différents effets physiques de très faible amplitude. Mais, l'allongement naturel des périodes d'analyse d'orbite au fur et à mesure des années (le 20ème anniversaire du lancement de Starlette est fêté en 1995), et l'amélioration des modèles orbitographiques, notamment au niveau des forces dissipatives [Mignard et al., 1990; Scharroo et al., 1991], ont permis d'accroître la qualité de l'information apportée sur la nature et l'amplitude des phénomènes. Aujourd'hui, des questions restent cependant encore posées. Entre autres, le problème de l'analyse simultanée des effets du rebond post-glaciaire et de ceux engendrés par la marée océanique à 18,6 ans (reliée à la précession du nœud de la Lune) ne sont pas résolus. Pourtant, les dernières déterminations de $\dot{J}_2$ sont basées sur des périodes d'analyse d'orbite allant de 7 à 15 ans suivant les cas. Dans tous les travaux réalisés jusqu'à maintenant, l'amplitude de cette marée a toujours été fixée à sa valeur nominale (environ 1,2 cm ±0,2 [Trupin et Wahr, 1990]), toujours indépendante des solutions dynamiques. En ce qui concerne sa phase, l'hypothèse de marée d'équilibre a été largement adoptée (pour une marée d'équilibre, la surface de la mer est une surface de potentiel constant), bien que son erreur formelle soit relativement plus forte que dans le cas de l'amplitude. En outre, il est admis qu'une incertitude sur $\dot{J}_2$ (séculaire) de l'ordre de 10-15% peut être introduite par la méconnaissance des composantes de la marée océanique et des forces de surface. Il en est de même pour $\dot{J}_3$ et $\dot{J}_4$ (séculaires), bien entendu. Les rares tentatives de détermination simultanée par la dynamique des satellites ont apporté des résultats peu significatifs [Eanes et Watkins, 1991], avec une phase de la marée à 18,6 ans fortement corrélée numériquement avec $\dot{J}_2$.

Cependant, les résultats récents obtenus sur les variations temporelles du géoïde par l'analyse du mouvement moyen du satellite LAGEOS sur une période de 14,5 années montrent que ces problèmes peuvent être mieux résolus. Ceci est dû principalement à la nature de la théorie qui est à la base de cette analyse et que nous décrirons chapitre 3.

### 3. METHODES DYNAMIQUES

Les méthodes dynamiques les plus appropriées à l'étude de phénomènes d'origine gravitationnelle lentement variables sont aujourd'hui basées sur une intégration numérique complète à long terme d'un modèle global [Bois et al., 1992]. Ceci suppose bien entendu le choix d'une paramétrisation et donc d'un jeu approprié d'équations différentielles du mouvement dans un modèle capable de répondre qualitativement aux questions posées dans le système étudié. Dans ce chapitre, nous tenterons de décrire et d'analyser ces différents points en faisant référence aux méthodes utilisées aujourd'hui en géodésie spatiale dynamique.

L'intégration numérique, quand elle est bien maîtrisée en tant que technique numérique appliquée à un calculateur donné est un outil puissant [Balmino et Barriot, 1990]. Associée à une écriture des équations du mouvement en coordonnées rectangulaires, elle est relativement simple à mettre en œuvre. Elle reste donc largement utilisée.

Aujourd'hui, la méthode de Cowell utilisée sur des intervalles de temps courts (100 à 500 révolutions) a été suffisamment maîtrisée, eu égard aux calculateurs employés, pour permettre d'atteindre une classe d'exactitude de l'ordre de quelques $10^{10}$ [Tapley et al., 1993]. Les travaux réalisés en France dans ce domaine ont surtout été motivés par le projet TOPEX/Poséidon (ZOOM, Service d'Orbitographie Doris, CNES). Aussi, afin d'étudier principalement les phénomènes de transports de masses à l'intérieur et à la surface de la Terre, le GRGS a poursuivi la mise en place et l'exploitation d'une méthode numérique semi-

globale (GIN-DYNAMO à Toulouse) et en a obtenu de nombreux résultats (voir chapitre 2). Le principe de la méthode est le suivant. Grâce à des analyses d'orbite de satellites géodésiques réalisées par arcs courts (mensuels pour LAGEOS) sur des durées de plusieurs années, des matrices normales sont constituées puis assemblées. On s'intéresse à la sensibilité instantanée des mouvements orbitaux aux paramètres géodémiques étudiés; la valeur moyenne des différentes valeurs instananées représente l'effet séculaire recherché, et les fluctuations autour de cette valeur moyenne représentent les variations saisonnières et périodiques.

A très long terme, le principal inconvénient des méthodes numériques réside dans leur caractère divergeant, effet malheureusement renforcé dans l'étude des perturbations séculaires et à longue période de très faible amplitude de mouvement de satellite. Le problème de la prédiction d'éphémérides précises se pose alors, puisque, pour résoudre les signaux géophysiques lentement variables, il faut pouvoir exploiter les signaux orbitaux jusqu'à quelques $10^{-10}$. Le niveau d'exactitude doit pouvoir être conservé également dans le temps, c'est-à-dire au cours d'une période d'intégration du modèle dans son ensemble qui peut atteindre presque 100.000 révolutions. Aussi, la stabilisation à long terme des méthodes d'intégration numérique des équations du mouvement d'un satellite artificiel de la Terre a-t-elle été étudiée par différents groupes aux Etats-Unis et en Europe [Lundberg et al., 1991; Balmino, 1995, communication privée]. Ainsi, des applications récentes de la technique d'Encke ont été réalisées outre-atlantique, notamment dans le cadre de l'exploitation de 15 années d'observations par télémétrie laser sur LAGEOS et Starlette. Compte tenu du nombre très important (plusieurs millions) d'observations à traiter sur ces périodes de temps, il est alors possible d'ajuster de nombreux paramètres simultanément. Les résultats de ces intégrations numériques globales (notamment UTOPIA à l'Université du Texas) sont probants (voir chapitre 2).

La construction d'une théorie de mouvement visant essentiellement la stabilité à très long terme a été envisagée au GRGS dès 1976. Depuis, la méthode de centrage imaginée au départ a été complètement reformulée et une nouvelle théorie de mouvement (CODIOR à l'OCA-CERGA à Grasse) a été entièrement développée [Métris et Exertier, 1995]. Sa particularité réside dans une séparation exacte des termes perturbateurs à courte période et à longue période. Alors que le modèle gravitationnel a été moyenné une fois pour toutes à un ordre élevé [e.g., Métris et al., 1993] en utilisant principalement les transformées de Lie, le modèle non gravitationnel développé pour LAGEOS est moyenné numériquement [Exertier et al., 1992]. La méthode de résolution consiste ensuite à intégrer numériquement les seconds membres ainsi moyennés, sans chercher à remonter, analytiquement ou pas, aux variables osculatrices du mouvement. Le pas de progression peut donc être très grand (12 à 24 heures), ce qui permet de s'affranchir des problèmes purement numériques déjà cités.

L'étude des variations séculaires et à longue période du mouvement moyen du satellite géodésique LAGEOS entre juillet 1980 et octobre 1994, associées à la mesure des variations temporelles du géoïde, constituent aujourd'hui une application majeure de cette théorie. La particularité de notre analyse, outre les progrès sous-jacents en mécanique spatiale qu'elle suppose, tient dans sa capacité à résoudre globalement et en une seule restitution des termes très différents. En effet nous déterminons aussi bien les effets saisonniers dans les harmoniques zonaux ($\dot{J}_2$ et $\dot{J}_3$) que leur effet séculaire, ainsi que la marée à 18,6 ans. Ces déterminations avec leur erreur formelle sont aussi très cohérentes par rapport aux valeurs attendues exprimées par les modèles atmosphériques, hydrologiques et de marées. A titre
d'exemple, nous donnerons ici quelques valeurs trouvées: $31.10^{-11} \pm 3$ pour la composante annuelle de $J_2$, $22.10^{-11}$ pour sa composante semi-annuelle, et $-2,4 \cdot 10^{11}/\text{an} \pm 0,15$ pour sa partie séculaire. Avec ces valeurs, la marée océanique à 18,6 ans a pour composantes: $C_{2,0} = 1,98 \text{ cm} \pm 0,04$ et $S_{2,0} = 0,01 \pm 0,07$. Enfin, les résidus sur le nœud ascendant le l'orbite de LAGEOS, après ajustement des paramètres, sont de l'ordre de 80 mas ($4.10^{-7}$, avec un rms de 1,5 $10^{-7}$).

Le modèle non gravitationnel associé aux effets thermiques agissant sur le satellite a été particulièrement affiné. En effet, l'influence d'une erreur même faible est très grande sur le nœud de l'orbite, en particulier sur un long intervalle de temps. Or, c'est précisément cette variable qui porte l'essentiel de la signature des effets géodynamiques recherchés. A titre d'exemple, nous montrons qu'il est important d'utiliser un modèle de spin (évolution de la rotation propre) réaliste, de façon à calculer le plus proprement possible les effets thermiques dans les trois directions classiques: radiale, transverse, normale. En retour, l'analyse des éléments moyens filtrés (pseudo-observés), notamment sur le demi-grand axe, l'excentricité, l'inclinaison et le nœud, nous a permis de travailler de façon complète, dans trois directions, et non avec la seule donnée des effets le long de la trace [Scharroo et al., 1991]. Ainsi, le coefficient de corrélation entre divers paramètres ajustés, en particulier $J_2$ (séculaire) et $S_{2,0}$ ('phase' de la marée à 18,6 ans), n'a cessé de diminuer au fur et à mesure des améliorations du modèle de forces de surface.

Aujourd'hui, nous sommes en mesure d'apporter une réponse plus claire, indépendante des méthodes classiques, sur la nature de cette marée (marée d'équilibre), et sur le fait que la méconnaissance de son amplitude (1,98 cm) a probablement conduit à sur-estimer les valeurs de $J_2$ déterminées jusqu'à présent dans les analyses d'orbite.

## 4. CONCLUSION

Les travaux réalisés en France dans le domaine de la mesure des variations temporelles du champ de gravité à partir de l'analyse des trajectoires de satellites et de leur interprétation géophysique sont très riches. Les différentes questions abordées au cours des études menées dans les différents sous-groupes du GRGS (Grasse, Paris, Toulouse et Strasbourg) entre 1991 et 1995 ont permis des avancées scientifiques marquantes.

Ces travaux ont permis de déterminer les variations saisonnières du champ, aussi bien à partir des méthodes dynamiques qu'à partir des modèles atmosphériques utilisant des données météorologiques. Certes des problèmes demeurent, notamment au niveau de la réponse des océans. L'amélioration des ces déterminations est en cours.

D'autre part, des efforts importants ont été fait en direction de la détermination des variations séculaires. Deux types de méthodes ont été employés, aboutissant à des résultats cohérents et complémentaires. Il s'agit d'une méthode numérique globale travaillant sur plusieurs arcs de trajectoire successifs relativement courts, et d'une méthode semi-analytique globale en mesure d'intégrer le mouvement moyen du satellite pendant 15 ans et plus. L'application de ces méthodes à LAGEOS, Starlette et Ajisai, a permis la détermination précise des termes séculaires des harmoniques zonaux de bas degré (2 à 4) et de la marée océanique à 18,6 ans. Celle-ci a pu être déterminée simultanément avec la variation séculaire de l'aplatissement dynamique ($C_{2,0} = 1,98 \text{ cm}$, $S_{2,0} = 0,01$ et $J_2 = -2,4 \cdot 10^{-11}/\text{an}$), à partir d'une approche originale. Ces différentes déterminations sont cohérentes avec les travaux réalisés en parallèle aux Etats-Unis.

Ces études seront poursuivies d'une part dans le sens de l'utilisation de plusieurs systèmes spatiaux, d'autre part avec l'utilisation de séries temporelles de mesures à caractère non directement dynamique: météorologie, océanographie, hydrologie. La finalité de ces travaux est une meilleure compréhension des mécanismes géophysiques qui engendrent les variations temporelles du géoïde, ce qui devrait également permettre une amélioration de la partie constante de ce modèle de Terre.

*Remerciements.* L'auteur voudrait remercier ici la collaboration et l'encouragement constant qu'il a reçus de F. Barlier (Observatoire de la Côte d'Azur, Centre d'Etudes et de Recherches en Géodynamique et Astrométrie, GRGS, Grasse) et de G. Balmino et A. Cazenave (GRGS/CNES, Toulouse) dans le développement des travaux sur la théorie et l'analyse des mouvements orbitaux moyens de satellite. Il est aussi particulièrement reconnaissant à MM. Y. Boudon et G. Métris pour leur contribution immense à ces études. Enfin, le Centre National d'Etudes Spatiales à Toulouse, et en particulier J. Bardina, J. Foliard et F. Nouël, sont également remerciés pour le support accordé depuis quelques années à notre projet.

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# GEODESIE SPATIALE ET PHYSIQUE FONDAMENTALE

Christian VEILLET

Observatoire de la Côte d'Azur

Av. Copernic - 06130 GRASSE

Par la précision requise des modèles, et par l'utilisation possible de techniques d'observation communes, la physique fondamentale et la géodésie spatiale sont fortement liées. C'est d'abord dans l'étude de la gravitation et de la formulation post-newtonienne de la dynamique que sont utilisées les mesures de la géodésie spatiale : principe d'équivalence et précession géodésique par la télémétrie laser-Lune, ou effet Lense-Thirring (précession gravitomagnétique) avec Lageos et un Lageos III à venir... C'est ensuite dans la métrologie du temps, autre aspect de la physique fondamentale, que la télémétrie laser trouve une application de choix. L'expérience LASSO a permis de montrer qu'il était possible de raccorder une horloge au sol et une autre en vol avec une précision meilleure que 100 picosecondes. Une nouvelle version à l'étude (T2L2) pourrait atteindre la dizaine de picose secondes, permettant en particulier un raccordement des échelles de temps à l'échelle du globe avec une précision largement meilleure que la nanoseconde. Enfin les deux aspects se trouvent réunis pour une mission ambitieuse d'étude de certains aspects relativistes de la gravitation au voisinage du Soleil, en particulier la mesure de l'effet Shapiro (retard gravitationnel) avec une amélioration de quatre ordres de grandeur sur les meilleures mesures actuelles. Baptisée SORT, elle joindrait une mesure du retard par une technique de géodésie spatiale (télémétrie laser) et une mesure de la déflexion par des méthodes interférométriques.

Space geodesy and fundamental physics are related in two ways. The first link is through the modeling of the observations. As the latter are more and more precise, it is no longer possible to use the newtonian approach, and one has to move to post-newtonian formulations, including the effect of gravitation on space and time. Space geodesy makes possible to test or verify general relativity principles or predictions. Equivalence principle and geodetic precession through Lunar Laser Ranging, Lense-Thirring effect (gravitomagnetic precession) through Lageos and Lageos III (still to come). The second link comes from the common use of laser ranging techniques, which are basically time measurements, allowing applications in metrology of time scales. The LASSO experiment performed a time transfer between a ground clock and a flying oscillator with a precision better than 100 picoseconds. A new version of this experiment, T2L2, could achieve a 10 ps time transfer, opening an era of global time scale synchronization with a sub-nanosecond accuracy. These two aspects, gravitation exploration and time transfer, finally join in an ambitious mission, SORT. Its goal is to study some relativistic aspects of the gravitation in the vicinity of the Sun, through the measurement of the Shapiro effect (gravitational delay), and also by the observation of the deflection of the light by interferometric techniques.

## 1. INTRODUCTION

Géodésie et Géophysique semblent à première vue bien éloignées de la physique fondamentale. C'est en fait dans les modélisations développées en géodésie spatiale, et par l'utilisation des mêmes techniques que celles exploitées par la géodésie spatiale, que se fait ce lien qui pourrait autrement paraître artificiel.

## 2. GRAVITATION

La précision et l'exactitude atteintes par les mesures de télémétrie laser ou par les techniques radio sont devenues telles que leur modélisation ne peut plus se faire dans le cadre de la physique newtonienne. Il est indispensable de faire appel à la théorie de la relativité générale. Que ce soit pour la direction des radiosources observées en interférométrie à très longue base (VLBI), affectée par le champ de gravitation du Soleil quand leur ligne de visée en est proche, ou pour le chemin des impulsions laser sur leur chemin vers la Lune, fléchi toujours par le Soleil, une vision de l'espace-temps où la géométrie est fonction de la matière est indispensable.

En retour, certaines hypothèses de la physique fondamentale peuvent être mises à l'épreuve des observations. Dans la formulation paramétrisée post-newtonienne (PPN), la valeur de certains paramètres peut ainsi être estimée. C'est le cas de g par les observations VLBI, estimée à $10^{-3}$ près en accord avec la Relativité Générale.

Le principe d'équivalence, qui postule que les corps subissent la même accélération dans un champ gravitationnel quel que soit leur nature, se trouve vérifié, à la précision des observations, par la télémétrie laser-Lune, pour deux corps, la Terre et la Lune, dont l'énergie gravitationnelle propre est importante. Le rapport (masse grave)/(masse inerte) de la Terre et de la Lune ne diffèrent pas de 1 de plus de $5.10^{-13}$. La précession relativiste de l'orbite lunaire (précession géodésique ou de Sitter), de l'ordre de 19 ms d'arc par an, a été mesurée à 1% près à partir des observations laser-Lune [Dickey et al., 1994].

L'effet Lense-Thirring, l'entraînement de repères inertiels par les champs gravitomagnétiques générés par des courants d'énergie-masse comme ceux qui se produisent au voisinage d'un corps en rotation comme la Terre, pourrait être observé par l'orbitographie précise de Lageos et d'un nouveau satellite Lageos III dont l'orbite bien choisie (inclinaison opposée) permettrait d'annuler la précession classique du plan orbital, la bissectrice de l'angle des lignes de noeud de Lageos et Lageos III se comportant alors comme un énorme gyroscope [Ciufolini et al., 1993].

Toutes ces applications sont le fruit de coopérations internationales qui permettent de rassembler une énorme moisson observationnelle à laquelle le GRGS (Groupe de Recherches en Géodésie Spatiales) participe.

Cette conception de corrections relativistes, d'un usage commode pour estimer la grandeur des écarts à une formulation classique, voisine avec une vision plus globale, où les équations sont écrites dans une formulation donnée (par exemple un formalisme PPN) et où les effets ne sont plus observables en tant
que tels, puisque partie intégrante du modèle. Seuls sont ajustés éventuellement des paramètres qui permettent d'assurer la validité du modèle proposé. De nombreux efforts sont ainsi réalisés pour modéliser la dynamique (à la fois en translation et en rotation) dans un cadre post-newtonien. Le GRGS y participe, en particulier pour l'orbitographie des satellites artificiels et l'étude du système Terre-Lune.

Il n'est pas possible de terminer un survol des liens entre la géodésie et la gravitation sans évoquer, même brièvement, le projet STEP (Satellite Test of the Equivalence Principle) auquel la France participe activement. Il s'agit ici de vérifier en orbite le principe d'équivalence en observant les différences de l'accélération subie par des masses d'épreuve de nature différente, le tout en orbite autour de la Terre. L'accélérométrie est une technique indispensable à l'expérience. Un sous-produit de cette expérience (qui fait gagner plusieurs ordres de grandeur sur les meilleurs tests faits jusqu'ici) consiste en l'observation du champ de gravité, qui intéresse bien entendu géodésiens et géophysiciens... En effet, STEP fournirait des mesures gradiométriques, certes moins intéressantes que ce qu'aurait pu fournir une mission comme ARISTOTELES, dans laquelle la France s'est énormément impliquée, mais d'une inestimable valeur en l'absence d'autre mission gradiométrique. Enfin, offrant un satellite à traîné compensée (drag-free) pour lequel une orbitographie précise pourrait être assurée par différentes méthodes (DORIS, GPS, PRARE, laser...), STEP permettrait, en combinaison avec d'autres missions comme TOPEX, d'étudier les harmoniques de bas degré du potentiel terrestre avec une précision inégalée jusqu'à présent [STEP, 1991].

### 3. TRANSFERT DE TEMPS

C'est dans la métrologie du temps que la géodésie spatiale trouve son second lien avec la physique fondamentale. La métrologie des échelles fondamentales est en effet essentielle à la physique, et ce à une précision de plus en grande au fur et à mesure que progressent les expériences. Or la télémétrie laser, outil de base de l'orbitographie des satellites (et de la Lune), n'est autre que la mesure du temps de trajet d'une impulsion lumineuse entre un point de la Terre et une cible mobile dans le champ de gravitation complexe du Système Solaire. Chaque impulsion, étant par nature très brève, de l'ordre du dixième de nanoseconde ($10^{-9}$ seconde), est par elle-même une information temporelle. Si l'on installe sur le satellite visé un détecteur, un dateur et une horloge, on peut ainsi raccorder l'horloge au sol et l'horloge en vol avec une très grande précision, connaissant l'heure de départ et de retour à la station sol d'une impulsion lumineuse, et son heure d'arrivée à bord dans l'échelle de temps du satellite. C'est ce qui a été réalisé avec l'expérience LASSO (LAser Synchronisation from the Synchronous Orbit, soutenue par le GRGS), où une précision de raccordement meilleure que 100 picose secondes entre sol et satellite a été démontrée [Fridelance et Veillet, 1994]. Une expérience similaire en phase d'étude, T2L2 (Transfert de Temps par Lien Laser), devrait permettre un raccordement au niveau de la dizaine de picose secondes [Veillet et Fridelance, 1994].

C'est dans la science des échelles fondamentales de temps que T2L2 trouve sa première application. Ne pouvant être actif que par temps clair, il ne peut pas prétendre fournir un raccordement des horloges sol et satellite de manière permanente ou régulière. Par contre, quand il est disponible, il est probablement la meilleure technique pour un tel transfert. T2L2 va donc fournir une référence d'exactitude à d'autres techniques, radioélectriques pour la plupart, qui sont utilisées pour relier les étalons fondamentaux qui participent à la construction des échelles de temps utilisées dans des domaines aussi variés que la physique

ou la navigation. Il y a pour ceci une demande très importante de la communauté temps-fréquence internationale. En effet, l'apparition de nouvelles horloges à césium et de masers à hydrogène de haute performance bouleverse les méthodes courantes (par GPS) de comparaison d'horloges qui ne sont plus suffisantes. Le défi peut être relevé par des méthodes optiques comme T2L2.

Toujours dans le domaine scientifique des échelles fondamentales, on peut relier des étalons de fréquence tout autour du globe avec une grande exactitude. Si l'oscillateur de bord est particulièrement stable, on peut envisager un transfert de temps entre des points qui n'observent pas le satellite en même temps. On y perd éventuellement en précision, mais on y gagne en couverture. Une stabilité de $10^{-13}$ sur 10000 secondes permet encore un raccordement à la nanoseconde si les observations sont séparées de trois heures, et $10^{-16}$ permet la dizaine de picose secondes sur une journée...

T2L2 peut enfin contribuer à toute mission utilisant la mesure de fréquence d'une horloge en vol pour une application scientifique, comme la mesure de l'effet Einstein (décalage gravitationnel de fréquence) avec une meilleure précision que les expériences passées comme celle réalisée en 1976 par Vessaot et Levine dans l'expérience Gravity Probe A.

T2L2 peut aussi étudier l'isotropie de la vitesse de la lumière si une horloge très stable est disponible. La mesure est ici plus directe qu'avec les techniques radioélectriques puisque c'est vraiment le temps de vol d'une impulsion lumineuse que l'on mesure. Une stabilité de $10^{-15}$ est nécessaire pour gagner un facteur 10 [Wolf, 1994].

Cette nécessité d'horloges ultra-stables en orbite pour des tests de physique fondamentale est bien comprise dans de nombreux pays. En France, PHARAO (Projet d'Horloge Atomique par Refroidissement d'Atomes) se propose de réaliser une telle horloge avec une stabilité de l'ordre de $10^{-16}$, voire meilleure, en lien étroit avec le groupe de travail sur la Physique Fondamentale du CNES [PHARAO, 1994].

### 4. UN FUTUR LOINTAIN : SORT

T2L2 est pour SORT (Solar Orbit Relativity Test) une technique de base. En effet, SORT se propose de mesurer le retard des impulsions lumineuses ralenties par le champ de gravitation du Soleil quand elles passent très près de lui. Ici, les ondes radioélectriques sont impuissantes puisque noyées dans le bruit de la couronne solaire. C'est ce qui limite les mesures actuelles faites avec des radiosources ou des sondes passant derrière le Soleil. La lumière par contre peut passer tout près de la surface du Soleil sans être perturbée par interaction avec la couronne, d'où le gain fantastique réalisé dans la précision sur le paramètre g (dans la formulation Paramétrisée Post-Newtonienne) quantifiant ce retard (trois à quatre ordres de grandeur) sur ce qui se fait en radio [Veillet, 1994].

Il faudra dater à bord l'instant d'arrivée d'une impulsion lumineuse par rapport à l'échelle de temps fournie par un oscillateur local de grande stabilité (qui pourrait être une horloge de type PHARAO). C'est ce que fait T2L2 qui est donc l'une des composantes importantes de chacun des deux satellites de la mission SORT. Une source lumineuse à bord envoyant un flash de lumière pour l'expérience interférométrique, sa datation au départ à bord par T2L2 et à l'arrivée sur Terre permettra une seconde mesure, bien moins précise car l'impulsion émise sera beaucoup plus longue, mais indépendante de la mesure TERRE-SORT, donnant une bonne estimation de la géométrie Terrestrielle indispensable à l'interférométrie.

Physique fondamentale et géodésie spatiale se rejoignent une fois de plus. L'orbitographie des satellites de SORT sera en effet
importante pour la détermination de g, de même que l'évaluation
de l'effet des forces non-gravitationnelles et leur corrélation
éventuelle avec un retard au moment de l'occultation. Et les
observatoires au sol capables de participer à SORT sont en
premier lieu les stations de télémétrie laser...

Le GRGS, regroupant en plusieurs laboratoires techniciens et
chercheurs travaillant tous dans le vaste domaine de la géodésie
spatiale, des techniques d'observations aux applications les plus
diverses, s'est révélé être le cadre naturel de ces travaux, offrant
l'occasion d'échanges fructueux de par les compétences très
diverses réunies en son sein. Les laboratoires de Paris (LPTF),
Toulouse et Grasse en ont été les principaux acteurs, avec la
participation de nombreux autres collègues que la création par le
CNRS du Groupe de Recherche «Gravitation expérimentale» va
permettre de rassembler en une communauté nationale mieux
identifiée.

REFERENCES

Clufolini, I., et al. Lageos III proposal to ESA, 1993.

Dickey, J.O., P.L. Bender, J.E. Faller, X X Newhall, R.L. Ricklefs, J.G. Ries, P.J. Shelus, C. Veillet, A.L. Whipple, J.R. Wiant, J.G. Williams, and C.F. Yoder. Lunar Laser Ranging: A Continuing Legacy of the Apollo Program, *Science* **265**:482-490, 1994.

Fridelance P., Veillet C., 1995. Operation and data analysis in the LASSO experiment. *Metrologia* 32.

STEP, Assessment Study Report. ESA, NASA SCI(91)4, Jan 1991.

PHARAO, dossier de présentation de l'avant-projet, doc. CNES DP/SC/
FGC n°94-145, 1994.

Veillet, C., SORT, Solar Orbit Relativity Test, A proposal in the discipline area of fundamental physics in response to ESA's call for mission Concepts for the follow-up to Horizon 2000, 1994.

Veillet C., Fridelance P., T2L2 : Time Transfer by Laser Link, 26th Precise Time and Time Interval Meeting, (Vienna, VA), 1994.

Wolf, P., Satellite test of the isotropy of the one-way speed of light using ExTRAS, 26th Precise Time and Time Interval Meeting, (Vienna, VA), 1994.
<figure><img src="image_19.png" /></figure>
# LES MATERIAUX TERRESTRES A HAUTES PRESSIONS ET HAUTES TEMPERATURES

Pascal RICHET

Laboratoire de Physique des Géomatériaux, URA CNRS 734,
Institut de Physique du Globe de Paris, 4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 05

Philippe GILLET

Institut Universitaire de France, Laboratoire des Sciences de la Terre, URA CNRS 726,
Ecole Normale Supérieure de Lyon, 46 allée d'Italie, 69364 Lyon cedex 07

Pendant la période 1991-94, l'étude de la physique expérimentale des matériaux terrestres sous des conditions élevées de température et de pression a été activement poursuivie en France. Des développements expérimentaux ont conduit aux premières expériences de spectroscopie Raman en cellule diamant chauffée par laser, à un montage conçu pour des expériences de diffraction de rayons X en rayonnement synchrotron à hautes pressions et températures, et à des cellules chauffantes pour des mesures physiques jusqu'à 3600 K. Les principaux résultats obtenus concernent les équations d'état et l'amorphisation sous pression des minéraux, la stabilité des carbonates dans les conditions du manteau, la réactivité chimique à l'interface noyau-manteau, la conductivité électrique des minéraux du manteau, les propriétés thermodynamiques et la préfusion des minéraux, ainsi que la thermodynamique et la rhéologie des magmas.

During the period 1991-94 the physics of terrestrial materials has been extensively investigated experimentally in France under elevated conditions of pressures and temperatures. Technical developments include Raman spectroscopy experiments made for the first time in a laser-heated diamond-anvill cell; a setup designed for high temperature and pressure X-ray diffraction experiments with synchrotron radiation; and a new heating stage for 1-bar physical measurements up to 3600 K. The main results obtained deal with the equations of state and pressure-induced amorphization of minerals, the stability of carbonates under mantle conditions, the chemical reactivity at the core-mantle interface, the electrical conductivity of mantle minerals, the thermodynamic properties and premelting of minerals, and the thermodynamics and rheology of magmas.

## 1. INTRODUCTION

La détermination de la composition chimique et minéralogique des profondeurs de la Terre est un des principaux buts de la minéralogie physique. Ce but est désormais atteignable grâce à des progrès récents qui ont rendu possible la mesure des propriétés physiques de la matière dans des conditions très élevées de pression et de température. Si les pressions de l'ordre de 3,5 Mbar et les températures de l'ordre de 6000 K du centre de la Terre constituent un formidable obstacle, encore non surmonté, reproduire au laboratoire les conditions de l'interface noyau-manteau (1,3 Mbar, 3000 K) relève de nos jours des possibilités expérimentales grâce à un outil quasiment miraculeux, la cellule à enclumes de diamant chauffée par laser infrarouge. La période quadriennale qui s'est achevée en 1994 aura été à cet égard riche de développements nouveaux comme l'illustrera ce rapport où nous évoquerons brièvement les avancées effectués en France concernant la physique expérimentale des matériaux du manteau. Nous résumerons aussi les efforts effectués pour mieux comprendre les propriétés thermodynamiques des minéraux et des magmas, dont la connaissance est un préalable à une modélisation quantitative des équilibres de phases à hautes températures et pressions. Nous mentionnerons enfin quelques résultats obtenus concernant la rhéologie des magmas. Par leur diversité et leur originalité, ces thèmes témoignent de la vitalité de la physique des minéraux en France et de la place enviable que tient la communauté française dans le concert international.

## 2. DEVELOPPEMENTS EXPERIMENTAUX

C'est en grande partie grâce aux efforts de H.K. Mao dans les années 1970 à l'Institution Carnegie de Washington que la cellule diamant est devenu l'outil privilégié de la minéralogie physique à haute pression. Grâce à la très large transparence des diamants dans de vastes gammes du rayonnement électromagnétique, on

peut de plus chauffer au moyen de lasers infrarouges des échantillons absorbants très fortement comprimés entre les pointes des diamants. A l'exception des mesures de courbes de fusion faites par Jeanloz et ses élèves, à Berkeley, et par Boehler, à Mayence, cette possibilité de chauffage avait jusqu'à présent été utilisée de manière relativement ponctuelle, pour des synthèses de phases de haute pression, par exemple.

Un but important de l'effort français des quatre dernières années a été d'améliorer les techniques de chauffe et de mesure de température en cellule diamant de manière à rendre possible des mesures physiques précises. En spectroscopie vibrationnelle, l'utilisation d'un laser CO₂, de longueur d'onde 10,6 µm, a permis à Gillet et al. [1993c] d'obtenir les tout premiers spectres Raman à haute température en cellule diamant.

Dans un travail commun aux équipes de l'IPGP et de l'ENS de Lyon, un gros effort a été fait pour concevoir et installer sur les lignes de lumière du rayonnement synchrotron (LURE, à Orsay, et ESRF, à Grenoble), un dispositif analogue permettant de mesurer la pression et la température d'échantillons dont on enregistre en même temps les spectres de diffraction de rayons X (Figure 1). Ce dispositif est opérationnel depuis l'année dernière [Fiquet et al., 1994b]. Il sera utilisé dans les prochaines années pour déterminer des équations d'état et des transitions de phases à haute pression et haute température. Pour la détermination d'équilibres de fusion, on notera que la diffraction de rayons X aura l'avantage considérable de fournir un critère de fusion dépourvu d'ambigüité, au contraire des observations optiques pratiquées jusqu'à présent à l'étranger.

Paradoxalement, les progrès effectués en matière de mesures à haute pression ont mis en évidence le manque général de données physiques précises à basse pression et très haute température. Des propriétés aussi importantes que les coefficients de dilatation thermique des minéraux n'ont ainsi été généralement déterminés que jusqu'à 1000 K au plus. C'est pour combler ces lacunes qu'un type très simple de cellule chauffante fonctionnant jusqu'à 3600
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Figure 1. Schéma de l'expérience de diffraction de rayons X en cellule diamant chauffée par laser CO₂ installé sur la source synchrotron du Laboratoire d'Utilisation du Rayonnement Electromagnétique (LURE, Orsay). Le trajet des faisceaux X et CO₂ est indiqué à travers les diamants et l'échantillon (inclus dans de l'argon liquide de manière à obtenir des pressions quasi-hydrostatiques.

K a été mis au point à l'IPGP [Richet et al., 1993c]. Ces cellules sont désormais utilisées "en routine" dans nos équipes pour des mesures de diffraction et d'absorption de rayons X, de spectroscopie Raman et de spectroscopie Brillouin.

# 3. PHYSIQUE DES HAUTES PRESSIONS

## 3.1. Equations d'état et amorphisation des minéraux -

La relation fondamentale entre pression et volume d'un minéral est en général déterminée par des méthodes de diffraction de rayons X. La période 1991-1994 a vu à cet effet l'abandon des générateurs de rayons X de laboratoire au profit des sources synchrotron dont la brillance permet de réduire d'un facteur 100 ou plus les temps de pose requis pour obtenir des clichés de diffraction X à haute pression. C'est ce progrès qui rend possible les déterminations d'équations d'état à haute température décrites dans la section précédente. Les dernières mesures effectuées en laboratoire ont concerné la hollandite [Tarrida et al., 1992], un minéral dont la structure pourrait être celle de la principale phase d'accueil de l'aluminium et du calcium dans le manteau [cf. Madon, 1992]. Les premières mesures effectuées en rayonnement synchrotron (à LURE, Orsay), ont concerné les carbonates de calcium et magnesium [Fiquet et al., 1994a] et des olivines de la série fayalite-forstérite [Andrault et al., 1994] pour lesquels les données disponibles ne

couvraient que des intervalles de pression relativement réduits.

L'amorphisation sous pression est un autre processus que la diffraction de rayons X permet d'étudier commodément. Quand un cristal est en effet porté bien au-delà de son domaine de stabilité à basse température, son énergie thermique peut être trop basse pour permettre le passage vers le polymorphe stable de haute pression. Le cristal en est alors réduit à se transformer progressivement en une phase amorphe dense. Pour les olivines, (Figure 2) la diffraction de rayons X a montré que la pression du début de l'amorphisation augmente de manière considérable avec le rapport Mg/Fe, passant de 200 à 700 kbar entre la fayalite et la forstérite [Andrault et al., 1994]. L'amorphisation sous pression donne une image "au ralenti" de la désorganisation des silicates qui peut aussi être étudiée par spectroscopie Raman, comme fait par Reynard et al. [1994] pour un germanate de structure olivine. Notons enfin qu'un autre intérêt de ce processus est qu'il fournit des amorphes de très haute pression qu'on ne sait pas produire par la méthode habituelle de trempe de liquides.

## 3.2. Stabilité des carbonates dans les conditions du manteau

Extraits du manteau par le volcanisme, l'eau et le dioxyde de carbone sont injectés dans l'atmosphère et l'hydrosphère avant d'être recyclés dans le manteau par la subduction de croûte océanique altérée et de sédiments contenant des carbonates et des minéraux hydratés [cf. Gillet, 1993a]. Les volatils affectent fortement la viscosité et le degré d'oxydation du manteau et participent à la génèse des magmas, mais la forme sous laquelle ils existent dans le manteau a longtemps été mal connue. Des travaux anglais et américains récents ont montré que les minéraux nominalement anhydres comme la phase-β ou la perovskite (Mg,Fe)SiO₃ sont susceptibles d'incorporer de l'eau. A ce titre, ils pourraient ainsi en être des réservoirs dans le manteau profond. Pour ce qui est du carbone, les carbonates représentent des phases importantes dont la stabilité à très haute pression et température restait à déterminer. Des expériences de synthèse à haute température en cellule diamant [Biellmann et al., 1993a,b] ont montré que les carbonates de calcium et magnésium étaient bien stables dans les conditions du manteau. Cette conclusion a été confirmée par des mesures spectroscopiques [Biellmann et Gillet, 1992; Gillet, 1993b; Gillet et al., 1993a] et par la détermination d'équations d'état [Fiquet et al., 1994a]. En étant ainsi des hôtes potentiels du carbone à grande profondeur, les carbonates sont susceptibles de jouer un rôle majeur dans le cycle du carbone.

Figure 2. Equation d'état des olivines à température ambiante, jusqu'à la pression où l'amorphisation est quasiment complète [Andrault et al., 1994]
### 3.3. Réactivité à l'interface noyau-manteau

Le manteau inférieur est principalement constitué de silicates (Mg,Fe)SiO₃ à structure pérovskite et de magnésowüstites (Mg,Fe)O [cf. Madon, 1992]. A la température d'environ 3000 K de l'interface noyau-manteau, la question se pose de savoir si la phase métallique fondue du noyau réagit avec les oxydes et les silicates du manteau. Pour répondre à cette question, des assemblages simulant l'interface noyau-manteau ont été chauffés par laser en cellule diamant à des pressions de 1,3 Mbar. L'examen des produits de réaction en microscopie électronique à transmission [Goarant et al., 1992] a montré que le fer liquide inflitre les joints de grain du solide tout en s'enrichissant en oxygène à ses dépens. L'aspect très limité de cette infiltration suggère toutefois que le fer ne s'infiltrerait dans le manteau inférieur que sur une faible profondeur, insuffisante pour pouvoir perturber le champ magnétique.

### 3.4. Conductivité électrique du manteau

Dues aux changements de régime des mouvements dans le noyau, les variations décennales de la longueur du jour sont un des témoins du couplage entre noyau et manteau. Un des modes possibles de couplage est électromagnétique et voit son efficacité dépendre de la conductivité électrique du manteau. Une technique fut ainsi mise au point à la fin des années 1980 par J. Peyronneau pour mesurer des conductivités électriques en cellule diamant jusqu'à des températures de 900 K environ. Les résultats obtenus ces dernières années [Poirier et Peyronneau, 1992; Shankland et al., 1993] confirment que la conductivité du manteau doit être de l'ordre de quelques Ω⁻¹m⁻¹ et être ainsi trop faible pour expliquer le couplage observé entre noyau et manteau.

## 4. PHYSIQUE DES HAUTES TEMPERATURES

### 4.1. Thermodynamique des minéraux

La connaissance des propriétés thermodynamiques des minéraux est un préalable à la modélisation des équilibres de phases dans les profondeurs de la Terre. Pour les phases de haute pression, une difficulté considérable vient des quantités infimes des phases synthétisées, et du fait de la décomposition rapide de ces phases dès qu'on les chauffe à pression ambiante pour effectuer des mesures thermochimiques. Une propriété comme l'entropie des minéraux de haute pression doit ainsi être calculée à partir des densités d'états vibrationnels déterminées par spectroscopies Raman et infrarouge (Figure 3). La démarche suivie en France ces dernières années a été de considérer des minéraux importants pour lesquels mesures et calculs de propriétés thermodynamiques étaient faisables afin de tester et d'optimiser les méthodes de calcul [cf. Richet et al., 1992]. Ces travaux ont été faits sur des minéraux représentant une large gamme de structure et de compositions chimiques, tels que des oxydes et des silicates de basse pression [Richet et Fiquet, 1991; Richet et al., 1991], la forstérite [Gillet et al., 1991], des grenats [Gillet et al., 1992], la pérovskite CaTiO₃ [Guyot et al., 1993; Gillet et al., 1993b], des germanates à structure olivine [Fiquet et al., 1992] et un titanate à structure ilménite [Reynard et Guyot, 1994]. Cette approche a en particulier permis d'établir que l'anharmonicité intrinsèque des modes de vibration pouvait affecter sensiblement les propriétés thermodynamiques des minéraux à haute température.

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>Figure 3. Comparaison entre valeurs expérimentales (points) et calculées (traits pleins) des capacités calorifiques à pression (Cp) et à volume (Cv) constantes de la forstérite, du périclase et de la chaux. L'excès de Cv par rapport à la limite de Dulong et Petit (3nR) illsutre le comportement anharmonique de la forstérite à haute température [voir Gillet et al., 1991]</figcaption></figure>

### 4.2. Préfusion des minéraux

La fusion est la transformation la plus radicale que peut subir un cristal. C'est de plus un phénomène d'importance géophysique considérable puisqu'il a largement façonné notre planète tout au long des temps géologiques. La fusion est cependant encore très mal comprise. Dans le cas des silicates, les premiers stades par quoi l'ordre à longue distance caractéristique du cristal est perdu peuvent en fait être étudiés par le biais des variations anormales des propriétés thermodynamiques des minéraux au voisinage de la fusion. Une étude de ces effets de préfusion par calorimétrie,
<figure><img src="image_22.png" /></figure>

Figure 4. Variation de viscosité d'un liquide de composition Mg₃Al₂Si₃O₁₂ en fonction de la fraction volumique de cristaux d'enstatite alumineuse (de même composition que le liquide). Données de *Lejeune* [1994].

spectroscopie Raman à haute température et examen en microscopie électronique de minéraux trempés a montré qu'ils représentent des changements de configuration rapides et réversibles subis par les minéraux à haute température, et non une fusion partielle [Richet et Fiquet, 1991; Richet et al., 1994]. Tout en étant spécifiques des minéraux considérés, ces changements affectent essentiellement les cations extérieurs à la trame silicatée dont la mobilité augmente de manière considérable et l'environnement se désordonne d'une manière qui préfigure l'état liquide.

### 4.3. Thermodynamique des magmas

Les propriétés thermodynamiques des magmas servent non seulement au calcul des équilibres de fusion ou de cristallisation, mais elles donnent aussi une base théorique à la modélisation de la viscosité des silicates fondus par le biais de la théorie "entropique" des phénomènes de relaxation dans les liquides visqueux [cf. Richet et Neuville, 1992]. Les mesures thermochimiques effectuées ces dernières années ont visé à compléter les résultats obtenus précédemment. De nouvelles données ont été obtenues pour des compositions importantes comme celles du pyrope [Téqui et al., 1991], de la forstérite et du spinelle [Richet et al., 1993a], de la wollastonite [Richet et al., 1991] et de silicates alcalins [Téqui et al., 1992]. Des mesures de capacités calorifiques à haute température, sur des liquides [Courtial et Richet, 1993], et à très basse température, sur des verres [Richet et al., 1993b], ont par ailleurs montré que les propriétés thermodynamiques des silicates fondus étaient essentiellement déterminées par l'ordre à courte distance autour des cations.

Si les propriétés thermiques des silicates fondus commencent à être assez bien connues, de gros progrès restent à faire pour ce

qui concerne l'influence de la pression sur la structure et les propriétés des magmas. Permettant de déterminer commodément les vitesses des ondes de compression et de cisaillement dans des liquides à des échelles de temps de l'ordre de 10⁻¹⁰ s, la spectroscopie Brillouin a récemment servi à déterminer la partie "solide" de la compression des silicates fondus en réponse à des augmentations de pression [Xu et al., 1992; Askarpour et al., 1993]. En combinant ces résultats aux mesures de compression d'équilibre des liquide, il est alors possible d'identifier la part des changements de structure dans la compressibilité des silicate fondus, et de parvenir à une meilleure compréhenion des mécanismes de compression.

### 4.4. Rhéologie des magmas

La viscosité des silicates fondus a joué un rôle fondamental dans les transferts de masse et d'énergie depuis les origines de notre planète. Les nombreuses mesures effectuées à haute température ont depuis longtemps montré que la viscosité peut varier de plus de dix ordres de grandeur avec la température et la composition chimique. L'application de ces données aux processus magmatiques n'est cependant pas directe car elles concernent des températures plus élevées que celles auxquelles on trouve généralement les magmas. De plus, les magmas charrient des inclusions, solides ou gazeuses, dont l'influence sur la viscosité est encore très mal connue. Des mesures de viscosité au-delà des sous du liquidus sur des magmas comportant des bulles et des cristaux ont donc été entreprises afin de couvrir l'ensemble des conditions d'intérêt géophysique [Neuville et Richet, 1991; Neuville et al., 1993; Lejeune, 1994]. Un résultat important est que l'influence des bulles de gaz et des cristaux reste très faible par rapport à celle de changements de composition chimique de la phase liquide, tant que la fraction volumique des inclusions est inférieure à 50% environ. A des fractions cristallines plus élevées, la viscosité devient fortement non-newtonienne et augmente au point de rendre impossible un écoulement stationnaire (Figure 4).

## REMERCIEMENTS

Les travaux décrits dans ce rapport ont bénéficié de financements INSU-CNRS (programmes DBT et équipement "mi-lourds"), et d'une subvention de la DRED en 1992 au titre de l'opération "Physique à ses frontières".

## REFERENCES

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# ETUDE DE L'ANISOTROPIE SISMIQUE DU MANTEAU SUPERIEUR

Véronique FARRA

Laboratoire de Sismologie, Institut de Physique du Globe de Paris, 4 Place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05

A lot of seismic data present features which remain unexplained or poorly explained when interpreted in terms of isotropic models. Taking into account elastic anisotropy in seismological investigation appears more and more necessary. Studying seismic anisotropy is probably the only method today which can bring information on orientations of minerals and different types of fine structures due to the action of large scale geodynamical processes within the Earth's interior. Only aspects of seismic anisotropy in the upper mantle are discussed in the paper. The seismological methods used in interpreting seismic observations in terms of anisotropy are presented in the first part. Techniques for measuring anisotropy in the mantle differ by the types and frequencies of waves, the effect of anisotropy exploited and, as a result, by sensitivity, resolution and depth of penetration. The second part of the paper reviews the seismological results obtained by the scientific community related to the seismic anisotropy within the Earth upper mantle. The oceanic upper mantle exhibits a clear seismic anisotropy which may be related to past or present plate tectonics. In comparaison with the anisotropy in the oceanic upper mantle which reveals a relatively simple pattern, the anisotropy observations in continental regions are more difficult to interpret. This is due to the complex geodynamical development of continents. Different models have been proposed in the literature to interpret the observations. The ambiguity is caused by the weakness of constraints on the distribution of the anisotropic parameters with depth.

## 1. INTRODUCTION

Les géophysiciens sont de plus en plus intéressés par l'étude de l'anisotropie du manteau supérieur. Cet intérêt est lié au fait que cette anisotropie est due à l'orientation préférentielle de certains minéraux par la déformation plastique. L'olivine qui est un constituant majeur du manteau supérieur montre des propriétés d'anisotropie très fortes. Cependant l'anisotropie sismique observée n'est pas exactement celle des constituants minéralogiques. Elle résulte de l'orientation préférentielle de ces minéraux sur une distance de l'ordre de la longueur d'onde et peut donc varier avec le type d'onde utilisée. La plupart des observations montre que cette anisotropie sismique est faible (de l'ordre de quelques pour cent) et est donc difficile à mesurer. Cependant négliger cette anisotropie peut avoir des conséquences dans d'autres domaines de la sismologie comme par exemple la détermination de la source sismique [Zollo et Bernard, 1989] ou l'estimation des variations verticales et latérales de vitesse dans la terre.

De la relation entre l'anisotropie azimutale et la déformation, il est évident que la connaissance de l'anisotropie peut nous apporter une information essentielle sur la déformation tectonique et les processus dynamiques actuels et passés du manteau supérieur. Des progrès importants ont été obtenus récemment dans les domaines très différents de la sismologie, de la pétrophysique (mesure en laboratoire sur des échantillons, modèle de pétrofabrique) et de la tectonique (modélisation analogique ou numérique des déformations à grande échelle). La communauté française a contribué à ces recherches et a accueilli à Montpellier deux congrès sur l'anisotropie du manteau ces 4 dernières années.

Tout d'abord, nous ferons le tour des méthodes sismologiques utilisées pour mesurer l'anisotropie sismique. Puis nous donnerons un aperçu des mesures effectuées ces dernières années sous les continents et les océans par la communauté française.

## 2. METHODES SISMOLOGIQUES D'OBSERVATION

Les méthodes sismologiques utilisées pour étudier l'anisotropie du manteau sont très différentes par le type d'onde utilisée, les périodes choisies et l'effet exploité de l'anisotropie; ceci a pour conséquence des différences de sensibilité, de résolution et de profondeur de pénétration. Une excellente bibliographie sur ce sujet peut être trouvée dans Babuska et Cara [1991].

### 2.1. Ondes de surface

L'étude de l'anisotropie à l'aide des ondes de surface est effectuée en analysant la variation azimutale des vitesses de phase ou bien le désaccord entre les courbes de dispersion des ondes de Love et de Rayleigh [Smith et Dahlen, 1973; Nakanishi et Anderson, 1984; Nataf et al., 1984, 1986; Montagner et Nataf, 1986; Babuska et Cara, 1991]. Les premiers modèles anisotropes du manteau supérieur calculés à l'aide des ondes de surface ont été obtenus en supposant le milieu transverse isotrope à axe vertical [Nakanishi et Anderson, 1984; Nataf et al., 1984, 1986]. Les études régionales ayant montré la nécessité d'introduire une anisotropie azimutale pour expliquer les observations, Montagner et Nataf [1986, 1988] ont proposé une méthode pour obtenir à la fois l'anisotropie radiale et azimutale. Les méthodes utilisées supposent que l'anisotropie est faible, ce qui est en accord avec les observations. La profondeur de pénétration d'une onde de surface dépend de la longueur d'onde et du mode utilisés. Pour un type donné d'onde de surface, la profondeur de pénétration augmente avec la longueur d'onde. Les ondes de surface qui pénètrent dans le manteau supérieur ont des longueurs d'onde de l'ordre de plusieurs centaines de kilomètres. De plus, pour éviter des instabilités dans l'inversion provoquées par la distribution limitée des trajets disponibles et l'introduction des paramètres d'anisotropie, une longueur de corrélation de quelques milliers de kilomètres est généralement introduite. Du
fait de ces grandes valeurs, l'investigation à l'aide des ondes de surface ne permettra d'étudier que les propriétés de l'anisotropie présentes à grande échelle. Cette faible résolution latérale est gênante pour étudier le manteau situé sous les continents qui en général montrent une variabilité des propriétés anisotropes sur une échelle de l'ordre de la centaine de kilomètres. Cependant, les ondes de surface ont l'avantage de donner la variation en profondeur des paramètres élastiques. De plus, elles sont intéressantes pour étudier les régions qui ne possèdent pas de stations sismologiques, comme par exemple la région Antarctique [Roult et al., 1994].

## 2.2. Ondes de volume

L'effet de l'anisotropie exploité dans les ondes de volume est de deux types. Tout d'abord, l'anisotropie se traduit par les variations angulaires des vitesses des ondes P ou S. La principale difficulté de ce type d'analyse est de séparer les effets d'hétérogénéités de la dépendance angulaire. L'autre effet est la biréfringence des ondes S dont le mouvement particulaire a une ellipticité qui dépend de la direction de polarisation principale des ondes et du chemin parcouru dans le milieu anisotrope. L'hypothèse généralement utilisée de symétrie hexagonale semble tout à fait valable pour les roches du manteau [McKenzie, 1975; Estey et Douglas, 1986; Nicolas et Christensen, 1987).

### 2.2.1. Tomographie lithosphérique à l'aide des temps de parcours des ondes P télésismiques.
Les temps d'arrivée d'ondes P télésismiques observés sur des réseaux denses de stations sont maintenant interprétés en terme de structure tridimensionnelle de vitesse. Ces analyses sont classiquement effectuées avec l'hypothèse d'un milieu perturbé isotrope. De plus, l'élimination des effets d'hétérogénéités situées entre la source et la zone étudiée à l'aide d'une normalisation a tendance à éliminer les effets présents à grande échelle [Grésillaud, 1994]. Ces inversions conduisent généralement à des modèles 3D de perturbations isotropes qui n'expliquent au mieux que 50% de la variance initiale des données. Babuska et al. [1984] ont étudié les résidus de temps d'arrivée télésismique d'ondes P en fonction de l'azimut et de l'angle d'émergence en différentes stations continentales. Ceci leur a permis de déterminer des zones de diagrammes de résidus similaires qui sont séparées par des lignes de suture connues par ailleurs. L'analyse de ces diagrammes donne en général des structures anisotropes plongeantes. Ce type d'analyse pose cependant le problème de l'effet possible des hétérogénéités latérales.

Grésillaud [1994] a développé une méthode permettant d'obtenir à partir des temps d'arrivée d'ondes télésismiques P un modèle anisotrope de la lithosphère. Etant donné le nombre de paramètres à obtenir à partir des données de temps de parcours, il est nécessaire de faire des hypothèses simplificatrices. Le milieu présente des perturbations isotropes et des perturbations anisotropes correspondant à un matériau à symétrie hexagonale dont la direction de vitesse rapide coïncide avec l'axe de symétrie. Cette direction est supposée constante dans toute la zone de tomographie alors que le taux d'anisotropie peut être variable d'un bloc à l'autre.

Les tests effectués pour différentes géométries expérimentales montrent que la direction d'anisotropie (notamment lorsque celle-ci est proche de l'horizontale) peut ne pas être retrouvée et que le modèle de taux d'orientation n'est correctement obtenu que pour des géométries de rais denses mais irréalistes. Dans les cas favorables, cette direction anisotrope n'est mise en évidence que par des variations faibles de l'amélioration de variance, ce qui entraîne sa non-résolution lorsque les données sont bruitées. Dans le cas de milieux à axe de symétrie horizontal, le processus

peut fournir deux directions plongeantes à variance minimale. Ces résultats conduisent à un certain pessimisme sur la possibilité d'obtenir l'anisotropie lithosphérique uniquement à partir de l'inversion des temps de parcours des ondes télésismiques.

### 2.2.2. Données de sismique réfraction et réflexion grand angle.
Les profils de sismique réflexion grand angle et réfraction effectués sur de grandes distances apportent une information importante sur la structure verticale de vitesse P présente sous le profil. En général ces profils sont interprétés par comparaison entre les observations et des sismogrammes calculés pour une distribution isotrope de vitesses choisie par essai-erreur. Les résultats sont présentés sous la forme de distributions 1D ou 2D de la vitesse des ondes P le long du profil.

La façon la plus efficace d'étudier l'anisotropie sismique à partir des données de sismique réfraction consiste à mesurer directement les variations azimuthales des vitesses obtenues à partir de profils effectués dans différents azimuts et échantillonnant la même structure. L'analyse des données de grand profil en présence de variations latérales pose cependant problème. Pour découpler les effets d'hétérogénéités des effets d'anisotropie, il est nécessaire d'avoir de nombreux profils. Cependant les hétérogénéités latérales sont difficiles à éviter sous les continents et les effets de courbure d'interface peuvent être assimilés à de l'anisotropie [Babuska et Cara, 1991]. D'autre part, l'analyse de la lithosphère profonde à partir de ces données est difficile du fait du faible rapport signal sur bruit et nécessite la mise en oeuvre de sources explosives puissantes.

### 2.2.3. Etude de la biréfringence des ondes S.
L'observation de la biréfringence des ondes S est considérée comme la propriété la plus convaincante de la présence d'anisotropie azimuthale. Quand une onde de cisaillement linéairement polarisée pénètre dans une région anisotrope, elle se sépare en deux ondes dites quasi-S polarisées orthogonalement l'une par rapport à l'autre et se propageant à des vitesses différentes. La polarisation de l'onde S n'est alors plus linéaire. La direction rapide $\Phi$ et le délai $\delta T$ entre les composantes rapide et lente donnent une information sur la direction de l'axe de symétrie et la magnitude de l'anisotropie.

Les premières mesures de la biréfringence des ondes S liée à la propagation dans le manteau supérieur ont été faites à haute fréquence, c'est à dire dans un intervalle de périodes comparables au délai entre les ondes quasi-S (environ 1 seconde) [Ando et al., 1983]. Cependant, les enregistrements obtenus dans cet intervalle de fréquences sont souvent contaminés par les effets de diffraction, le "multipathing" et la complexité de la source. D'autre part, ce type d'onde ne peut s'observer qu'au voisinage des sources profondes et ne permet pas d'étudier les zones inactives sismiquement.

Une méthode ne possédant pas ces limitations consiste à observer la biréfringence des ondes de type SKS, SKKS. Ces observations peuvent être faites dans un intervalle de fréquences pour lequel la période dominante est beaucoup plus large (environ 5 à 10 fois) que le délai entre les ondes quasi-S. Dans cet intervalle de périodes, l'effet de la biréfringence est encore visible tandis que les effets des hétérogénéités sont relativement faibles. De plus, la complexité de la source n'affecte pas les mesures d'anisotropie puisque la polarisation de l'onde SKS est indépendante des propriétés de la source. En effet, l'onde SKS est polarisée linéairement lors de son passage dans le noyau terrestre et l'ellipticité observée ne peut venir que du trajet entre le noyau et la station. Les ondes SKS, SKKS et les phases du même type peuvent être enregistrées dans un grand intervalle de distance épicentrale (entre 86° et 170° environ). De plus l'ellipticité de ces phases est déterminée pratiquement par l'anisotropie présente sous la station et est donc très intéressante
pour étudier l'anisotropie sous les continents. Du fait de leur trajet quasi-vertical, les ondes SKS ont une bonne résolution latérale.

La biréfringence des ondes SKS est généralement interprétée en supposant l'existence d'une couche homogène à anisotropie hexagonale avec un axe de symétrie horizontal. L'analyse du mouvement particulière permet d'obtenir le délai $\delta T$ entre les deux ondes quasi-S et la direction $\Phi$ de l'axe rapide de la vitesse. Compte tenu de ces hypothèses simplificatrices, $\Phi$ et $\delta T$ ont la propriété importante d'être faiblement dépendants de l'angle d'incidence et de l'azimut pour une incidence quasi-verticale. Seuls les événements avec un bon rapport signal sur bruit et une identification sûre de la phase doivent être utilisés car les effets de l'anisotropie peuvent être faibles et donc facilement pollués par le bruit sismique et l'interférence d'autres phases. Cette approche a été utilisée dans plusieurs études effectuées ces dix dernières années [Kind et al., 1985; Silver et Chan, 1988; Ansel et Nataf, 1989; Vinnik et al., 1989, etc]. Cependant, il est important d'avoir des données provenant de plusieurs azimuts afin de vérifier la cohérence des résultats obtenus avec l'hypothèse de la présence d'une seule couche anisotropie.

L'analyse de la biréfringence des ondes S de type S directe ou ScS est compliquée par le fait que ces phases sont sensibles à la complexité de la source qui peut simuler une biréfringence apparente. De plus ces phases peuvent traverser plusieurs couches anisotropes sur leur trajet. Les phases multiples $ScS_n$ réfléchies à la surface du noyau et de la terre sont par exemple sensibles à la complexité de la source, à l'anisotropie au voisinage de la source et du récepteur et à l'anisotropie au voisinage du point de rebond. Cependant, l'analyse de l'évolution de l'ellipticité du mouvement particulière avec le nombre de rebonds à la surface de la terre peut permettre la séparation des différents phénomènes [Farra et Vinnik, 1994]. L'analyse des phases multiples $ScS_n$ donne la direction de vitesse rapide et le délai au point de rebond. Cette technique permet de cartographier l'anisotropie azimuthale dans une région située entre la source et la station. Ces phases peuvent être aisément utilisées à des distances épicentrales inférieures à 20°. Su et Park [1994] ont utilisé les ondes PS réfléchies à la surface de la terre pour étudier l'anisotropie au point de rebond sous la plaque Pacifique. Ces ondes doivent cependant être corrigées de l'effet de l'anisotropie située sous la station. Elles sont intéressantes pour étudier les régions situées loin des sources et des stations sismologiques.

L'interprétation du délai $\delta T$ en terme d'épaisseur de la couche anisotrope nécessite de faire des hypothèses sur la valeur de l'anisotropie de vitesse des ondes S. Les valeurs choisies varient d'un auteur à l'autre entre 1% et 6%. Les valeurs données par la pétrophysique [Christensen, 1984; Mainprice et Silver, 1993] sont de l'ordre de 4-5%. Il n'y a pas d'évidence cependant que ces valeurs soient représentatives à l'échelle de la longueur d'onde. L'anisotropie crustale est négligée car elle devrait peu contribuer au délai, étant donnée la faible longueur du rai dans la croûte [Kanishima, 1990; Shih et Meyer, 1990; Barruol et Mainprice, 1993]: des délais supérieurs à 0,5 sec ont nécessairement une contribution venant du manteau. Suivant les valeurs choisies d'anisotropie, l'épaisseur de la couche anisotrope peut varier énormément. Cette incertitude rend difficile la compréhension de l'origine de cette anisotropie.

Si on dispose d'un intervalle suffisant d'angles d'incidence et de directions de polarisation, l'hypothèse concernant la présence d'une seule couche anisotrope à axe horizontal peut être levée. Dans le cas d'ondes télysismiques, il y a de nombreuses situations pour lesquelles le rai peut traverser plusieurs couches anisotropes. Par exemple, on peut supposer la présence d'anisotropies différentes au voisinage de la source et du

récepteur, ou bien dans la lithosphère et l'asthénosphère situées sous la station. Les ondes S transmises (de type S, SKS, ScS et autres phases du même type) dans un ensemble de couches anisotropes ne permettent pas de localiser la position des couches d'anisotropes. Si on dispose de suffisamment de données, on peut a priori déterminer la présence de plusieurs couches anisotropes [Savage et Silver, 1993; Vinnik et al., 1994]. Cependant à basse fréquence (c'est à dire lorsque la période du signal est supérieure au délai entre les ondes quasi-S), les positions respectives des différentes couches anisotropes ne peuvent être déterminées. Si on inverse la position de deux couches, ou bien si on les fait coulisser le long du rai on obtient au premier ordre la même chose. Afin de déterminer la position des couches, il est nécessaire d'utiliser des ondes soit réfléchies soit converties à ces discontinuités [Farra et al., 1991]. Les ondes converties PS permettent d'étudier l'anisotropie située entre l'interface de conversion et la station. L'analyse de la biréfringence de ces ondes converties nécessite pour pouvoir être effectuée la présence d'une forte discontinuité ou bien une quantité suffisante de données pour permettre l'utilisation de méthodes de sommation [Kosarev et al., 1984]. Mc Namara et al. [1993] ont par exemple utilisé les ondes P converties S au Moho pour mesurer l'anisotropie crustale sous un réseau de stations.

### 3. ANISOTROPIE MANTELLIQUE

La présence d'anisotropie azimuthale dans le manteau supérieur apparaît comme un trait général qui peut être relié à la tectonique des plaques et à la convection globale [Montagner et Tanimoto, 1991; Babuska et Cara, 1991]. Les phénomènes créant l'anisotropie observée sous les océans sont sans doute beaucoup plus simples que ceux associés aux continents. La plupart des études concernant le manteau subocéanique donnent des résultats qui peuvent être interprétés par le mouvement des plaques actuel ou passé. La tectonique des plaques n'explique pas avec autant de succès les observations effectuées sous les continents. De plus, l'échelle horizontale des déformations cohérentes y étant beaucoup plus petite, cela a pour conséquence de rendre plus difficile l'étude de l'anisotropie.

#### 3.1. Etude de l'anisotropie sous les océans :

La plupart des informations concernant l'anisotropie du manteau situé sous les océans ont été obtenues à partir des ondes $P_n$ [Hess, 1964; Shimamura, 1984; Shearer et Orcutt, 1985,1986] et de l'analyse des vitesses de phase des ondes de surface longue période à l'échelle globale ou régionale [Forsyth, 1975; Mitchell et Yu, 1980; Tanimoto et Anderson, 1984, 1985, Cara et Lévèque, 1988; Montagner et Jobert, 1988; Nishimura et Forsyth, 1988, 1989; Montagner et Tanimoto, 1990, 1991; Roult et al., 1994]. La majorité de ces observations concerne le manteau de l'océan Pacifique. Des preuves indépendantes de la présence d'anisotropie et de l'orientation préférentielle de l'olivine sous les océans ont été obtenues dans des échantillons de roches ultramafiques trouvées dans les complexes ophiolitiques [Christensen, 1984; Cannat et al., 1988].

Si l'analyse des ondes de surface a une bonne résolution en profondeur, elle ne peut résoudre les variations horizontales de l'ordre de la centaine de kilomètres. La biréfringence des ondes SKS ne peut pas être facilement utilisée pour étudier l'anisotropie sous les océans car les stations y sont peu nombreuses et extrêmement bruitées dans l'intervalle de périodes intéressantes (entre 3 et 15 secondes). L'anisotropie sous les océans peut être étudiée en analysant l'évolution de l'ellipticité du mouvement particulière des ondes $ScS_n$ multiples
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Figure 1: Directions (flèches) de la vitesse rapide superposées à la carte de l'anisotropie azimutale à 200-km de profondeur obtenu à partir des ondes de surface (de Montagner et Tanimoto, 1991).

avec le nombre de rebonds à la surface de la terre. Dans l'intervalle de périodes 20 à 40 secondes, ces phases sont quelquefois bien enregistrées même dans un environnement insulaire très bruité. Cette technique permet de cartographier l'anisotropie azimutale dans la région située entre la source et la station avec une résolution latérale intermédiaire entre les ondes SKS et les ondes de surface. Ce type d'analyse appliquée à des enregistrements de stations de l'océan Pacifique par Vinnik et Farra [1992] et Farra et Vinnik [1994] a permis d'obtenir un certain nombre de mesures d'anisotropie (Figure 1). D'autres techniques pour analyser les ondes réfléchies à la surface de la Terre ont été récemment développées pour étudier l'anisotropie sous les océans [Fisher et Yang, 1994; Su et Park, 1994].

La variation azimutale des vitesses des ondes $P_n$ mesurée à partir d'expériences de sismique réfraction semble montrer que l'anisotropie de la croûte océanique et du manteau sous-jacent est due à la structure fossile formée à la dorsale. Les résultats obtenus à partir d'observations d'ondes de surface montrent que l'anisotropie mantellique est importante jusqu'à 250 km de profondeur environ et peut être reliée aux directions actuelle ou passée de l'expansion du plancher océanique [Nishimura et Forsyth, 1989; Montagner et Tanimoto, 1991]. Dans la partie sud-ouest de la plaque Pacifique, vieille de 100 Ma, Farra et Vinnik [1994] trouvent une direction rapide très proche de la direction actuelle de mouvement de la plaque. Les changements

importants de la direction d'expansion océanique n'ont pas eu d'influence sur la biréfringence des ondes $ScS_n$ qui semblent voir essentiellement le flux mantellique actuel. Des résultats semblables ont été obtenus par Su et Park [1994] à l'aide des ondes PS réfléchies à la surface de la terre dans la même région. Le délai observé (0.5 sec) est moins important que les valeurs représentatives du manteau subcontinental (qui peuvent aller jusqu'à 2 secondes). La faiblesse de l'anisotropie asthénosphérique sous les parties les plus anciennes de la plaque Pacifique a aussi été notée à partir de l'analyse d'ondes de surface par Nishimura et Forsyth [1988,1989]. Dans la partie nord-ouest du Pacifique, la direction rapide obtenue par Farra et Vinnik [1994] est différente de la direction actuelle du mouvement de la plaque. Une explication possible est que l'anisotropie est due à l'effet combiné de l'anisotropie gelée dans la lithosphère et des déformations récentes de l'asthénosphère. Shimamura et al. [1983] ont conduit des expériences de sismique active dans la partie nord-ouest du Pacifique où la lithosphère océanique est très ancienne. La longueur de ces profils et une bonne couverture azimutale leur ont permis d'obtenir une mesure de l'anisotropie azimutale des ondes P entre 4% et 7% pour des profondeurs situées entre 40 et 140 km. La direction de vitesse P maximale obtenue coïncide avec la direction passée d'extension de la plaque Pacifique et diffère de 30° de la direction actuelle du mouvement de la plaque. De plus, ces auteurs trouvent une variation avec la profondeur de la direction de la vitesse rapide.
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Figure 2: Résultats des mesures effectuées par Barruol et Souriau [1995]. Les mesures obtenues à la station NE10 [Souriau et Njike-Kassala, 1993] et le profil ECORS ont été reportés. La taille des cercles est proportionnelle au délai. La direction rapide est indiquée par un trait noir. D'après Barruol et Souriau [1995].

Pour expliquer cette dépendance de l'anisotropie en fonction de la profondeur, Ishikawa [1984] proposa un modèle d'épaississement des plaques avec formation de différentes couches anisotropes. L'alignement et la direction de l'axe rapide de l'olivine dans chaque couche représente le mouvement des plaques à différentes époques.

Les mesures effectuées par Farra et Vinnik [1994] à partir des ondes $ScS_n$ sous les bassins arrière-arc montrent que la direction de vitesse rapide est proche de la direction d'extension du bassin lorsque celle-ci est récente. Lorsque le développement du bassin arrière-arc s'est terminé il y a plus de 15-20 Ma, les directions obtenues sont en désaccord avec la direction d'extension mesurée dans la croûte. La complexité de l'anisotropie mesurée dans les zones de subduction a aussi été remarquée dans d'autres études [Ando et al., 1983; Bowman et Ando, 1987; Shih et al., 1991; Silver et Chan, 1991; Fisher et Yang, 1994].

Sur la Figure 1 sont représentées les directions rapides obtenues à 200 km de profondeur à partir d'ondes de surface longue période [Montagner et Tanimoto, 1991] et les directions rapides obtenues à partir des ondes SKS par Farra et Vinnik [1994]. On peut remarquer des différences importantes entre les résultats obtenus par les deux approches.

### 3.2. Etude de l'anisotropie sous les continents

L'étude de l'anisotropie sismique du manteau subcontinental peut apporter des contraintes importantes pour notre compréhension de la tectonique et de la déformation intracontinentale actuelle et passée. En raison de la complexité des processus géodynamiques ayant façonné les continents (collisions continentales, accrétion de différents matériaux, etc), les

observations de l'anisotropie sismique y sont plus difficiles à interpréter que sous les océans. Depuis de nombreuses années, l'anisotropie des ondes $P_n$ a été observée dans la lithosphère continentale [Bamford, 1977; Bamford et al., 1977; Vetter et Minster, 1981; Beghoul et Barazangi, 1990]. D'autre part, des indications de la présence d'anisotropie ont été obtenues à partir des observations d'onde de surface [Hadiouche et al., 1989; Montagner et Tanimoto, 1991; Maupin et Cara, 1992; Roult et al., 1994]. Depuis une dizaine d'années, le nombre d'observations d'anisotropie des vitesses sismiques dans les régions continentales a énormément augmenté. La plupart des résultats proviennent de l'observation de la birefringence des ondes SKS et SKKS. Au début, ces observations ont été effectuées à des stations isolées, à des périodes comprises entre 5 et 20 secondes [Kind et al., 1985; Silver et Chan, 1988; Ansel et Nataf, 1989; Vinnik et al., 1989; etc]. L'augmentation du nombre de données de type SKS utilisées a permis de tester l'hypothèse d'une seule couche anisotrope avec axe horizontal. Les variations des paramètres $δT$ et $Φ$ avec l'azimut de l'onde montre que cette hypothèse n'est pas toujours valable [Savage et Silver, 1993; Vinnik et al., 1994; Alsina et Snieder, 1994]. D'autres hypothèses (pendage de l'axe d'anisotropie, présence de plusieurs couches) ont été avancées. Avec le développement de réseaux temporaires de stations (projet LITHOSCOPE de l'INSU en France, par exemple), des observations ont pu être faites à l'échelle d'une région et les mesures effectuées en général dans un intervalle de périodes plus petites (autour de 5 secondes) montrent une certaine dispersion et une sensibilité aux hétérogénéités [Diaz, 1994]. De plus, les résultats obtenus par différentes méthodes sur une même région ne sont pas toujours cohérents.
La connaissance du flux mantellique sous les chaînes de
montagne est particulièrement intéressante pour notre compré-
hension des processus géodynamiques intervenant dans la
formation des montagnes. Cette connaissance nécessite de
pouvoir déterminer les variations latérales et verticales de
l'anisotropie afin d'en comprendre l'origine. La communauté
française s'est intéressée depuis plusieurs années à la chaîne des
Pyrénées qui est une conséquence de la collision entre les
plaques Europe et Ibérique. De nombreux scénarios ont été
proposés pour décrire le mouvement relatif de ces deux plaques.
La frontière entre ces deux plaques est matérialisée par un
accident majeur, la faille nord-Pyrénéenne qui longe la chaîne du
côté nord. Les expériences de sismique réfraction-réflexion
grand angle [Daignieres et al., 1982] ont montré une asymétrie
crustale entre les deux plaques en présence. Cette asymétrie
observée à l'échelle crustale semble présente à l'échelle lithos-
phérique dans la partie Est de la chaîne: un changement
important de l'épaisseur de la lithosphère a été trouvé par
Poupinet et al. [1992] à partir des résidus d'onde P observés le
long d'un profil ECORS. Leurs observations suggèrent une
lithosphère Ibérique 60-70 km plus épaisse que celle de la plaque
Europe. A partir d'ondes SKS enregistrées à une station large
bande du réseau NARS, située à l'ouest des Pyrénées à la
frontière entre les 2 plaques, Souriau et Njike-Kassala [1993]
obtiennent une direction d'axe rapide parallèle à la chaîne en
accord avec le modèle de Vauchez et Nicolas [1991]. Le délai
obtenu est différent suivant que l'onde provient du nord ou du
sud de la faille. Un profil de 7 stations (Figure 2) sur une ligne de
200 km perpendiculaire à la faille nord-pyrénéenne a été mis en
place durant une période de 3 mois. Etant donnée la durée de
l'expérience, un petit nombre d'événements seulement a pu être
utilisé pour mesurer l'anisotropie. Les caractéristiques de
l'anisotropie (délai et direction de l'axe rapide) ont été déduites
par Barruol et Souriau [1995] de la biréfringence des ondes SKS
et SKKS enregistrées. Un délai important (1,5 s) et une direction
uniforme de l'axe rapide parallèle à la chaîne ont été observés
pour les 3 stations situées sur la plaque Ibérique pour lesquelles
peu de données étaient disponibles (deux données dans un
azimut très proche). Les stations situées au nord de la faille ont
enregistré un plus grand nombre de données et montrent une
grande dispersion des mesures avec l'azimut de l'onde utilisée.
Une relation semblable entre la direction rapide de l'anisotropie
du manteau et les déformations crustales a été obtenue dans
plusieurs chaînes de collision [Vinnik et al., 1992]. Cependant, il
y a des situations où le modèle de zones de cisaillement parallèle
à l'axe des montagnes n'est pas satisfaisant. Dans le Tien Shan
(Asie centrale), l'axe d'anisotropie est parallèle à la chaîne sauf
dans une région dont le manteau sous-jacent montre une
anomalie thermique importante. Makeyeva et al. [1992]
expliquent cette direction par la convection thermique à petite
échelle associée à ce manteau supérieur anormalement chaud.

D'autres expériences ont été effectuées avec la participation de la communauté sismologique française. Par exemple, des profils sismiques réfraction et réflexion grand angle ont été effectués dans la partie sud-ouest de l'Espagne afin d'étudier la lithosphère profonde [ILIHA DSS Group, 1993]. Les phases provenant du manteau observées sur les sections ont été interprétées à l'aide d'une stratification horizontale de la lithosphère inférieure avec des réflecteurs entre 30 et 90 km de profondeur et la présence de zones à moindre vitesse [Diaz et al., 1993]. L'analyse des différents profils par méthode d'essai-erreur donne des vitesses différentes dans ces couches lithosphériques. Cette observation peut être interprétée comme la preuve d'une anisotropie azimutale dans la lithosphère. L'orientation obtenue pour cette anisotropie (axe rapide environ nord-sud) n'est pas en accord avec celle obtenue dans la région à partir d'autres données telles

que les ondes SKS [Silver et Chan, 1988] enregistrées à Tolède.
D'autre part, l'analyse effectuée à partir des données d'onde de
surface par Maupin et Cara [1992] suggère que l'anisotropie à
grande échelle est présente dans cette région mais à des
profondeurs supérieures à 100 km (donc en dessous de la zone
étudiée par Diaz et al. [1993]. D'autres régions (Basin and
Range, Allemagne) ont montré un désaccord entre les résultats
obtenus à partir de différentes observations.

Les différences entre les résultats sont en général attribuées à la différence de résolution verticale et latérale des méthodes utilisées et à la variation en profondeur des propriétés anisotropes du manteau. La présence d'anisotropie à différentes profondeurs peut traduire des déformations qui vont d'une période récente (dans l'asthénosphère) à très ancienne (dans la lithosphère subcrustale). En effet le constituant majeur du manteau supérieur est l'olivine dont la capacité à développer une orientation préférentielle dépend de façon critique de la température. Malheureusement, la résolution par des données sismologiques de cette variation en profondeur est en général très pauvre et dépend de la qualité et la quantité de données disponibles. Les ondes S transmises (de type S, SKS, ScS et autres phases du même type) dans un ensemble de couches anisotropes ne permettent pas de localiser la position des couches anisotropes. Les ondes de surface permettent de localiser l'anisotropie en profondeur mais n'ont pas la résolution latérale suffisante pour étudier les régions continentales. Afin de déterminer la position des couches, il est nécessaire d'utiliser des ondes soit réfléchies soit converties à ces discontinuités [Farra et al., 1991].

Des indications de variations importantes de la direction de vitesse rapide du manteau avec la profondeur sont déjà connues en Europe Centrale. Par exemple, une différence importante entre les directions rapides obtenues à partir des variations azimutales des vitesses $P_n$ [Bamford, 1977] et des observations de la biréfringence des ondes SKS a été observée en Allemagne [Vinnik et al., 1992]. Ce désaccord peut être expliqué par la différence de profondeur de pénétration de ces deux types d'onde, les ondes $P_n$ échantillonnant la partie supérieure de la lithosphère subcrustale et les ondes SKS l'ensemble du manteau. D'autre part, des phases converties SH-P très fortes ont été observées aux stations de l'observatoire GRF situé dans la même région [Farra et al., 1991]. Un modèle mantellique à deux couches anisotropes avec des directions rapides différentes permet d'expliquer les différentes observations. Les variations azimutales de la détermination de l'axe rapide et du délai $\delta T$ obtenues à partir d'ondes SKS enregistrées dans le sud de l'Allemagne ont aussi été interprétées par Vinnik et al. [1994] en terme d'un modèle à deux couches.

4. CONCLUSION

La relation entre l'anisotropie sismique du manteau supérieur et l'orientation préférentielle des minéraux du manteau [Nicolas et Christensen, 1987] est maintenant bien acceptée par la communauté sismologique. La plupart des mesures effectuées sous les océans peuvent être expliquées par le mouvement des plaques actuel ou passé. Cependant l'origine de cette anisotropie n'est toujours pas résolue sous les continents. Pour Silver et Chan [1991], l'anisotropie observée est reliée à des déformations passées de la lithosphère: cette anisotropie est en quelque sorte gelée dans la lithosphère. Babuska et al. [1993] proposent un modèle lithosphérique composé de mega-dominos (stratifications pentées par bloc) dus à des paléosubductions pour expliquer l'anisotropie qu'ils observent en Europe centrale à partir des résidus d'onde P. Une autre hypothèse consiste à expliquer une partie de cette anisotropie par le mouvement différentiel
lithosphère-asthénosphère. Vinnik et al. [1992] ont présenté une étude statistique de la corrélation entre le mouvement des plaques absolu et les directions de la vitesse rapide obtenues à partir des ondes SKS. Les résultats de cette étude sont les suivants: dans les régions de convergence actuelle, la direction rapide d'anisotropie s'aligne en général avec la limite de plaque. Dans les régions en expansion, la direction obtenue s'aligne avec la direction d'extension. En dehors de ces zones d'activité tectonique récente, Vinnik et al. [1992] observent un effet combiné d'anisotropie "gelée" dans la lithosphère subcrustale et d'anisotropie récemment formée dans l'asthénosphère. L'hypothèse d'anisotropie gelée comme étant la principale composante de l'anisotropie du manteau supérieur sous les plateformes anciennes semble en contradiction avec les données des grands profils. Afin de choisir entre ces différentes alternatives, il sera nécessaire dans le futur de combiner différents ensembles de données géologiques et géophysiques.

Les travaux effectués depuis quelques années nous apportent de plus en plus d'informations concernant l'anisotropie mantellique. Les mesures obtenues à partir de différents ensembles de données montrent des variations de l'anisotropie avec la profondeur. Le développement actuel de réseaux de stations 3 composantes devrait permettre d'étudier les variations latérales de l'anisotropie sous les continents. Cependant, la durée d'installation est généralement trop courte pour étudier les variations azimuthales des paramètres Φ et δT et donc les variations avec la profondeur de l'anisotropie. Il sera donc nécessaire dans le futur d'enregistrer suffisamment longtemps et dans une bande de périodes assez large pour séparer les effets d'anisotropie des effets des hétérogénéités.

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# EVALUATION, INTERPRETATION ET PRISE EN COMPTE DES EFFETS DE SITE. APPLICATION AU MICROZONAGE SISMIQUE

Myriam BOUR, Pierre GODEFROY et Christophe MARTIN

BRGM. Risques Naturels et géoprospective SGN/UPE/RNG. 117 avenue de Luminy. BP 167. 13276 Marseille Cedex 09

## 1. INTRODUCTION

En France comme à l'étranger, l'évaluation et l'interprétation des effets de site se sont considérablement développées depuis la fin des années 1980, pour les besoins du génie parasismique, que ce soit dans le cadre de la réalisation des microzonages sismiques pour l'application de la législation, dans le cadre d'études spécifiques de définition des mouvements sismiques de dimensionnement des ouvrages classés, ou encore à des fins méthodologiques. Leur prise en compte effective dans la réglementation parasismique française a pu évoluer, ces dernières années, grâce aux travaux des chercheurs et ingénieurs, dont les compétences sont fédérées au sein de l'Association Française de génie parasismique (AFPS), qui a publié très récemment [AFPS, 1993], un guide méthodologique pour la réalisation des études de microzonage sismique.

Au cours des quatre dernières années, des progrès notables ont été accomplis, tant au niveau méthodologique qu'au niveau de la compréhension physique des phénomènes, grâce en particulier, au développement croissant des méthodes expérimentales, à l'amélioration des modèles numériques, et à l'émergence des systèmes d'informations géographiques (SIG).

A l'échelle locale, l'évaluation de l'aléa sismique concerne (1) l'identification des failles actives et l'estimation des déformations de surface qu'elles peuvent engendrer, (2) la quantification et la cartographie des "effets de site", terme sous lequel sont regroupées toutes les modifications du mouvement sismique dues à la lithologie et la topographie propres aux sites, par rapport au mouvement de référence ("rocher horizontal"), et (3) l'étude des "effets induits" (grands déplacements de sol: liquefaction, tassements, mouvements de terrains).

Cette contribution se limite à la présentation synthétique des développements récents effectués en France dans le second domaine, pour lequel une revue plus détaillée notamment au niveau des travaux internationaux, peut par ailleurs être consultée dans [Bard, 1994].

## 2. EVALUATION DES EFFETS DE SITE

L'étude des effets de site souffrait, en France, de la forte disproportion entre le grand nombre d'études théoriques et le nombre limité d'études instrumentales. L'existence depuis 1991, d'un réseau mobile national de stations à grande dynamique (réseau INSU), et le renforcement progressif du nombre de stations sismologiques au sein des différents laboratoires (LGIT Grenoble, IPG Paris, IPG Strasbourg, IG Nice, LRPC Nice, CEA/BERSSIN), a contribué à l'essor des expérimentations de terrain et in fine, à celui des méthodes expérimentales, comblant ainsi un retard certain dans la discipline. Parallèlement, les méthodes numériques sont en constante évolution, et leur validation plus systématique par les données expérimentales, permet d'entrevoir leur application plus générale dans le domaine du génie parasismique.

### 2.1. Méthodes instrumentales

Plusieurs campagnes de mesures ont été réalisées par différentes équipes françaises, soit sur le territoire national, où la

sismicité modérée ne garantit pas toujours une obtention aisée de résultats, (vallée de l'Ubaye, Mont St Eynard, vallée de la Roya, région de Lambesc, d'Arudy (Pyrénées-Atlantiques), Nice), soit dans des pays à plus forte sismicité (Grèce, Italie, Etats-Unis, notamment), dans le cadre de projets universitaires ou européens. Elles concernent aussi bien des études purement méthodologiques, pour la compréhension physique des phénomènes ou le test de techniques, que des études destinées à la réalisation de microzonages sismiques. Les méthodes développées visent une quantification directe des effets de site, et utilisent les enregistrements de différentes sources sismiques, naturelles ou artificielles, pour comparer les caractéristiques spatiales, temporelles et fréquentielles des mouvements mesurés en divers sites représentatifs des conditions géotechniques locales.

Par ailleurs, l'augmentation du nombre d'enregistrements accélérométriques dans des régions de forte sismicité (Italie, Grèce), sur des sites présentant différentes caractéristiques géomécaniques et dynamiques, permet désormais de prendre en compte les effets de site dans le calcul des lois empiriques d'atténuation [Caillot et Bard, 1993].

Au sein de l'AFPS, un groupe de travail est actuellement chargé d'une synthèse des progrès récents établis dans le domaine des mouvements forts, pour une meilleure prise en compte de ces derniers dans la réglementation.

### 2.1.1. Enregistrements de la microsismicité
La plupart des contributions utilisent la méthode classique des rapports spectraux introduite par [Borcherdt, 1970], qui s'attache à supprimer les effets de la source et de la propagation en utilisant un ou deux sites de référence rocheux [Chavez-Garcia et al., 1990; Bour et al., 1994; Gagnepain-Beyneix et al., 1995; Meneroud et al., 1993; Goula et al., 1993; Duval, 1994].

Les résultats des expérimentations où les capteurs sont placés dans des puits, à différentes profondeurs, dans des couches de propriétés géomécaniques variables, sont particulièrement intéressants, car ils permettent d'une part l'évaluation d'une fonction de transfert exacte, mais aussi de valider les codes de calcul couramment utilisés en sismologie ou en dynamique des sols. C'est précisemment pour valider ces codes, et mieux étudier le comportement non-linéaire des formations géologiques superficielles, que le CEA/BERSSIN/IPSN, la NRC et l'EPRI conduisent actuellement une telle expérimentation sur le site de Garner Valley [Gariel et al., 1993; Pecker et Mohammadioun, 1993; Théodulidis et al., 1994a]. Plusieurs équipes françaises ont par ailleurs participé aux projets de comparaisons aveugles observations/prédictions numériques sur les sites de Turkey Flat en Californie et d'Ashigara Valley au Japon, menées sous la coordination de l'IASPEI et de l'IAEE [Bard et al., 1990, 1991; Bard, 1992; Modaressi et al., 1991; Modaressi et Benzenati, 1992b].

Une des leçons importantes que l'on peut en tirer pour les applications en génie parasismique réside dans la performance acceptable des modèles monodimensionnels, dans le cas de géométries simples du sous-sol. En particulier, l'analyse des enregistrements acquis lors de l'expérimentation de Garner Valley, montre un bon accord entre la moyenne des fonctions de transfert observées et les fonctions de transfert obtenues théoriquement, par le modèle unidimensionnel du nombre d'onde discret [Gariel et al., 1993], ou par des modèles plus couramment
utilisés par les ingénieurs, comme le programme Shake [Pecker et Mohammadioun, 1993]. Au cours de cette même expérimentation, l'étude des enregistrements des plus forts séismes détectés, de magnitude de l'ordre de 6 (amax=0.1g à 45km), n'a pas mis en évidence un comportement non-linéaire des couches superficielles.

Au point de vue méthodologique, l'expérimentation de méthodes s'affranchissant du choix d'un site de référence rocheux doit être souligné. Il s'agit en particulier de la méthode de calcul du rapport spectral entre les composantes horizontales et verticale (HVSR) des ondes S [Langston, 1979 et Nakamura, 1989], qui a été testée sur plusieurs enregistrements de mouvements forts et faibles [Theodulidis et Bard, 1994; Theodulidis et al., 1994a]. Si les résultats paraissent stables, bien corrélés avec la géologie de surface, et indépendants des effets de source et de propagation, la comparaison aux résultats des rapports spectraux obtenus suivant les méthodes conventionnelles ou aux calculs théoriques monodimensionnels, indique en revanche, que le niveau absolu du HVSR semble dépendant du type de l'onde incidente. L'exploitation de la méthode en terme de calcul du niveau d'amplification n'apparaît donc pas immédiate, mais présente néanmoins un intérêt certain pour la réalisation des études de microzonage [Duval, 1994].

### 2.1.2. Enregistrements du bruit de fond.
En France, où l'activité sismique est très modérée, le succès des méthodes décrites précédemment, pour la réalisation des microzonages sismiques par exemple, reste cependant très dépendant de l'activité microsismique et des difficultés d'enregistrement (bruit de fond élevé) en milieu urbain, et leur application est loin d'être systématique, en raison notamment des coûts élevés de fonctionnement. C'est la raison pour laquelle les sismologues se sont intéressés, ces dernières années, à l'étude des effets de site par analyse du bruit de fond (microtremors).

Plusieurs travaux se sont attachés à tester et valider la méthode proposée par [Nakamura, 1989], fondée sur le calcul des rapports spectraux des composantes horizontales sur la composante verticale (H/V) des enregistrements du bruit de fond ambiant, pour estimer la réponse d'un site aux ondes S. Aussi bien les modèles théoriques [Lachet et Bard, 1994], que les données expérimentales [Duval et al., 1993; Duval, 1994; Duval et al., 1994; Theodulidis et Bard, 1994; Theodulidis et al., 1994a] confirment l'intérêt de la méthode avec cependant quelques nuances. Si, sur les sites à couches planes les rapports H/V mesurés apparaissent plus stables que les spectres du bruit de fond, et présentent une amplification à des fréquences bien corrélées avec la fréquence de résonance fondamentale, en revanche, l'amplitude des pics n'est pas très bien corrélée avec l'amplification des ondes S à la fréquence de résonance. Elle présente par ailleurs des limites, dès que la géométrie des couches de subsurface devient plus compliquée.

Cette méthode reste néanmoins prometteuse, pour estimer les fréquences fondamentales des dépôts récents, et commence à être mise en œuvre pour la réalisation des microzonages [Duval et al., 1994b; Bour et al., 1994].

### 2.1.3. Exploitation des sismothèques.
Récemment, [Caillot et Bard, 1993] ont tenté de prendre en compte les conditions géotechniques des sites d'enregistrement, dans le calcul des lois d'atténuation. Ils distinguent la nature des sites d'enregistrement en fonction de la nature des niveaux superficiels et de leur épaisseur. Basée sur des procédures de régression multinéaire pondérée, l'analyse statistique de spectres de réponse d'accéléromètres italiens, a permis de montrer la dépendance fréquentielle avec la magnitude, la distance, et les conditions de site. De tels travaux sont essentiels en génie parasismique, pour améliorer les spectres préconisés par les codes de construction parasismique.

Il faut bien voir cependant que ce type d'approche se heurte en pratique, au problème de l'insuffisance des données géotechniques des sites d'enregistrement. Quant à la situation en France, l'absence d'un réseau accélérométrique national permanent, dont la structure commence tout juste à se mettre en place, ne permet pas d'entrevoir dans un avenir proche, la définition de lois spécifiques au contexte sismotectonique français. C'est la raison pour laquelle le CEA/BERSSIN/IPSN poursuit depuis plusieurs années, en collaboration avec l'Imperial College de Londres et l'ENEA/ENEL pour l'Italie, l'alimentation d'une base de données accélérométriques de mouvements forts du sol, provenant des pays à forte sismicité, dont l'exploitation devrait permettre la prise en compte, de manière statistique, de l'influence des conditions locales de sol.

## 2.2. Approches théoriques et numériques

Les travaux effectués dans ce domaine sont généralement abordés suivant deux points de vue: celui des chercheurs, pour qui il s'agit de comprendre et de modéliser les phénomènes dans toute leur complexité, et celui des ingénieurs dont l'objectif est de définir les principaux mécanismes responsables des effets observés et de disposer de codes de calcul opérationnels.

Dans le domaine de la sismologie, les simulations numériques font largement appel aux techniques du nombre d'onde discret, sous leurs différentes versions [Gaffet et Bouchon, 1991; Bouchon et Gaffet, 1994]. Même si ces techniques sont fondées sur le principe d'un comportement linéaire des sols, elles permettent néanmoins de simuler les effets de site, pour des configurations bidimensionnelles de sols constituées d'une juxtaposition de milieux élastiques homogènes, et d'apporter un éclairage satisfaisant sur certains effets observés lors de séismes forts [Gariel et al., 1991; Bard et Chavez-Garcia, 1993; Chavez-Garcia et Bard, 1994].

Les modèles développés plus récemment se sont attachés à mieux comprendre et évaluer les influences respectives des caractéristiques des mouvements incidents, de la géométrie du sous sol et de la surface, en mettant un accent particulier sur les structures complexes à deux et trois dimensions, et sur l'étude des comportements mécanique et dynamique des sols. La plupart des méthodes sont basées soit sur des éléments de frontière (IBEM par exemple), soit sur les domaines (méthode des éléments finis ou des différences finies).

Une approche générale de l'analyse tridimensionnelle des effets de site est proposée par [Aubry et al., 1991], afin d'analyser la réponse sismique de milieux visco-élastiques hétérogènes, par la méthode des équations intégrales par éléments de frontière. Des modèles 3D basés sur les équations intégrales de frontière, ont également été développés pour analyser la génération d'ondes de surface et leur propagation dans des bassins fermés [Clouteau, 1990; Clouteau et al., 1993].

La diffraction tridimensionnelle des ondes sismiques par des structures à géométrie bidimensionnelle a été étudiée, à partir d'une extension de la méthode indirecte d'éléments de frontière (IBEM) [Pedersen, 1994; Pedersen et al., 1994a]. Cette dernière présente un intérêt certain pour simuler cette diffraction, dans le cas de sites présentant des reliefs topographiques marqués.

Ces méthodes, très efficaces lorsque le site est constitué d'un nombre limité d'unités géologiques homogènes, posent néanmoins des problèmes purement numériques, pour modéliser les composantes haute fréquence des sollicitations sismiques.

Parallèlement à ces techniques, les modèles par éléments finis, développés pour les besoins croissants en matière d'analyse sismique 3D des grands ouvrages, semblent actuellement les mieux adaptés pour prendre en compte des lois de comportement complexes des sols et des matériaux, notamment dans le
domaine non-linéaire, et pour modéliser les géométries les plus complexes du sous-sol [Modaressi et Benzenati, 1992b]. Ils permettent une simulation numérique des effets de site dans toute la gamme de fréquences intéressant le génie parasismique, par une résolution exacte des équations de propagation d'ondes.

Les études paramétriques 1D et 2D effectuées à partir de tels modèles, pour évaluer l'influence des non-linéarités dans la réponse dynamique des sols [Modaressi, 1991], montrent que des effets non linéaires peuvent être très marqués, par rapport aux analyses effectuées en élastique linéaire, à partir de niveaux d'accélération maximale du signal d'entrée de l'ordre de 0.2 g, et qu'ils se traduisent par la génération de basses fréquences et une diminution des pics d'accélération maximale.

Si ces méthodes basées sur les domaines (différences ou éléments finis), permettent de façon générale, de modéliser des géométries très complexes et des lois de comportement sophistiquées [Modaressi et Benzenati, 1992a et b], elles restent encore lourdes d'utilisation pour une application plus généralisée par les ingénieurs, en raison notamment du nombre élevé de paramètres géomécaniques et dynamiques qu'elle sous-tend. La prise en compte des incertitudes sur l'ensemble des données du problème en s'appuyant sur la théorie des probabilités ou sur celle des ensembles flous semble prometteuse.

### 3. INTERPRETATION ET COMPREHENSION DES PHENOMENES PHYSIQUES

Le calcul de l'amplification du signal sismique par la topographie et la nature du sous-sol, sur toute la gamme de fréquence intéressant le génie parasismique, constitue le problème fondamental de la détermination quantitative des effets de site dans les études de microzonage, pour laquelle subsistent des interrogations concernant l'influence respective des effets géométriques (topographie de surface et géométrie du sous-sol) et de celle liée à l'évolution du comportement des sols sous sollicitations dynamiques.

#### 3.1. Effets topographiques

L'expérience montre que les mouvements du sol sont amplifiés au sommet des reliefs topographiques, par focalisation des ondes dans les zones convexes, alors qu'ils sont atténués à leur base (défocalisation dans les zones concaves). Les modèles théoriques et numériques permettant de modéliser ces effets, indiquent une dépendance marquée aux caractéristiques du champ d'onde incident [Pedersen et al., 1994b]. Leur confrontation aux résultats des études instrumentales permet de dégager un certain nombre d'enseignements.

En premier lieu, la diffraction des ondes de volume et de surface mise en évidence par des méthodes théoriques numériques [Sanchez-Sesma et Campillo, 1991], a pu être confirmée par des enregistrements [Lebrun, 1993; Pedersen et al., 1994b]. Ces ondes diffractées se propageant vers l'extérieur de la topographie, interfèrent avec les ondes directes. Leur amplitude reste généralement nettement inférieure (de l'ordre de 20%) à celle des ondes directes.

Par ailleurs, la confrontation des résultats expérimentaux menés sur divers sites et en diverses régions [Gagnepain-Beyneix et al., 1995; Nechtschein et al., 1994; Pedersen et al., 1994b] conduit encore à des observations contradictoires, qui ne permettent pas de définir une règle générale sur les amplifications prévisibles. Il existe en effet des cas où théorie et résultats expérimentaux donnent des résultats comparables, avec des amplifications modérées au sommet des reliefs (de l'ordre de 2 à 3), même pour ceux à forte pente [Pedersen et al., 1994b]; pour ces cas, la grande dépendance azimutale prédite par les

modèles numériques n'est pas confirmée par les observations. En revanche, les amplifications peuvent être beaucoup plus marquées (de l'ordre de 10), sur une large bande de fréquences, non seulement entre le sommet et la base des reliefs, mais aussi entre le sommet et des sites situés dans la pente [Nechtschein et al., 1994]. Les seuls phénomènes de focalisation d'ondes dans les parties convexes ou de diffraction, ne permettent pas à eux seuls d'interpréter ces résultats.

#### 3.2. Effets liés à la lithologie

Les effets liés à la lithologie des sols sont beaucoup mieux connus, et des méthodes de complexité diverse peuvent être mises en œuvre pour la réalisation des microzonage sismiques [Bard et al., 1992].

Cependant un certain nombre de problèmes subsistent concernant d'une part la validité de l'hypothèse de non-linéarité du comportement des sols, qui fait encore l'objet de nombreuses discussions entre sismologues et dynamiciens des sols, et concernant d'autre part l'influence de la topographie de subsurface.

##### 3.2.1. Non-linéarité des sols
L'un des problèmes majeurs de la définition des mouvements sismiques de référence, dans le cadre des études de microzonage ou des études spécifiques d'ouvrages, réside dans la prise en compte ou non de la non-linéarité. Il s'agit en particulier de connaître à partir de quel niveau de contrainte, la non linéarité devient un phénomène significatif.

Si la comparaison des enregistrements de mouvements faibles et forts sur les mêmes sites d'enregistrement ont montré l'existence des effets de non linéarité, conduisant à une décroissance des facteurs d'amplification à certaines fréquences et à une variation des fréquences de résonance, dans le cas de mouvements présentant malgré tout de fortes accélérations maximales du sol, (globalement supérieures ou égales à 0.1-0.2 g) [Caillot et Bard, 1990; Pecker, 1991], l'observation de ces effets n'est pas systématique [Gariel et al., 1993], et dépend bien évidemment de la nature des sols. Aussi, si la manifestation des effets non-linéaires semble désormais bien advise, la question du niveau du seuil de déformation, à partir duquel on observe la transition d'un comportement linéaire à un niveau non-linéaire, reste posée entre les dynamiciens des sols, qui le fixent à $10^{-3}-10^{-4}\%$ sur la base d'essais de laboratoire, et les sismologues qui le fixent à $10^{-2}\%$ sur la base d'enregistrements.

Même si les modèles théoriques permettent désormais de modéliser ces effets [Aubry et Modaressi, 1992; Heitz, 1992], et si les études paramétriques, permettant une confrontation des résultats obtenus par modélisation du comportement non-linéaire des sols aux résultats expérimentaux, peuvent inciter à remettre en cause les amplifications admises dans les codes parasismiques sur les sites alluvionnaires [Pecker, 1991], des efforts importants restent encore à faire dans le domaine du génie parasismique pour prendre en compte ces effets de manière efficace dans les études de microzonage sismique [Betbeder-Matibet, 1993].

##### 3.2.2. Diffraction par la topographie de subsurface
Pour expliquer les amplifications observées dans les vallées alluviales, la limitation des modèles monodimensionnels a conduit les sismologues à étudier la diffraction des ondes de surfaces locales sur les topographies et géométries de subsurface dans les bassins sédimentaires, et leur piégeage dans les couches plus molles [Campillo et al., 1990]. De telles ondes de surface générées localement ont indirectement été mises en évidence [Jongmans et Campillo, 1993].

Des résultats obtenus récemment sur la durée des signaux de mouvements forts, pourraient également constituer des évidences indirectes d'effets de diffraction [Caillot et Bard, 1992; Theodulidis et al., 1994b]. A partir d'une analyse statistique
d'enregistrements de mouvements forts en Grèce et en Italie, les auteurs observent que la durée est significativement plus élevée sur les sites alluviaux que sur les sites rocheux, pour des fréquences inférieures à environ 3 Hz.

[Mozco et Bard, 1993] observent ces mêmes effets de diffraction à partir d'une compilation de données d'intensité macrosismique, qui montrent l'augmentation des dommages dans des zones proches (quelques dizaines de mètres) de fortes dicontinuités latérales.

[Chavez-Garcia et al., 1994] mettent en évidence un phénomène de "résonnance directionnelle" à Mexico, c'est-à-dire des amplifications de site plus importantes le long des directions préférentielles et quelque soit la position de l'épicentre ; elles sont interprétées comme liées à des ondes diffractées dans le voisinage immédiat des sites (environ 50 m).

## 4. PRISE EN COMPTE DES EFFETS DE SITE DANS LES ETUDES DE MICROZONAGE

Les études de microzonage sismique représentent une étape préliminaire indispensable dans la chaîne d'évaluation du risque (aléa local, vulnérabilité des éléments à risque ou enjeux, coûts), à partir de laquelle peuvent être définis des scénarios de risque, nécessaires à la mise en place d'une véritable politique de prévention du risque sismique. C'est la raison pour laquelle, l'AFPS [1993] a publié le premier guide méthodologique pour la réalisation d'études de microzonage sismique, qui transcrit les résultats des recherches, en terme de travaux et méthodes pouvant être pratiquement mis en œuvre.

Plusieurs équipes françaises ont participé à la réalisation de microzonages sismiques, soit en France métropolitaine, dans le cadre de la réalisation des Plans d'Exposition aux Risques prévisibles (PER), ou aux Antilles françaises [Godefroy et al., 1992], soit dans le cadre de projets européens [Marcellini et al., 1991; Mouroux et al., 1992]. La plupart des études concernant le territoire national sont basées sur l'élaboration de modèles géotechniques, puis sur la modélisation numérique des effets de site. L'augmentation du nombre de stations sismologiques au sein des différents laboratoires français et l'existence récente d'un réseau accélérométrique mobile, devraient favoriser à l'avenir le recours plus fréquent aux méthodes instrumentales.

L'émergence récente des systèmes d'informations géographiques, comme outil de base de la réalisation des microzonages sismiques, est très prometteuse sous réserve d'une validation minutieuse des données de base [Martin et al., 1994a; Martin et al., 1994b; Bour et al., 1994]. Ils permettent de résoudre pour une large part les problèmes liés à la gestion et au traitement d'une masse considérable de données géologiques et géotechniques et ils facilitent l'identification et la cartographie des zones homogènes du point de vue de leurs comportements mécanique et dynamique. Outre la production d'une cartographie informatisée et révisable des effets de site, ils permettent également de croiser les informations relatives à l'aléa local à celles concernant la vulnérabilité, et donc de déboucher sur une approche globale du risque. Trois programmes d'étude, entrant dans le cadre de la Décennie Internationale de Prévention des Catastrophes Naturelles sont actuellement en cours sur ce sujet, dans les villes de Nice, Pointe-à-Pitre et Fort-de-France.

## 5. CONCLUSION

Parmi les différents domaines d'études portant sur l'évaluation de l'aléa sismique local, n'a été abordé que celui concernant les effets de site liés à la lithologie ou la topographie.

Il convient de souligner le développement croissant des

campagnes d'enregistrements, qui ont permis de combler la forte disproportion entre le nombre d'études théoriques et celui des études expérimentales, qui a prévalu jusqu'à la fin des années 80. Cette évolution a eu des répercussions notables sur l'amélioration des techniques et méthodes de traitement des enregistrements, développées pour quantifier les effets, qu'ils soient d'origine structurale ou topographique, mais aussi sur celles des méthodes théoriques, indispensables pour une meilleure compréhension physique des phénomènes.

Les connaissances acquises sur la non-linéarité des sols ou des effets de site bi ou tridimensionnels méritent d'être affinées et exploitées de façon à être intégrées dans la pratique, aux études de microzonage sismique. Ceci passe encore par des expérimentations in-situ, combinant écoute instrumentale et reconnaissances géotechniques d'une part, méthodes instrumentales et théoriques d'autre part, mais aussi par une collaboration étoite entre ingénieurs et scientifiques, comme celle mise en œuvre par le projet "Euro-seistest" actuellement en cours à Volvi (Grèce), auquel participent plusieurs laboratoires français [Pitilakis et al., 1994].

Enfin, les approches présentant le plus d'intérêt sont celles combinant mesures expérimentales et calculs théoriques. La confrontation de leurs résultats respectifs, montre globalement qu'il n'y a pas de trop grandes différences dans le cas d'effets de site structuraux, lorsque les sites sont constitués de dépôts alluvionnaires. En revanche les différences sont beaucoup plus marquées dans le cas des effets de site topographiques, ou de géométries complexes des dépôts de subsurface : il existe des cas [Nechtschein et al., 1994] où des fortes amplifications observées ne sont pas prédites par les modèles théoriques. Les efforts accomplis ces dernières années pour évaluer ces effets, devront être poursuivis, pour parvenir à leur meilleure prise en compte dans les règlements parasismiques.

Nul doute que ces différents points seront plus largement abordés lors de la 5ème conférence internationale sur le zonage sismique, qui se tiendra à Nice (France) en octobre 1995.

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<figure><img src="image_26.png" /></figure>
# SIMILITUDES ET DIFFERENCES DE L'HISTOIRE VOLCANOLOGIQUE DES EDIFICES ANTILLAIS FRANCAIS ACTIFS: MONTAGNE PELEE (MARTINIQUE) ET GRANDE DECOUVERTE (GUADELOUPE)

Georges BOUDON¹,³ et Michel P. SEMET²,³

1) Laboratoire des Géomatériaux (URA 596), Institut de Physique du Globe de Paris

2) Laboratoire de Géochimie Comparée et Systématique (URA 1758), Université Pierre et Marie Curie

3) Observatoires Volcanologiques, Institut de Physique du Globe de Paris

Case Courrier 89, 4 Place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05, France

e-mail: boudon@ipgp.jussieu.fr, semet@ipgp.jussieu.fr

## 1. PRÉAMBULE

Suite à la crise éruptive de la Soufrière de Guadeloupe en 1976-77, la communauté française des sciences de la terre a été invitée par ses autorités de tutelle et encouragée par les ministères chargés de la protection civile et de l'environnement, à développer ses travaux visant à une connaissance approfondie du fonctionnement éruptif des volcans actifs français. Cet article présente une brève synthèse des travaux accomplis depuis lors dans le domaine de l'histoire volcanologique des édifices antillais français actifs: la montagne Pelée de Martinique et la Grande Découverte de Guadeloupe dont la Soufrière représente la partie la plus récemment active. Les références citées reprennent l'essentiel de la bibliographie dont nous nous sommes inspirés.

## 2. INTRODUCTION

Sur la dizaine de volcans vivants que compte l'arc des Petites Antilles, les deux volcans français de la Grande Découverte de Guadeloupe et de la montagne Pelée de Martinique sont parmi les plus actifs; chacun a connu deux éruptions au cours de ce siècle, le premier des éruptions phréatiques en 1956 et 1976-77, et le second des éruptions magmatiques en 1902-05 et 1929-32. Pourtant, ce sont des édifices pour lesquels le rythme éruptif est faible comparativement à d'autres volcans d'arc.

Les deux volcans français des Petites Antilles sont aujourd'hui les mieux connus de cet arc tant sur le plan de leur histoire géologique que sur celui des dynamismes éruptifs qu'ils engendrent et des risques qu'ils font encourir aux populations qui vivent sur leurs flancs.

### 2.1. Situation géodynamique et structurale

La montagne Pelée et le volcan de la Grande Découverte font tous deux partie de chaînes volcaniques quaternaires, celle du nord de la Martinique et du sud de la Guadeloupe respectivement (Figure 1). L'activité de ces chaînes correspond à la subduction relativement lente, 12 à 15 mm/an, des plaques américaines sous la plaque caraïbe, suivant un vecteur de convergence d'azimuth 170° à 190°et donc oblique par rapport à l'orientation de ce segment de l'arc des Petites Antilles [e.g. De Mets et al., 1990].

Bien que l'âge du début de leur activité soit encore mal connu, les deux volcans actifs français des Antilles se sont tous deux construits en 200 à 400 ka [e.g. Maury et al., 1990 ; Boudon et al., 1989] dans des dépressions, probablement en partie sous-marines, situées entre des édifices plus anciens. Ainsi, la montagne Pelée est-elle installée sur le flanc nord des Pitons du Carbets (1,2 - 0,8 Ma) (Figure 2A) et abute vers le nord sur l'ensemble plus réduit du Conil (0,5 Ma). Similairement, la

Grande Découverte et sa partie la plus récente, la Soufrière, sont situées sur le flanc sud du Sans-Toucher (1,6 - 0,25 Ma) (Figure 2B) et abutent, au sud, sur le petit ensemble des Monts Caraïbes (0,5 Ma).

Cette similitude est cependant limitée à la partie superficielle de ces volcans. En profondeur, il semble que la structure crustale soit significativement différente pour les deux îles [Maury et al., 1990]. En effet, le front volcanique de l'arc des Petites Antilles a migré au cours du temps depuis sa formation à l'Eocène moyen. Ce front a coïncidé avec la position de l'arc actuel de Grenade jusqu'au sud de la Martinique tandis que plus au nord, le front pré-Miocène est situé à l'est de l'actuel et est marqué par une suite de hauts-fonds et d'îles à entablements calcaires, les Antilles calcaires [Bouysse et al., 1988 ; Bouysse et Westercamp, 1990]. La morphologie des fonds marins en mer des Caraïbes, à l'ouest de l'arc volcanique actif, est également relativement différente dans la partie sud de l'arc ou elle est marquée par le profond bassin de Grenade, qu'elle ne l'est au nord où l'arrière-arc a un relief moins accentué (Figure 1). Ces deux caractéristiques entraînent que les volcans du nord de la Martinique soient directement érigés sur une croûte supérieure constituée par l'empilement de volcanites, de leurs produits d'érosion et de cumulats appartenant à l'arc ancien tandis que ceux du sud de la Basse Terre de Guadeloupe reposent sur les pentes ouest de structures crustales similaires.

### 2.2. Morphologie, volume et productivité

L'érection des deux volcans actifs français dans l'ensellement entre des édifices plus anciens entraîne qu'ils n'ont pas la forme de cônes réguliers. De plus, l'érosion, très active en climat tropical, alliée à la faiblesse du rythme éruptif et à l'existence d'épisodes d'écroulement massif, ont donné à leurs flancs des morphologies très accidentées. Néanmoins, pour les flancs libres, l'allure générale des pentes est caractéristique de volcans composites où l'activité pyroclastique modèle les parties sommitales en leur donnant une déclivité qui se rapproche de celle de talus naturels. Ainsi, la pente moyenne à la montagne Pelée est-elle de 38 % entre 650 m et le sommet et d'environ 9 % pour le reste de la partie immergée. Pour la Grande Découverte ces chiffres sont de 32 % au-dessus de 850 m et de 12 % pour la partie basse.

Le volume pour ces deux volcans est aujourd'hui similaire. Il peut être grossièrement estimé, compte tenu de l'incertitude sur la morphologie des édifices plus anciens sur lesquels ils sont installés, à une cinquantaine de km³. Ce chiffre conduit à un taux de production magmatique moyen sur toute l'histoire de ces volcans de $10^{-3}$ à $10^{-2}$ m³/s qui peut être comparé à celui du Kliouchevskoy, Kamachatka, volcan d'arc particulièrement productif, de 3,5 m³/s ou à celui du Piton de la Fournaise,
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Figure 1. Bathymétrie simplifiée du segment Martinique - Montserrat de l'arc insulaire des Petites Antilles (d'après Bouysse et al. [1988]). On remarquera le contraste d'asymétrie entre la partie atlantique (E) et Caraïbe (W) dans le sud (Ste Lucie - Martinique) et le nord (Dominique - Montserrat) commentée dans le texte.</figcaption></figure>

Réunion, de 4-8 m³/s. Ces chiffres justifient le faible rythme éruptif puisque la production d'une éruption dont le volume de produits se situe entre 10⁷ et 10⁸ m³ implique une rythmicité de 60 à 600 ans.

Une autre caractéristique morphologique qui a des implications sur la stabilité mécanique de ces édifices est la géométrie des parties immergées. Rappelons que ces deux volcans sont adossés au nord et au sud sur des reliefs anciens. Les pentes sous-marines est et ouest sont significativement différentes: 5 % et 16 % pour la montagne Pelée, 4 % et 10 % pour la Grande Découverte respectivement du côté Atlantique (E) et Caraïbe (W).

### 3. EVOLUTION VOLCANOLOGIQUE

L'évolution de ces deux volcans peut maintenant être retracée depuis le début de leur édification. Le manque de datations précises pour la période anté $^{14}$C (≈ 40 ka) et le recouvrement et/ou l'érosion des produits volcaniques anciens rendent cet exercice encore imprécis. Par contre, la période Holocène, pour laquelle les dépôts de la plupart des éruptions sont encore bien conservés et datés avec précision, peut être décrite avec plus de détails.
<figure><img src="image_28.png" /></figure>

Figure 2. Esquisses géologiques de la Basse-Terre de Guadeloupe (A) et de la Martinique (B), d'après Maury et al. [1990]. A : 1. Continuation des formations calcaire et/ou profondément latéritisées à soubassement d'arc volcanique pré-Miocène; 2 - 7. Formations volcaniques plio-pléistocènes dans l'ordre croissant des âges; 8. Principaux sommets; 9. Appareils volcaniques de la chaîne de Bouillante; 10 - 11. Volcans sous-marins confirmés ou présumés; 12. Axe volcanique pliocène à récent; 13. Axes volcaniques transverses; 14. Failles confirmées ou présumées; 15 - 16. Volcanisme de l'archipel des Saintes. B : 1. Sédiments quaternaires de la plaine du Lamentin; 2-9. Formations volcaniques holocènes à miocènes dans l'ordre croissant des âges; 10. Axes volcaniques quaternaires majeurs; 11. Failles confirmées ou présumées; 12. Principaux sommets; 13. Volcan sous-marin présumé.
<figure><img src="image_29.png" /></figure>

Figure 3. Activité récente (holocène) du Volcan Composite de la Grande Découverte. 1. Avalanche de débris de l'éruption datée à 11 500 ans B.P.; 2. Avalanche de débris de l'éruption datée à 3 100 ans B.P.; 3. Dépôts des éruptions postérieures à l'événement de 3 100 ans B.P.; 4. Caldéras, cratères d'avalanche et cratères d'explosion; 5. Limites externes des dômes et dôme-coulées majeurs; 6. Principaux sommets.

### 3.1. *Le Volcan Composite de la Grande Découverte (VCGD), Guadeloupe*

La Soufrière, point culminant de l'arc des Petites Antilles (1456 m) est un dôme résultant de l'activité magmatique la plus récente d'un volcan beaucoup plus vaste; le volcan composite de la Grande Découverte [Boudon et al., 1988; 1989]. Cet édifice est situé dans l'alignement N 160° des volcans qui constituent la Chaîne Axiale de l'île de la Basse-Terre de Guadeloupe et également suivant l'orientation générale du segment d'arc Martinique-Dominique-Basse-Terre - Montserrat.

L'âge du début de l'activité du VCGD peut être estimé à environ 200 ka; l'âge le plus ancien obtenu pour ses produits éruptifs est de 140 ka alors que l'âge le plus récent de produits appartenant à la Chaîne Axiale est de 250 ka. Son histoire est subdivisée en trois phases successives [Boudon et al., 1988; 1989].

#### 3.1.1. La phase Grande Découverte.
La phase Grande Découverte (200-100 ka) voit s'édifier l'appareil primitif. D'une extension de 20 x 15 km, c'est la phase la plus importante par le volume des produits émis, mais aussi la moins bien connue. Elle est caractérisée par l'alternance d'épisodes laviques et pyroclastiques. Les premiers sont plus largement représentés et se traduisent par la mise en place de coulées de laves relativement épaisse de composition andésitique. Les épisodes pyroclastiques sont variés et apparaissent sous forme de coulées de ponces ou de scories, de nuées ardentes de type Péléen ou Mérapi, mais aussi d'avalanches de débris. Ces dernières, qui résultent de l'écroulement d'une partie de l'édifice, apparaissent à deux reprises, au cours de cette phase, et se situent stratigraphiquement de part et d'autre d'un événement ponceux daté aux environs de 140 ka.

La fin de cette phase est marquée par un épisode plinien, probablement le plus important de toute l'histoire du volcan. Avec un volume de ponces émises de plusieurs km³, les dépôts (retombées pliniennes et écoulements pyroclastiques dits de "Pintade") sont présents sur tout le poutour du volcan. A cet épisode ponceux correspond vraisemblablement l'effondrement, dans la partie sommitale de l'édifice, de la caldera de la Grande Découverte dont seul le rempart nord est actuellement conservé.

#### 3.1.2. La phase Carmichaël.
La phase Carmichaël (100 ka - 3100 a) correspond à la poursuite de l'activité localisée à l'intérieur de la caldera de la Grande Découverte et à la construction du volcan du Carmichaël. Elle montre, comme la précédente, l'alternance d'épisodes laviques et pyroclastiques. Cette période de construction se termine probablement aux environs de 18 000 ans par une phase pyroclastique dont les produits sont retrouvés principalement sur le flanc est du volcan. La partie sommitale de l'édifice est soumis, dans la deuxième partie de cette phase, à deux événements majeurs de destruction par écroulement de flancs et d'éruptions explosives associées. Elles affectent successivement le flanc ouest du volcan, il y a environ 11 000 ans, puis son flanc SSW, il y a à peu près 3 000 ans. L'événement le plus récent [Boudon et al., 1984] se traduit par un écroulement de flanc qui fait très probablement suite à l'injection d'un cryptodôme. Les produits de cet écroulement se retrouvent sous la forme d'une avalanche de débris, caractérisée par plusieurs unités d'écoulement. Couvrant une superficie de 28 km² dans la région de Saint-Claude - Basse-Terre, elle atteint localement une épaisseur de 100 m (Figure 3). Sa mise en place
<figure><img src="image_30.png" /></figure>

Figure 4. Activité récente de la Montagne Pelée. 1. Volcanisme des Pitons du Carbet; 2. Volcanisme du Mont Conil; 3. Agglomérats chaotiques de la paléo-Pelée (coulées auto-bréchifiées); 4. Dômes pré-écroulement (voir texte); 5. Nuées St Vincent (phase St Vincent); 6. Dômes post-St. Vincent; 7. Dépôts néo-Pelée indifférenciés; 8. Dômes prédatant l'activité historique; 9. Dômes de 1902-04 et 1929-32; 10. Limites de la caldera d'avalanche; 11. Limites de la caldera de Macouba; 12. Limites de la caldera de l'Etang Sec; 13. Limites supposées de la grande caldera ancienne.

est immédiatement suivie par deux explosions violentes dirigées latéralement dont les dépôts couvrent encore aujourd'hui plus de 60 km² dans le même secteur. Le cratère en amphithéatre qui a résulté de cette éruption (cratère Amic) atteint 1,7 x 1,3 km de dimensions et est ouvert vers le sud. Cette éruption, magmatique, présente de nombreuses similitudes avec celle du 18 mai 1980 du Mont St-Helens [Lipman et Mullineaux, 1981]. L'écroulement du flanc ouest, plus ancien, s'est produit selon un scénario très proche [Boudon et al., 1987]. Il produit une avalanche de débris couvrant 19 km² (Figure 3). L'explosion dirigée qui le suit est de faible intensité et n'affecte que quelques km² dans la partie sommitale du volcan tandis que le cratère en amphithéatre qui en résulte (cratère Carmichaël), de 1,5 x 1,2 km, est ouvert vers l'ouest. La différence essentielle avec l'éruption décrite précédemment est qu'elle ne met pas en jeu de matériel juvénile; elle peut être rapprochée de l'éruption de 1888 du Bandaï-san au Japon [Sekiya et Kikuchi, 1889]. L'existence, dans la région de Basse-Terre, de dépôts d'avalanche de débris datés aux environs de 8 000 ans, laisse supposer qu'une éruption de ce type aurait pu

se produire entre les deux événements décrits précédemment.

3.1.3. La phase Soufrière. La phase Soufrière (3 100 ans - actuel) voit l'activité volcanique se localiser à l'intérieur ou sur les bordures du cratère d'avalanche formé par l'éruption de 3100 ans B.P. Elle montre la succession de plusieurs petits événements (Figure 3): mise en place du dôme Amic, à laquelle est associée celle de nuées ardentes d'avalanche (type Mérapi); construction de deux cônes de scories basaltiques, l'Echelle et la Citerne; édification du dôme de la Soufrière, à la suite d'une activité explosive de faible ampleur, vers 1440 A.D. [Vincent et al., 1979]. La mise en place de ce dôme représente la dernière activité magmatique du volcan composite de la Grande Découverte. Depuis cette date, le dôme de la Soufrière et ses abords immédiats ont été le siège de plusieurs éruptions phréatiques dont les plus récentes ont eu lieu en 1956 et 1976-77 [e.g. Feuillard et al., 1980]. Le VCGD et la Soufrière sont caractérisés par une activité fumerollienne et hydrothermale permanente et significative et par des crises sismiques récurrentes.
## 3.2. La montagne Pelée de Martinique

La montagne Pelée culmine dans le nord de l'île de la Martinique à l'altitude de 1397 m [Boudon, 1992]. Elle couvre une superficie d'environ 120 km² (Figure 4). L'âge du début de son édification est mal connu. Le seul âge dont nous disposions sur les formations basales est de $0,4 \pm 0,2$ Ma [Bellon et al., 1974]. Ce volcan s'est construit en deux grands stades séparés par une période de quiescence et d'érosion. L'une des caractéristiques de la montagne Pelée est la prédominance de produits pyroclastiques (écoulements et retombées) par rapport aux produits effusifs tels que dômes, dôme-coulées et écoulements laviques.

### 3.2.1. Stade paléo-Pelée.
Durant le stade paléo-Pelée on assiste à la construction du volcan primitif, véritable ossature du cône actuel, qui en représente la partie volumétriquement la plus importante. Ce stade est caractérisé par l'abondance de brèches volcaniques indurées interprétées comme des écoulements pyroclastiques résultant de l'autofragmentation de lave massive [Vincent et al., 1989]. Quelques dépôts épiclastiques et quelques rares coulées de lave s'intercalent entre ces formations. La distribution actuelle de ces brèches indique que les évents étaient situés approximativement au droit du cratère actuel. La localisation, stable dans le temps, des centres d'émission a manifestement favorisé le développement de pentes ouest et est régulières. La fin de ce stade est marqué par une importante période d'inactivité volcanique et d'érosion, au cours de laquelle les brèches sont fortement entaillées par de profondes vallées qui serviront à canaliser les produits émis dans le second stade.

### 3.2.2. Stade néo-Pelée.
Le stade néo-Pelée débute il y a plus de 40 000 ans et probablement moins de 100 000. Il se caractérise par une activité fortement explosive qui se poursuit encore actuellement. Il peut être subdivisé en deux phases principales:

* la phase Saint-Vincent (> 40 000 - 20 000 ans B.P.)

Elle se caractérise par l'importante émission de coulées de scories, encore appelées nuées ardentes de type St. Vincent, qui comblent partiellement les profondes vallées creusées à la fin du stade précédent. Leur répartition montre que les premières éruptions de cette phase se sont problement produites à partir d'une caldera sommitale: la caldera de Macouba.

C'est au cours de cette phase que se produit un événement qui déterminera substantiellement l'évolution ultérieure du volcan. Il s'agit de l'écroulement de son flanc sud-ouest. La dizaine de km³ qui constituaient ce flanc se sont écoulés vers l'ouest et ont été principalement rejetés dans la mer Caraïbe. La caldera d'avalanche, relativement peu ouverte, forme un large couloir dirigé vers l'ouest et de 6 km de longueur sur 3,5 km de largeur [Vincent et al., 1989] (Figure 4). C'est à l'intérieur et dans la partie sommitale de cette caldera, âgée de plus de 25 ka, que s'édifie le cône récent de la montagne Pelée.

* la phase récente (13 500 ans B.P.- actuel)

Après une courte période de repos (20 000 - 13 500 ans B.P.), l'activité volcanique reprend avec un style différent. La période récente est caractérisée par l'alternance d'éruptions ponceuses de type plinien et d'éruptions de type péléen. Dans ces dernières, des nuées ardentes d'explosion latérale sont associées à la mise en place de dômes visqueux. Une trentaine d'éruptions magmatiques ont été répertoriées dans cette phase [Westercamp et Traineau, 1983]. Une dizaine d'entre elles sont de type ponceux, la dernière se produisant il y a 650 ans. Les autres correspondent à des éruptions avec mise en place de dômes de nuées ardentes péléennes et de nuées d'avalanche canalisées. Les deux dernières éruptions (1902-04 et 1929-32) sont de ce type. L'éruption de 1902, tristement célèbre par la destruction des villes de Saint-Pierre et du Morne Rouge, est devenu la référence pour le dynamisme péléen. Nos travaux récents [e.g. J. Volcanol.

Geotherm. Res. vol. 38:1-189, 1989] ont précisé les mécanismes éruptifs qui diffénciaient les nuées paroxysmiques du début de l'activité de 1902 par rapport aux nuées d'avalanches, mondialement plus répandues. Ces nuées ardentes "péléennes" et éminemment dévastatrices, sont des écoulements de haute énergie, dilués, turbulents, et peu canalisés, consécutifs à l'émission explosive latérale d'une émulsion de gaz et de particules. Les retombées ponceuses des éruptions pliennes sont largement réparties sur le pourtour du volcan alors que les écoulements pyroclastiques ponceux et les nuées ardentes sont relativement canalisés dans les vallées principales. La caldera d'avalanche formée dans le stade précédent sert largement de guide à ces écoulements mais également focalise les explosions sommitales vers le côté Caraïbe.

Si jusqu'à une période récente, on considérait que les deux types d'éruptions qui se sont succédés dans l'activité récente étaient exclusifs l'un de l'autre, nos travaux récents montrent qu'ils peuvent se produire au cours de la même phase éruptive; c'est le cas de l'éruption P1, datée à 650 ans B.P., communément considérée comme purement plinienne.

C'est dans la phase récente (et la fin de la phase précédente) que s'édifie le cône actuel de la montagne Pelée, situé à l'intérieur et sur les bordures de la caldera d'avalanche. Le sommet de ce cône est recoupé par la caldera dite de l'Etang Sec, probablement formée au cours de la dernière éruption plinienne [Westercamp et Traineau, 1983]. Les deux dômes historiques de 1902-04 et 1929-32 se sont édifiés à l'intérieur de cette dernière. Depuis la dernière éruption, la montagne Pelée ne montre que peu de signes d'activité permanente. Il se limitent à des essais de séismes peu nombreux et de faible magnitude et à une activité fumerolienne et hydrothermale très dicrète.

## 4. EVOLUTION MAGMATIQUE

La montagne Pelée comme le VCGD sont caractérisés par la prédominance de produits magmatiques andésitiques (Figure 5) [Fichaut et al., 1989b; Boudon et al., 1988]. Les lavages sont le plus communément des andésites modérément à très porphyriques (20 - 60% cristaux) dont la paragenèse minérale est: plagioclastes, orthopyroxènes, clinopyroxènes, magnétites titanifères et ilménites ferrifères dans l'ordre décroissant d'abondance. A ceci s'ajoute parfois l'olivine, le quartz ou la hornblende. Les cristaux montrent le plus souvent des indices chimiques et texturaux de déséquilibre tant entre eux qu'avec la mésostase. Dans l'un comme l'autre volcan, il n'y a pas, au cours de leur histoire, d'évolution chimique univoque dans le temps. Prises dans leur ensemble, les abondantes données chimiques (éléments majeurs, traces et données isotopiques) et minéralogiques (nature et composition minérales) montrent au contraire une homogénéité surprenante. Dans les détails, plusieurs éruptions de l'un et l'autre volcan ont émis des magmas dont la nature pétrographique et chimique peut être largement hétérogène [Semet et al., 1981; Traineau et al., 1983; Vatin-Pérignon et al., 1984; Gourgaud et al., 1989]. La figure 5 donne un exemple de corrélation chimique interélémentaire qui se retrouve pour tous les éléments chimiques dont les corrélations peuvent être interprétées en termes de processus magmatologiques: la présence de deux domaines de variabilité. Le premier, est une évolution des compositions hyperbolique dans le diagramme SiO₂ - MgO, particulièrement nette pour le VCGD, indicatrice d'un processus de cristallisation fractionnée et elle est en continuité avec la composition des cumulats gabbroïques et dioritiques (voir montagne Pelée surtout). Le deuxième, représentant la majorité des compositions magmatiques, montre une allure linéaire indicatrice de processus de mélange [Bourdier et al., 1985]. C'est dans ce domaine que se situent évidemment la
<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>Figure 5. Caractérisation chimique des produits volcaniques du Volcan Composite de la Grande Découverte (Guadeloupe) et de la Montagne Pelée (Martinique). Voir texte.</figcaption></figure>

composition moyenne des laves pétrographiquement hétérogènes, il comporte pourtant aussi des produits magmatiques texturalement et chimiquement homogènes.

Si la variabilité pétrographique et chimique relative des laves de ces deux volcans est, dans l'ensemble, similaires, on notera (Figure 5, par exemple) des différences significatives des domaines de ces variations. Au VCGD, les basaltes et les rhyolites ne sont pas absents tandis que les andésites basiques (SiO₂ = 58 %) représentent la moitié des compositions andésitiques. A la montagne Pelée, au contraire, les cumulats gabbroïques et dioritiques sont significativement présents [Fichaut et al., 1989 b], les basaltes et les rhyolites sont absents et la médiane des compositions andésitiques se situe vers SiO₂ = 61 %.

## 5. ANALOGIES ET DIFFÉRENCES DANS L'ÉVOLUTION ET LE STYLE ÉRUPTIF DES DEUX VOLCANS

Les histoires évolutives du VCGD et de la montagne Pelée montrent un certain nombre d'analogies, tant sur le plan de leur structure, des styles éruptifs qui s'y sont succédés que de leur variabilité magmatologique. Nous avons cependant fait ressortir un certain nombre de différences significatives de ces différents aspects de leur évolution. Ces analogies et différences sont un guide pour la prévision de leur futur. Nous commentons ces différents aspects dans les paragraphes qui suivent.
### 5.1. Les édifices primitifs

La première différence importante porte sur les phases précoces de l'activité des deux volcans. Le VCGD se caractérise par une activité effusive importante qui engendre une ossature primitive où les coulées de lave massive sont de règle. Par contre, la montagne Pelée n'a connu que très peu d'épisodes effusifs au cours de son stade primitif; cette caractéristique se retrouvera durant toute la vie de ce volcan. Cette différence se traduit dans la morphologie de ces deux édifices, la montagne Pelée ayant la forme d'un cône dont les pentes moyennes sont plus élevée que celles de la Grande Découverte.

### 5.2. Les déstabilisations de flanc

Le VCGD est un des volcans au monde qui semble avoir connu le plus grand nombre d'écroulement de flanc, quatre au moins, tout au long des quelques 200 ka de son histoire; pour autant que l'on puisse en juger par la répartition des dépôts d'avalanche de débris, ils affectent les flancs ouest et sud du volcan.

La montagne Pelée semble, au contraire, n'avoir connu qu'un seul épisode d'écroulement. Celui-ci, avec un volume proche de la dizaine de km³, y est cependant d'un ordre de grandeur supérieur que ceux qu'a connu le volcan de la Grande Découverte.

Il est probable que l'origine de l'instabilité mécanique de ces édifices soit à rechercher dans les mêmes causes structurelles et fonctionnelles: raideur des pentes et asymétrie des constructions, augmentation progressive de la charge pondérale par accumulation centrée des produits éruptifs, fragilisation des parties internes par hydrothermailisation profonde et/ou injection d'intrusions magmatiques, afouillement érosionnel des pentes, déformations tectoniques dues tant à la charge de la lithosphère qu'au système régional de contrainte et à ses variations temporelles. Les différences observées entre la montagne Pelée et le VCGD se justifient, du moins qualitativement, par les aspects différents de leur histoire volcanologique et structurales que nous avons soulignés.

### 5.3. Les styles éruptifs

La variété des styles éruptifs qui se sont succédés tant à la montagne Pelée qu'au VCGD est bien caractéristique du volcanisme calco-alcalin d'arc insulaire. La connaissance préalable de cette variété à permis qu'en 1976, lors de la crise de la Soufrière, ces comportements connus aient pu être pronostiqués comme possibles alors que la connaissance quantitative du passé éruptif de ce volcan n'était pas acquise. Les incertitudes sur les prévisions à court terme qui ont été faites alors sont aujourd'hui partiellement levées par une connaissance largement avancée du détail de l'histoire de ces volcans et le développement d'un dispositif de surveillance performant; ce sont les clés d'une évaluations quantifiée de l'aléa et du risque volcanique pour ces îles.

## 6. LES ALÉAS VOLCANIQUES

Si la similitude de comportement entre les deux volcans actifs des Petites Antilles françaises peut permettre d'extrapoler en termes de prévisions leur comportement futur commun, les différences qui existent entre ces deux édifices ont, dans le détail de l'évaluation des aléas, une importance considérable. Les éléments qui influent de façon prépondérante sur l'évolution future de ces volcans sont, d'une part, leurs caractéristiques structurales et, d'autre part, les gammes de styles éruptifs qui les ont affectés au cours de leur passé récent, c'est à dire dans les derniers millénaires.

Ce qui caractérise le volcan de la Grande Découverte et sa partie la plus récente, la Soufrière, est la présence d'un système hydrothermal très superficiel dont les apophyses sont régulées par l'existence de dômes relativement volumineux qui se sont périodiquement écroulés massivement. La composition relativement basique des magmas joue, à ce titre un rôle significatif. La présence d'une grande caldera sommitale, en partie comblée par les produits de l'activité récente, conditionne l'intéraction des eaux phréatiques avec un système hydrothermal convectif permanent et relativement superficiel [Boudon et al., 1992 ; Bigot et al., 1994 ; Zlotnicki et al., 1994]. L'état actuel du VCGD et de la Soufrière sont favorable à la répétition d'écroulement sectoriels sommitaux massifs.

La montagne Pelée de Martinique a une situation qui présente des différences significatives. L'origine d'un système hydrothermal moins développé et/ou plus profond peut être recherchée dans la conjugaison de l'existence d'une grande structure d'avalanche ouverte sur le flanc sud-ouest et la présence d'un cône jeune, reconstruit à l'intérieur de cette structure et constitué en grande partie de produits pyroclastiques meubles et poreux. Il en résulte que la fragilisation de la partie superficielle de l'édifice par hydrothermalisation est beaucoup moins développée. La probabilité d'écroulement massif futur est minime. L'évaluation de l'aléa est ici guidée par le style et la répartition des produits des éruptions qui se sont produites au cours des derniers millénaires. Ce sont les éruptions pliniennes et/ou péléennes qui ont la plus grande probabilité de se reproduire à une cadence environ séculaire. Cette évaluation quantifiée de l'aléa peut-être fondée sur une suite d'éruptions récentes dont les styles sont suffisamment variables que pour constituer une base de données que l'on espère exhaustive; ce travail est en cours de réalisation par différents groupes de chercheurs.

## RÉFÉRENCES

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# TAUX D'ÉROSION DÉTERMINÉ PAR $^3$HE COSMOGÉNIQUE DANS DES RÉGIONS VOLCANIQUES DE LA RÉUNION FORTEMENT DÉCOUPÉES

Thomas STAUDACHER et Claude J. ALLÈGRE

Laboratoire de Géochimie et Cosmochimie, Institut de Physique du Globe, Université Denis Diderot, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05, France

Nous avons analysé les gaz rares dans des olivines prouvant des sables des rivières sortant des trois 'cirques', Cilaos, Salazie et Mafate et de la 'Rivière de Langevin' sur l'île de la Réunion. Ces sables représentent d'excellentes moyennes des roches des cirques correspondants et de la Rivière de Langevin avec des surfaces bien déterminées entre 33 et 145 km². Les abondances en $^3$He cosmogénique ($^3$Hec) nous permettent de calculer l'âge moyen d'exposition au rayonnement cosmique et des taux d'érosion moyens dans les cirques d'environs 120 mm par 1000 ans, qui figurent parmi les plus élevés observés jusqu'à present.

We report noble gas analyses in olivines samples collected in river sand from the outlets of the three 'cirques', Cilaos, Salazie and Mafate and the 'Rivière de Langevin', Réunion Island. These olivines represent average samples of the corresponding 'cirques' and one river with well defined surface areas of 33 to 145 km² and their cosmogenic $^3$He ($^3$Hec) concentrations allow us to estimate the mean exposure ages and the average erosion rates in the 'cirques' on the order of 120 mm/ky, which are amongst the highest values observed until now.

## 1. INTRODUCTION

Depuis la découverte des gaz cosmogéniques dans des roches terrestres [Kurz, 1986a ; Craig et Poreda, 1986] plusieurs traceurs cosmogéniques comme $^3$He, $^{21}$Ne, $^{10}$Be, $^{26}$Al ont été développés pour la datation des coulées de laves jeunes [ex. Kurz, 1986b ; Staudacher and Allègre, 1991, 1993 ; Poreda and Cerling, 1992], des surfaces de roches [ex. Staudacher and Allègre, 1991 ; Nishiizumi et al., 1989 ; Brown et al., 1991] et des taux d'érosion [ex. Lal, 1991 ; Nishiizumi et al., 1986, Sarda et al., 1993]. Plusieurs études ont été effectuées sur du quartz, qui est un minéral assez commun dans beaucoup de contextes géologiques, mais il n'est pas le meilleur candidat pour des datations à cause de sa faible rétention de $^3$Hec [Staudacher and Allègre, 1991 ; Trull et al., 1991, 1995]. Par contre, l'olivine montre une bien meilleur rétention de $^3$Hec [Trull et al., 1991] et a été utilisée dans beaucoup de cas comme traceur pour la datation d'exposition au rayonnement cosmique [e.g. Poreda and Cerling, 1992 ; Staudacher and Allègre, 1993]. Les taux d'érosion sont directement liés aux âges d'expositions. Une compilation de taux d'érosion basée sur des isotopes cosmogéniques est donnée dans [Biermann, 1994]. Dans l'étude présente, nous estimons des taux d'érosion pour la 'Rivière Langevin' et pour les trois 'cirques' de la Réunion, dans un environnement qui est excessivement modelé par la formation de grandes caldeiras et par une érosion particulièrement intense [Kieffer, 1989], provoquée par des pluies qui atteignent localement jusqu'à plus que 8000 mm/a [Bertile, 1987] et qui constituent un très bon exemple pour l'étude de taux d'érosion.

## 2. LOCALISATION, TRAITEMENT ET PRÉPARATION DES ÉCHANTILLONS

Les trois cirques de Cilaos, Salazie et Mafate ont été formés dans le passé par la création d'une large caldeira sommitale il y a environ 150 ka [Kieffer, 1989]. Ensuite des pluies torrentielles et d'importantes pentes ont facilité une érosion intense. Puisque les données des roches individuelles sont influencées par des conditions locales comme la proximité de l'eau de pluie, de ruisseaux et de rivières, d'avalanches, dureté des roches et de la végétation, et ne sont pas représentatives pour l'ensemble de la surface étudiée, nous avons plutôt utilisé des échantillons naturellement

homogénéisés et qui représentent bien toute la surface érodée. Ces échantillons ont été collectés dans les rivières aux sorties des cirques de Salazie (RE93-31), de Mafate (RE93-30) et de Cilaos (RE93-29) ou proche du littoral dans le cas de la 'Rivière Langevin' (RE93-27) (Figure 1). Chaque échantillon représente environs 2 à 3 kg de sable du fond de la rivière. Puisque la plupart des grains de sable sont des basaltes magnétiques, nous les avons séparé des olivines dans le laboratoire d'abord avec un simple aimant. Les séparations de minéraux finales des 0.5 à 2 mm ont été préparés ensuite à la main sous la loupe binoculaire. Les olivines ont été nettoyées dans un bain ultrasonique avec de l'eau bi-distillée, de l'éthanole et de l'acétone ultra pure, avant d'être enveloppés dans une feuilles d'aluminium. Puis les échantillons sont stockés dans la ligne d'extraction. Le four d'extraction et une partie de la ligne ont été étuvés à ~150°C. Cependant les échantillons sont restés à la température ambiante pour éviter toute perte de $^3$He cosmogénique, malgré le fait que ces pertes à 150°C sont improbables [Trull et al., 1991].

Après avoir étuvé le four d'extraction pendant 60 heures à 1900°C pour réduire le blanc au maximum, nous avons dégazé les échantillons en une seule fraction. Pour éviter que des grains d'olivine sautent du creuset pendant sa montée en température due à la dérépitation des olivines, nous avons augmenté la température en deux paliers. D'abord nous avons augmenté la température à 900°C pendant 5 minutes pour la monter ensuite à 1600°C pendant 10 minutes. A cette température les olivines ont entièrement fondues. Avant chaque échantillon nous avons analysé des blancs à la même température et avec exactement la même procédure que les échantillons. Avant et entre les échantillons nous avons analysé des échantillons d'air et notre nouveau standard de Réunion pour calibrer le spectromètre de masse [voir Moreira et al., 1995]. Des blancs typiques pour les masses 3, 22 et 36 sont (1.1±0.1)×10⁻¹⁴, (4.9±0.3)×10⁻¹² et (1.2±0.1)×10⁻¹¹ cm³STP respectivement, avec des rapports isotopiques de l'air. Puisqu'une petite partie de la masse 3 est du au HD⁺ et pour réduire les erreurs analytiques, nous avons corrigé la masse 3 en soustrayant directement le blanc correspondant. Une telle correction est possible, puisque les masses 2 et 3 dans le spectromètre de masse sont parfaitement stables pendant la mesure et la masse 2 du blanc et de l'échantillon sont exactement identiques.
<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Figure 1. Localisation des échantillons et des basaltes à olivine dans les cirques de Salazie, de Mafate et de Cilaos et dans la Rivière de Langevin en gris.</figcaption></figure>

### 3. LES RESULTATS DE GAZ RARES

Nous avons reporté les concentrations et les rapports isotopiques des gaz rares dans le tableau 1. Les concentrations sont généralement petites. La concentration de ³He varie entre 0.24 et 0.68 x 10⁻¹² cm³STPg⁻¹ et celle de ²⁰Ne est ~0.4 x 10⁻¹⁰ cm³STPg⁻¹, sauf pour RE93-27, qui a une concentration de Ne qui est environ 200 plus grande. La concentration de ³⁶Ar varie dans tous les échantillons entre 1 et 3 x 10⁻¹⁰ cm³STPg⁻¹. Le rapport isotopique de ⁴He/³He varie entre 36 270 et 54 240. Ce dernier est très proche du rapport isotopique 'normal' de la Réunion de 56 010 ± 800, que l'on trouve à la Réunion dans toutes les roches qui ont été protégées du rayonnement cosmique [Kaneoka et al., 1986; Staudacher et al., 1990; Graham et al., 1990]. Tous les rapports isotopiques de néon sont, dans la marge des erreurs, identique au néon atmosphérique. Les rapports ⁴⁰Ar/ ³⁶Ar montrent des variations entre 360 et 3290 [Staudacher et al., 1990; Kaneoka et al., 1986].

### 4. ³HE COSMOGENIQUE, ÂGES D'EXPOSITION ET TAUX D'ÉROSION

Les rapports ⁴He/³He (Tableau 1) montrent qu'au moins trois

de nos échantillons (RE93-31, RE93-29 and RE93-27) contiennent des quantités de ³He cosmogénique. Les composants de ³He sont: ³He_c=³He_m-⁴He_m/(⁴He/³He)Re, où ⁴He_m est la quantité de ⁴He mesuré, (⁴He/³He)Re est le rapport 'normal' de la Réunion de 56 010 ± 800. Les concentrations de ³He sont reportés dans le Tableau 2. Les taux de production de ³He_c, les corrections pour la latitude, l'altitude et pour les variations du champs magnétique terrestre dans le passé sont les mêmes que celles dans [Sarda et al., 1993]. Nous ne tenons ici pas compte des corrections pour l'inclinaison des terrains exposés. L'intensité du rayonnement cosmique varie avec l'angle d'inclinaison Θ comme sin2.3Θ ou sin3.5Θ, selon les auteurs. L'inclinaison moyenne des encaissants des cirques est difficile à estimer, mais est en général inférieure à 45°. En dessous de cette valeur, la correction d'intensité du rayonnement cosmique est pratiquement négligeable (voir Figure 4 et références dans [Staudacher and Allègre, 1993]).

Comme mentionné plus haut, nous avons utilisé dans cette étude des séparation de minéraux d'olivines, qui proviennent des basaltes à olivine des cirques correspondants et de la Rivière de Langevin. Ces régions sont montrées dans la Figure 1. Dans le massif du Piton des Neiges elles correspondent aux coulées βπ_II de la phase II de la série indifférenciée avec un âge compris entre 430 ka et 2.1 Ma (carte géologiques de France) et pour le Piton