors de la réitération d'un grand réseau géodésique (mis en place en 1973), étaient pour l'essentiel cosimétique c'est à dire instantanées et associées à cet EPISODE DE RIFTING caractéristique du fonctionnement de ce segment de dorsale.

Dès 1979, un réseau géodésique plus dense était mis en place à l'intérieur du rift pour une étude plus détaillée des déformations. Une surveillance annuelle de l'évolution des déformations dans le rift a été réalisée dans le cadre du PIRPSEV et une remesure quasi complète de tous les réseaux existants a été effectuée en mars 1984.

Les résultats obtenus depuis 1979 montrent que :

- Le plancher interne du rift a subi une extension de 15x10⁻⁶/an: les deux bords du plancher interne se sont écartés régulièrement à la vitesse de 60 mm/an.

- Un mouvement général de gonflement de tout le rift est mis en évidence par la réitération du nivellement effectué en 1984: l'inflation totale dans la zone centrale du rift est d'environ 15 cm depuis 1979.

- Par rapport à ce bombardement d'ensemble, un effondrement relativ du plancher interne de l'environ 4 cm, correspond au rejeu en fluge des failles normales actives qui le bordent.

L'inflation ainsi détectée correspond probablement au remplissage d'une chambre magmatique à une profondeur de l'ordre de 5 km. Ces résultats sont très importants car ils montrent l'effet conjoint de la dérive des plaques et du magmatisme et indiquent que l'activité des dorsales n'est pas limité à des épisodes brusques de rifting du type 1978.

## APPORT DE LA PETROGEOCHIMIE DES PRODUITS PYROCLASTIQUES PONCEUX A LA CHRONOSTRATIGRAPHIE DU SUD DE LA GUADELOUPE, ANTILLES

Nicole VATIN-PERIGNON¹,², Michel P.SEMET²,³ et Françoise BLANC

1- Institut Dolomite, Grenoble; 2- Observatoires Volcanologiques, I.P.G. Paris; 3- Géochimie C. et S., U.P.M.C., Paris

Quatre grandes unités volcaniques sont mises en évidence dans le sud de la Guadeloupe par les travaux de terrain: (1) la Chaine Axiale (CA); (2) les Monts Caraïbes (MC); (3) la Chaine de Bouillante (CB); (4) les volcans de la Grande Décoûte et de la Madeleine (M). Nous avons utilisé la pétrogéochimie des débits ponceux comme outil tephronochronologique pour palier les difficultés de corrélation directe.

Un certain nombre de gisements de poncees andésitiques souvent bicolorés se rapportent au lieu type de la carrière du Bouchou (1 km au N de Vieux-Habitants). Ces roches sont caractérisées par une paragenèse à Pl (An90-88, An75-55) + Opx (En55) + Cpx + Mt (Uv50-30) - Ol(F06), par leur teneur en SiO₂ voisin de 60% et par des rapports SiO₂Th et La/Th de 35,6 et 3,9. Nos rattachements ces gisements au volcanisme CA et, semblant postérieurs à la coulée andésitique du Plessis (O, 6 MA; Blanc, 1983), ils représenteraient un événement tardif dans l'activité de cette carrière.

Bien que ces affleurements de roches pyroclastiques poncees soient connus dans les Monts Caraïbes leur étude n'a pas été menée et rien ne permet encore les rattachers à l'une ou l'autre des unités volcaniques définies ci-dessus. Cependant, au lieu-dit Blanchette (4 km au N du Baillif) des cendres et scories basaltiques recouvrant des débits plinidiens andésitiques à dacitiques surmontant la coulée du Plessis. Ces cendres et scories basaltiques pourraient appartenir à un épisode du volcanisme MC (O, 5 MA; Blanc, 1983) dont elles seraient l'af-fleurement le plus septentrional, d'autres jalons étant connus au Baillif et à Basse-Terre. La géochimie des éléments traces des connuts sous-jacentes du rapproché de volcatoën, CA-CB, elles constituerait un autre épisode ponceux de cet ensemble, minéralogiquement différent des poncees bicolorés.

Dispersés également dans la région de Vieux-Habitants se retrouvent des coulès et des retombées poncees de composition dacitique à rhyolitique ou le Qzt est généralement exprimé. Ces affleurements sont attribués par Cadalia (1984) au volcanisme méridional CB (O, 325 - 0,108 MA). Ces roches forment effectivement un ensemble pétrogéochimique bien défini auquel pourrait appartenir les débits à Qzt au N et NE du Baillif. D'autres coulètes de poncees rubanées à Qzt sont connues dans le secteur de Trois-Rivières (côte atlantique). Les débits de cet épisode se distinguent cependant de ceux du secteur de Vieux-Habitants par leurs caractères géochimiques qui les rapprochaient plutôt des épisodes précôces du volcanisme GD ou N.

Des coulètes et retombées de poncees andésitiques stratigraphiquement plus jeunes que ces derniers débits ont été cartographiés dans le secteur Baillif - Basse-Terre - Boucan Mont d'Or - Trois Rivières - Capeterre. Ces poncees forment un ensemble pétrographique et géochimiquement homogène mais distinct des volcanites CA-CB, ce qui permet de regrouper plusieurs de leurs gisements isolés. Au lieu type de la carrière du Calbassier (quartier PINTADE de Basse-Terre) les poncees sont des andésites (SiO₂ ~ 61%) à Pl (An80-70) + Opx (En60-58) + Cpx + Mt (Uv40-35). Les rapports SiO₂Th et La/Th sont de 24,4 et 3,4 respectivement. Le corrélation tephronochronologique de ces divers débits confirme que les poncees de Pintade représentent l'événement pyroclastique majeur du sud de la Basse-Terre ce qui étaituggéré par les données de terrain. L'age de l'événement volcanique à l'origine de ces pyroclastites n'est pas connu avec précision: il est inférieur à celui des poncees à Qzt CB (O, 25-0,11 MA) et supérieur à environ 36.000 ans (14C sur bois carbonisé). L'événement de Pintade est unaniment attribué à l'ouverture de la caldeira de la Grande Découverte.

En l'absence de continuité entre les affleurements ponceux et de moyens macrocopriques de corrélation, la pétrogéochimie s'est révélée à un outil indispensable dans la réconstitution de l'activité volcanique du sud de la Basse-Terre.
<figure><img src="image_30.png" /></figure>
P. ALLARD, D. DAJLEVIC et H. TAZIEFF - 1979 - Observations of seafloor spreading in Afar during the november 1978 fissure eruption - Nature, vol. 279, n° 5708, p. 30-33.

P. ALLARD - 1979 - 13C/12C and 34S/32S in magmatic gases from ridge volcanism in Afar - Nature, vol. 282, 7534, p. 56-58.

P. ALLARD et H. TAZIEFF - 1979 - Phénoménologie et cartographie thermique des principales zones fumerolliennes du Merapi (Indonésie) - C.R.A.S., Paris, D 288, 747-750.

P. ALLARD - 1980 - Composition isotopique du carbone dans les gaz d'un volcan d'arc : le Momotombo (Nicaragua) - C.R.A.S., Paris, D 290, 1525-1528.

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INDEX DES AUTEURS DES RESUMES

AINARDI J.L. Ge30

ALLARD P. Ga1, Ga2, Ga3, Ga13

ALLE P. Ge30

ALLEGRE C.J. M22

ALOISI J.C. HV24

AMOSSE J. SL1

AMOURIC M. SL2

ANGELIS (de) HV1

ARQUETOUX P. SL1

ANDRIEUX P. SL3

ARCHAMBAULT C. Ge1, Ge2

ARDOUIN B. Ga10

ARTHAUD F. T1, T2

AUBERT M. Ge3, Ge4, Ge5, Ge6, Ge7, Ge8

AUBY R. Geg

BACHELERY P. T3, HV2, HV3, HV4, HV33, M1, M3, M24

BADRUDIN M. Ga2

BAHAR I. T1

BALLESTRACCI R. Geg

BARDINTZEFF J.M. HV5, HV6

BARONNET A. SL2

BATIFOL F. HV23

BAUDIN Th. HV38

BEAUSSILLON Ge17

BELIN J.M. HV30

BELVISO S. Ge12

BENDERITTER Y. Ge26

BENHAMOU G. M3

BERGMAN C. SL4

BERTHELAY J.C. SL3

BESSON J.M. M31

BIZOUARD H. M2

BLANC F. HV7, HV38

BLANC Y. SL3

BONNEVILLE A. Ge11, Ge12

BOURLET F. et Y. Ge6, Ge13, Ge14

BLUM P.A. T4

BOF M. Ge10

BOIVIN P. HV8, HV9, HV16, HV19, M3, SL3

BONNETON J.R. T7

BOTTINGA Y. SL

BOUDAL Ch. HV10, HV11

BOUDON G. T17, HV12, HV13, HV14, Ge8, Ge35

BOURDIER J.L. HV12: JV15, M4, M16, M17

BOYER D. Ge15, Ge28, Ge29, Ge30

BRANDEIS G. M22

BROUSSE C. SL5

BUCUR I. HV36

CAMUS G. HV8, HV9, HV16, HV17, HV18, HV19, HV34

CANTAGREL J.M. HV20, HV34, HV39, HV40

CARBONNELLE J. Ge2

CAREY-GAILHARDIS E. T18

CARRON J.P. M12

CASTANET R. SL5

CHAMPEVAL Ph. Ge21

CHASTEL R. SL4

CHEMINEE J.L. Ga4, Ga5, Ga6, Ga15: Ga17

CHEVALLIER L. HV38: T16

CHRETIEN S. HV21

CLOCCHIATTI R. M2, M5, M6, M7, M8, Mg, M10, M18, M30, M30, M31, M32, Ga16, HV41

CAMPARE D. HV22

COSTARELLA R. HV38

COUDRAY J. HV33, HV35

COULON Ch. M4, M10, M26

COUTIN S. Ge33

COUTY R. M31

CREUSOT A. Ga13

DAJLEVIC D. Ga2, Ga3, Ga13

DAROT M. T6

DAUTRIA J.M. M11

DECHAMBENOY C. Ge16

DECRIAUD J.P. Ge18

DELBOVE F. SL6, SL7

DELMAS R. HV23

DELORME H. Ga4, Ga5, Ga6, Ga15, Ga17

DENIELOU L. SL8

DESPRAIRIES A. HV35, M29

DHAMELINCOURT P. M27, M30

DOSTAL J. M12, M13, M14

DUCHER G. T5

DUPIS A. Ge17, Ge18, Ge26

DUPONT P. M3

DUPUY C. M12, M13, M14, M26

ENGELMANN Ch. Ga16

FEHRENBACH L. HV1

FELICE (de) P. Ga11

FERRUCCI F. Ge25

FICHAUT M. M26

FOULETIER J. SL1

GANTES M. Ga13

GAUDICHET A. Ga11GAULON R. Ge27

GIROD M. M11, M13, M15

GLACON G. HV24

GLOT J.P. Ge19

GOER DE HERVE A. (de) HV8, HV9, HV16, HV17, JV19

GOT H. HV24

GOURGAUD A. HV8, HV9, HV15, HV17, HV19, HV20, HV34, M4, M16: M17, M26

GRATIER J.P. T16, T17
GRELLET B. T2
GRESTA S. Ge19
GUEGUEN Y. T6
HALBWACHS M. Ga13
HAVETTE A. M18
HENROTTE Ge20
HERNANDEZ J. M19
HUMBERT G. Ge21
INGRIN J. M20
INOUBLI H. HV24
JACKSON D.B. Ge24, T3
JACQUEMIN H. M21
JAMBON A. Ge21, Ga7
JAUPART C. M22
JAVOY M. Ga4, Ga5, Ga6, Ga8, Ga9
JEHANO C. HV1
JEREMIE J.J. HV25, M28
JORON J.L. M1, M6, M7, M21, M23
JULIEN Ph. T7
KASSER M. Ge22, T8
KERINEC F. M6
KIEFFER G. Ge7, HV8, HV9, HV16, HV26, HV27, HV28, HV29, HV30
KIRCHNER S. HV23
KORNPROBST J. SL3, M3, M24
LALANNE X. Ge11
LAMBERT G. Ga10
LANGEVIN Y. HV41
LEBEDEV E. SL6
LE CLOAREC M.F. Ga10
LECOINTRE J. HV31, HV32
LEFEVRE C. M25
LEFEVRE R. Ga11
LEGRAND M. HV1; JV23
LE GUEN DE KERNAISON M. M12
LE GUERN F. Ga2, Ga11
LEHMANN J. Ge21
LE MOUEL J.L. Ge32, Ge36
LENAT J.F. Ge11, Ge23, Ge24, T3, HV4, HV33
LEPINE J.C. Ge25
LIOTARD M13
LUAIS B. M11, M15
MARIE Ph. Ge26
MARTEL L. Ge27
MARTIN Y. Ge33
MASCARENHAS A. HV24
MASSARE D. M8, M31
MASSENET F. Ge29
MATHIEU J.C. SL4, SL5
MAURETTE M. HV1
MAURY R.C. M10, M12, M26
MENVIELLE M. Ge33
MERCIER J. T
MERGOIL J. HV8, HV9, HV17, HV19
METRICH N. Ga16, M2, Mg, M27

METRICH N. Ga16, M2, Mg, M27
MIRABILE L. HV24
MONACO A. HV24
MONNIN M. Ga14
MONTAGGIONI L. M18
MOREAU M.G. Ge35
MOSSAND Ph. HV34
MOUSNIER P. Ge33
MURRAY J.B. Tg, T10, T11
NATIVEL P. HV35, M18
NGUYEN B.C. Ga12
NICOLAS A. T12
PAMBRUN C. Ge1
PAQUET J. T13
PAQUIN C. T14, T15
PARDYENTO L. Ga2
PASCALINE HV25, M28
PATANE G. HV37, Ge19
PAUL A. T17
PERRET M. HV24
PERSON A. Ga15
PETITET J.P. SL8
PHAM V.N. Ge15, Ge28, Ge29, Ge30
PHILIPPE C. Ge32
PHILIPPOT F. HV35, M29
PIRIOU B. SL9
POUPINET G. Ge19, Ge31
POZZI J.P. Ge32, Ge33, Ge35, Ge36
RICHET P. SL10
ROBACH F. Ge10
ROBERT M. SL7
ROBIN C. HV10, HV11, HV20, HV34, HV39, HV40
ROGEZ J. SL5
ROSSIGNOL J.C. Ge32
ROUX J. Ge21
ROUYER J.L. Ga2
RUEGG J.C. Ge25
SABROUX J.C. Ga2, Ga13
SASSI W. T18
SEIDEL J.L. Ga14
SEMET M. HV13, HV14
SEVEQUE J.L. Ga15
SIMON G. Ge33, Ge36
SOBOLEU A. M30
SYFOSSE G. M31
TABBACH J. Ge16, Ge34
TALIBART A. T3
TANGUY J.C. HV36, HV37, Ge1, Ge2, M32
TARITS P. T3
TAZIEFF H. Ga3
THERME P. Ge30
THOMAS P. T19
THOMPSON J.F.C. HV36
TOURNON J. M33
TOUTAIN J.P. Ga15
TRAINEAU H. M₄, M₁₄, M₂₆

TREUIL M. M₁, M₆, M₇

TROCELLIER P. Ga₁₆

URBAIN G. SL₁₁

VASSEUR G. Ge₁₂

VATIN-PERIGNON N. HV₃₈

VELDE D. M

VESCHAMBRE M. SL₃

VIE LE SAGE Ga

VIELZEUF D. SL₃

VILLEMANT B. M₂₃, M₃₄

VINCENT P.M. HV₂, HV₃, HV₈, HV₉, HV₁₂, HV₁₃, HV₁₄, HV₁₈, HV₁₉, HV₂₀, HV₃₂, HV₃₃, HV₃₄, HV₃₉, HV₄₀, HV₄₁, M₄

VIODE J.P. Ge₃₆

WESTERCAMP D. M₄, M₁₀, M₂₆

ZANOLINI F. HV₂₃

ZIMMERMANN J.L. Ga₁₇

ZLOTNICKI J. Ge₈, Ge₃₂, Ge₃₃, Ge₃₅, Ge₃₆
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Imp Sciences 24, Avenue des Landais - 63170 Aubière - Dépôt Légal

4 ème Trimestre 1984