# La surcharge hydrologique en géodésie terrestre

## HYDROLOGIC LOADING IN TERRESTRIAL GEODESY

FLORSCH N.⁽¹⁾, LONGUEVERGNE L.⁽¹⁾, LLUBES M.⁽²⁾, HINDERER J.⁽³⁾, AMALVICT M.⁽³⁾

## ABSTRACT

We investigate the possible influence of underground waters on gravity and radial displacement. One actual challenge is to manage the validation of dedicated satellites like GRACE from ground based gravimetric measurements. Actually, the local hydrologic variations dominate the ground signal. We can estimate the direct Newtonian attraction plus the loading effect due to theoretical aquifer variations, but a realistic modelling needs an accurate study of the hydrological background. By taking as an example the J9 superconducting gravimeter station close to Strasbourg (France), we argue that it is necessary to characterize as well as possible the aquifer systems, and the water mobility from the shallow soil to the water table, in order to predict the gravity variations at the signal level available today from current instruments. The expected variation range agree with the observed one.

## INTRODUCTION

La question hydrologique est d'actualité dès lors que l'on s'intéresse à la signification des variations de la pesanteur et du déplacement de la croûte aux limites des sensibilités instrumentales disponibles (gravimètres et systèmes de positionnement de qualité géodésique). Elle s'avère également d'actualité dans le cadre des nouvelles missions satellitales dédiées à la gravimétrie (CHAMP, GRACE, GOCE) dont l'un des objectifs est justement d'observer les variations de stocks d'eau depuis l'espace, par les effets attractifs et flexuraux qu'elles induisent. Est-il possible, en particulier, de valider les résultats spatiaux par des mesures au sol (ou vice versa)? (voir par exemple Crossley et al., 2002).

Par ailleurs, la surcharge hydrologique constitue un "parasite" pour l'étude des mouvements verticaux d'origines tectoniques ou les démarches de rattachement de stations gravimétriques entre elles.

## EFFETS GRAVIMÉTRIQUES DES AQUIFÈRES.

Sur le domaine continental, les variations des stocks d'eau contenus dans le sous-sol constituent, avec l'atmosphère et la neige, une contribution notable aux variations de la pesanteur. L'ordre de grandeur de ces variations est facile à obtenir si on considère que dans l'effet d'un "plateau",

la partie située sous un cône dont le sommet constitue le point d'observation tend très rapidement vers la contribution totale du plateau lorsque l'angle solide dudit cône tend vers $2\pi$. Avec une bonne approximation, la contribution gravimétrique de la "lame d'eau" située sous un gravimètre est pratiquement $\Delta g_{eau} = 2\pi G\rho e$ où $G$ est la constante de gravitation universelle, $\rho$ la masse volumique de l'eau et "e" la variation de l'épaisseur de la colonne d'eau totale. Cela représente environ 42 microGal (420 nms⁻²) par mètre d'eau. Pour se référer à la variation d'un niveau piézométrique, il faut tenir compte de la porosité $\Phi$. Alors, si $\Delta h$ représente cette variation, la variation concomitante de la pesanteur est: $\Delta g = 2000\pi G\Phi \Delta h$, pour une masse volumique de 1 000 kg/m³, soit $42\Phi \Delta h$ microGal par "mètre de piézomètre".

Dans les aquifères les plus significatifs, la porosité peut varier de quelques pour-cent à 30 %, du moins dans les terrains superficiels. Afin de fixer les idées, on peut raisonner avec une porosité représentative de 10 %, si bien que la variation $\Delta h$ d'un niveau piézométrique induit une variation de l'ordre de $\Delta g \approx 4\Delta h$ ($\Phi = 0.1$) exprimée en microgal, avec $\Delta h$ en mètre "de nappe".

Il faut cependant se garder de ne considérer que le niveau piézométrique (cette grandeur étant la plus facilement accessible, en forage), car il n'est pas nécessairement bien représentatif de la colonne d'eau totale. Il arrive que ce que l'on appelle "l'humidité du sol", c'est-à-dire l'eau retenue dans les premiers mètres sous la surface et qui n'a pas encore transité vers la nappe ni été absorbée par les plantes, contribue de manière antagoniste à la colonne d'eau totale. Ainsi, l'évaluation exhaustive du phénomène nécessite-t-elle de prendre en compte le transit de l'eau depuis la surface jusqu'à la nappe proprement dite, et de qualifier la zone non saturée, où règne la capillarité.

Les masses d'eau interviennent à deux titres :

* A) par attraction directe newtonienne

* B) en induisant une flexure crustale conduisant à deux effets supplémentaires :

- un effet d'air libre (déplacement radial du point d'observation ;)

- un effet d'attraction lié à la redistribution des masses causée par la flexure.

## L'EFFET ATTRACTIF

Le modèle du plateau n'est valable que localement.

<footnote>(¹) UMR 7619 "SISYPHE", UPMC, 4 place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05</footnote>

<footnote>(²) LEGOS/CNES/CNRS, 18 av. Edouard Belin, 31401 Toulouse Cedex 4</footnote>

<footnote>(³) EOST, 5 rue Descartes, 67084 Strasbourg Cedex</footnote>
La contribution d'une hypothétique couche d'eau, d'épaisseur e, qui couvrirait la planète, est en effet $\Delta g_{eau} = 4\pi Gpe$ soit le double du plateau horizontal. Un calcul détaillé montre que cette expression pourrait s'écrire :

$$ \Delta g_{eau} = (2\pi Gpe - \epsilon_1) + (\epsilon_1 + \epsilon_2) + (2\pi Gpe - \epsilon_2) $$

où le premier terme résulterait d'un plateau d'extension limitée (la courbure terrestre étant encore insensible), le deuxième, petit, serait une contribution régionale (mais sans le terme local), et le troisième concernerait le reste de la planète. Pour prendre un exemple à l'échelle, et en situant un gravimètre au centre de la France, deux termes dominent : un terme strictement local (disons dans un rayon de quelques dizaines ou centaines de mètres sous l'instrument, selon sa hauteur par rapport à l'aquifère) et un terme planétaire, mais il ne serait pas nécessaire de prendre en compte, en première approximation - mais pour le terme d'attraction seulement - le niveau moyen des aquifères de ce pays. Physiquement, cela provient de ce que :

* Le signal local voit son origine effectivement sous l'instrument ;

* Le signal régional est négligeable car les masses d'eau sont pratiquement à l'altitude de l'instrument ;

* Le signal mondial (ni local, ni régional) concerne des masses d'eau qui sont également sous l'instrument, du fait de la courbure terrestre.

Notons qu'en terme de décomposition en harmoniques sphériques, cette discussion ne porte évidemment que sur le degré 0. Les réserves faites parfois de la pertinence physique de la représentation de signaux locaux en harmoniques sphériques s'appliquent certainement au cas des aquifères, particulièrement vus depuis le sol.

On peut supposer sans trop se tromper qu'en ce qui concerne l'attraction, la colonne d'eau équivalente strictement locale constitue en réalité la principale contribution (aquifère) à la variation de g. La contribution planétaire (non locale et non régionale) va participer aux variations qui vont se compenser en grande partie, étant donnée la variabilité spatiale et temporelle considérable des précipitations. De cette domination du signal local, il résulte que si l'on souhaite effectuer une validation gravimétrique au sol des données satellitales, il est absolument nécessaire de caractériser la forme et la cinétique de l'aquifère local.

Par ailleurs, le signal hydrologique parasite l'étude dynamique des signaux tectoniques et d'origine profonde. Son spectre comporte les harmoniques de l'année, mais également un fond spectral qui résulte, dans les basses fréquences, des variations pluri-annuelles, et, jusqu'à des fréquences de quelques cycles par jours, du caractère relativement soudain des recharges produites par les précipitations.

Pour toutes ces raisons, il est aujourd'hui nécessaire d'investir, dans tous les sens du terme, pour la caractérisation des aquifères au voisinage des stations gravimétriques d'observatoires (stations de répétition des gravimètres absolus, et stations de gravimètres cryogéniques).

## L'EFFET FLEXURAL (DÉPLACEMENT VERTICAL) ET SES CONSÉQUENCES GRAVIMÉTRIQUES

Si l'on considère un aquifère (ou un système d'aquifères) de quelques centaines de km², le calcul montre que l'effet flexural, et en particulier le déplacement vertical induit par la charge, peuvent être négligés. Pour un aquifère de la dimension de la nappe du Rhin, par exemple, l'effet n'est que de l'ordre du millimètre.

À une échelle plus grande, par exemple pour l'Europe, le déplacement vertical dépasse certainement le cm. La Figure 1 illustre le déplacement vertical pour une charge nominale d'un mètre d'eau (en terme de colonne équivalente), sur le continent, à l'intérieur d'un rectangle arbitraire représenté en contour blanc sur la figure. Le déplacement vertical dépasse 4 cm. Même en tenant compte d'une porosité de l'ordre de 10 %, une telle colonne n'est pas aberrante : dans le bassin de la Seine, les variations piézométriques inter-annuelles peuvent atteindre localement la vingtaine de mètre et en moyenne, les variations de la colonne équivalente totale dépassent certainement le demi-mètre, ce qui induit encore une flexure d'au moins 2 cm.

<figure><img src="image_60.png" /><figcaption>Fig. 1: déplacement radial, en mm, dû à la charge d'une couche d'eau métrique (la charge occupe les parties continentales à l'intérieur du "rectangle")</figcaption></figure>

Les enregistrements piézométriques pour ce bassin montrent une très grande variabilité d'une station à l'autre, qui interdit tout calcul intégral précis. À ce titre, l'exploitation de telles données ne saurait être que statistique, mais n'enlève probablement rien à la pertinence des ordres de grandeur en jeu, au moins pour les bassins sédimentaires.

La flexure, et en particulier le déplacement vertical, va avoir une incidence sur la pesanteur, qui se rajoute à l'attraction directe "de plateau" (ce dernier terme restant dominant). L'effet d'air libre (variation de hauteur) se combine à l'effet de redistribution de masse. Le formalisme utilisé pour le calcul des surcharges océaniques convient pour estimer ces effets (convolution avec une fonction de Green obtenue par un formalisme de nombres de Love). Dans sa forme classique, il ne tient pas compte du terme local $2\pi Gpe$ (ce qui est en fait avantageux pour la lecture graphique de ces effets).
La Figure 2 montre l'effet gravimétrique (hors l'effet de plateau qui vaut, sur les continents et à l'intérieur du rectangle, environ 420 nms⁻²) dû à une couche d'un mètre de puissance. Si la charge est appliquée sur une région notablement plus petite, le signal gravimétrique est pratiquement négligeable par rapport à l'effet de plateau, qui reste le même. En première conclusion, il apparaît certain que l'effet de charge hydrologique doit être visible par les réseaux de GPS (voir par exemple Van Dam et al., 2001). Il constitue aussi un parasite pour l'étude des mouvements tectoniques qui couvrent le même domaine de longueur d'onde spatiale que ces effets. Il peut être déduit des bilans hydrologiques, même si ces derniers ne sont significatifs qu'à l'échelle temporelle de plusieurs semaines. Le problème est sans doute moins aigu pour les signaux horizontaux, car la longueur d'onde de répartition de la charge pluriannuelle est grande, réduisant par symétrie le déplacement horizontal. Cela reste toutefois à quantifier plus exactement.

<figure><img src="image_61.png" /><figcaption>**Fig. 2: variation de la pesanteur en microGal due à la charge d'une couche d'eau métrique et hors attraction directe de 42 microGals.**</figcaption></figure>

La charge occupe les parties continentales à l'intérieur du rectangle blanc. Le calcul tient compte de la courbure terrestre, de la redistribution des masses, et surtout du déplacement radial induit par la charge.

Les bilans de masses attendus de satellites comme GRACE permettront de calculer de manière fiable ces effets de flexures qui sont à relativement grande longueur d'onde. Il sera alors possible de corriger en temps réel (mais à l'échelle mensuelle) l'effet de charge des eaux continentale sur les signaux (principalement verticaux) des stations GPS permanentes.

La communauté spatiale a largement pris conscience de tous ces effets. En témoigne avant tout la programmation et la réalisation de missions satellitales dédiées, ainsi que diverses études et validations tant en France qu'à l'étranjer. En Europe, l'équipe du CNES, (voir par exemple Mangiarotti et al. 2001) quantifie la charge hydrologique grâce aux bilans hydrologiques globaux. De même Van Dam et al. (2001) valident des mesures GPS à partir des mêmes modèles.

Dans la communauté gravimétrique, la question est également largement posée, et il ne reste guère de station du GGP qui ne soit équipée d'au moins un piézomètre. Toutefois, un simple niveau d'eau n'est pas toujours bien représentatif des variations hydrologiques au voisinage des stations, et il va s'avérer nécessaire de caractériser plus finement la géométrie et le comportement des aquifères locaux pour séparer correctement leurs effets. Les sols devront également être instrumentés afin de quantifier leur degré d'humidité. Qui plus est, certaines stations situées sur des terrains marneux voire argileux peuvent être mobiliisées par un gonflement de ces formations en fonction de leur saturation en eau.

La nécessité apparaît également pour les stations gravimétriques de répétition d'étudier ces phénomènes. Une fois effectuées les corrections habituelles (atmosphère, mouvement du pôle, marées terrestres, surcharges océaniques etc.), le résidu qui est peut-être exploité, par exemple, pour une caractérisation néotectonique, est encore dominé par l'hydrologie locale.

Enfin, la question hydrologique peut être posée de la même manière pour les stations du VLBI (pour le déplacement radial).

## EXEMPLE D'ANALYSE DÉTAILLÉE: L'AQUIFÈRE DU RHIN AUTOUR DE LA STATION GRAVIMÉTRIQUE J9 (PRÈS DE STRASBOURG)

La station de J9, où sont installés un gravimètre supraconducteur rattaché au Global Geodynamic Project (GGP), et un GPS rattaché au Réseau de GPS Permanents français (RGP), est également une station de répétition en gravimétrie absolue (FG5). C'est à ces divers titres qu'il est pertinent d'en étudier le contexte hydrogéologique.

Les mesures gravimétriques sont effectuées à l'intérieur d'un ancien fortin, dont le toit sert de support à l'antenne GPS (Figure 3 ci-dessous).

<figure><img src="image_62.png" /><figcaption>**Fig. 3: aspect extérieur de la station gravimétrique supraconductrice J9, près de Strasbourg.**</figcaption></figure>

Ce bâtiment proche de Strasbourg se situe entre la limite de l'aquifère libre du Rhin et celle des alluvions rhénanes, ce qui est illustré par la Figure 4.
<figure><img src="image_63.png" /></figure>

Fig. 4: contexte de la station J9 par rapport à la nappe alluviale du Rhin. L'aquifère est représenté en grisé clair, l'agglomération strasbourgeoise en plus sombre; le Rhin, à l'Est, est tracé en noir.

Au Nord de Strasbourg et à l'Est de J9, les variations annuelles de la nappe sont de l'ordre du mètre. Le débattement inter-annuel atteint le double.

GÉOLOGIE DU SITE

Une grande partie de la zone qui entoure le gravimètre est recouverte d'une importante épaisseur de loess dissimulant les terrains sous-jacents (Figure 5). Ainsi, les failles bordières n'ont jamais été reconnues, mais elles sont morphologiquement vraisemblables. De plus, plusieurs indices attestent du jeu récent (daté du Riss) de ces failles situées entre Mundolsheim et Oberhausbergen, notamment la présence de coudes dans le cours du ruisseau Musaubach à l'ouest de la colline. La genèse de la colline serait d'origine combinée tectonique puis éolienne, les apports éoliens (sables et loess) s'étant déposés sur une ancienne terrasse alluviale mise en relief par la tectonique (Maire, 1973). Deux épisodes éoliens successifs ont ainsi déposé une dune de sable fin sur une épaisseur de 20 m, puis des limons (loess) sur une épaisseur d'environ 25 m. La colline de Hausbergen surplombe à présent la plaine rhénane d'une cinquantaine de mètres.

Les forages à l'ouest de la colline montrent de rapides variations de faciès. En effet, la stratigraphie des alluvions sablo-graveleuses de la plaine du Rhin est compliquée, sur le piémont vosgien, par les cônes d'épandage des rivières vosgiennes (dépôts alternatifs de sables et de limons).

À l'est de la colline, la terrasse de Schiltigheim surplombe la vallée d'une dizaine de mètres. Elle est recouverte de loess sur une épaisseur de 10 m.

<figure><img src="image_64.png" /></figure>

Fig. 5: la carte géologique révèle que des loess couvrent le secteur. La partie grisée la plus sombre, constituée des loess les plus récents, constitue la colline de Hausbergen où est implantée la station. La coupe est illustrée sur la Figure 6.

<figure><img src="image_65.png" /></figure>

Fig. 6: la coupe géologique, déduite de forages, indique la présence d'une nappe perchée, mais libre, sur un niveau argileux. Sous la station, la nappe rhénane est captive, mais s'avère libre plus à l'Est.
# CONSIDÉRATIONS HYDROGÉOLOGIQUES

## HUMIDITÉ DES SOLS

Les lœss sont des sédiments éoliens non stratifiés et non consolidés, qui présentent une importante porosité. La réserve utile de ces sols varie entre 170 mm et 200 mm d'eau sur une épaisseur retenue d'approximativement 1 m (zone contenant les racines), dont les 2/3 peuvent être facilement prélevés par les plantes (source: ARAA). Sans intervention humaine, l'épaisseur de cette lame d'eau est maximale en hiver (novembre à février) et minimale en été (mars à septembre).

Un bilan hydrique mensuel moyen effectué à la station météorologique d'Entzheim (source : Guide des sols "Collines de Brumath, du Kochersberg et de l'arrière Kochersberg" réalisé sous maîtrise d'ouvrage de la Région Alsace) permet d'évaluer les variations temporelles de la lame d'eau contenue dans les sols, sous l'hypothèse que seulement 2/3 de la lame d'eau peut migrer (Figures 7 et 8).

<figure><img src="image_66.png" /><figcaption>**Fig. 7 : pluviométrie et évaporatranspiration estimée dans la région, exprimées en mm d'eau.**</figcaption></figure>

<figure><img src="image_67.png" /><figcaption>**Fig. 8 : estimation de la lame d'eau, en mm, potentiellement retenue par les lœss.**</figcaption></figure>

Ces sols laissent également infiltrer un flux évalué à 200 mm par an (Schenk et Delphin, 1996) vers les couches sous-jacentes.

## NAPPE LOCALE PERCHÉE

Les variations de hauteur d'eau observées par le piézomètre installé dans le fort, sur une période d'un mois (Figure 9) ont été corrélées à 85 % avec les variations de pression (Arthus, 1999). Après correction de la contribution de la pression atmosphérique, l'analyse des données piézométriques ne montre pas de fréquences équivalentes aux ondes marées, ce qui implique un fonctionnement plutôt "libre" de l'aquifère sous la station gravimétrique J9. De plus, l'analyse des données piézométriques montre que le fonctionnement de cet aquifère est indépendant de la nappe des alluvions rhénanes. Ce sont ces arguments qui permettent d'établir que la colline accueille en son sein une nappe perchée dans les sables éoliens, dans laquelle plonge le piézomètre installé dans le fort.

<figure><img src="image_68.png" /><figcaption>**Fig. 9 : variations piézométriques de la nappe perchée sous la station J9. Le faible débattement suggère que cet aquifère se déverse dans la nappe sous-jacente (peut-être par ses limites).**</figcaption></figure>

Bien que le fort soit construit dans un creux topographique, des systèmes de drainage installés dans le fort assurent l'évacuation des eaux vers les ruisseaux voisins, qui ne s'infiltrent donc pas vers l'aquifère, mais peuvent tout de même induire du bruit haute fréquence dans le signal. Par contre, l'ensemble des pluies tombant sur le reste de la colline s'infiltre, l'amplitude du signal étant équivalent à la lame d'eau évaluée par Schenk et Delphin. Ces eaux sont sans doute évacuées par diffusion à travers la couche d'argile séparant les alluvions rhénanes des sables éoliens.

# CONTRIBUTIONS AUX VARIATIONS DE GRAVITÉ À LA STATION J9

Nous déterminons ici un ordre de grandeur des variations de gravités induites par les différentes unités hydrogéologiques définies dans la partie précédente, à l'aide de modèles simples, demi-plans, parallélépipèdes infinis selon la direction Nord – Sud ou cylindres.

## CONTRIBUTION GRAVIMÉTRIQUE DE LA NAPPE PERCHÉE

Les variations de gravité absolue observées à J9 ont été corrélées avec les variations du niveau piézométrique de la nappe perchée (Renaud, 2000) et indiquent des variations très approximatives de 200 nms⁻² par mètre d'eau
mesurée par le piézomètre, soit un signal de 40 nms²m⁻¹ d'amplitude, maximum en août et minimum en décembre. Un modèle parallélépipédique permet également d'évaluer la porosité des sables éoliens à 40 %, valeur peut-être surdéterminée, mais mettant en relief une granulométrie des plus homogène pour la couche de sable (en effet, on approche là de la porosité théorique maximum obtenue pour une granulométrie homogène). La Figure 10 illustre une tentative de prédiction, superposée à la variation observée de la pesanteur.

<figure><img src="image_69.png" /><figcaption>**Fig. 10 : estimation de la contribution gravimétrique de la nappe perchée, et comparaison avec la variation observée de la pesanteur.**</figcaption></figure>

prendre en compte se situant au-dessus de la station gravimétrique.

La Figure 12 montre le signal de contribution obtenu grâce à cette modélisation. Les variations de gravité induites sont de même signe, grosso modo, que pour les précipitations, si bien qu'il existe une bonne cohérence entre ces influences météorologiques et les résidus de gravité observés. Toutefois, ces quantifications ne sauraient être plus réalistes sans une modélisation bien plus fine des masses d'eau et de leurs déplacements dans le sous-sol.

<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>**Fig. 12 : modèle de contribution (courbe lisse) de l'humidité du sol aux variations de la pesanteur**</figcaption></figure>

## HUMIDITÉ DES SOLS – COLLINE DE HAUSBERGEN

Il est difficile d'évaluer précisément la contribution des sols sans modèle précis de la géométrie locale de la colline, du fossé accueillant le fort, et des valeurs d'humidité des sols. Sur la Figure 11, on s'essaye à établir un modèle élémentaire.

<figure><img src="image_71.png" /><figcaption>**Fig. 11 : modèle élémentaire pour l'humidité des sols, en coupe (en haut) et en plan (en bas)**</figcaption></figure>

En première approximation, on peut modéliser la lame d'eau retenue par les lœss superficiels par un cylindre creux représenté ci dessus et situé à une altitude moyenne de 190 m à l'est de la station, et 185 m à l'ouest. L'anomalie est alors équivalente à 120 nms²m⁻¹, soit un signal de l'ordre de 15 nms² crête à crête, minimale en février et maximale en septembre, les masses d'eau à

## AUTRES CONTRIBUTIONS

D'autres contributions sont négligeables dans le cas de la station de Strasbourg, mais sont susceptibles d'avoir un impact plus important dans des géométries différentes. Ainsi, on peut noter les variations de niveau du Rhin qui induisent des variations de gravité de 15 pms²m⁻¹ à la station J9, le captage d'eau d'Oberhausbergen à 1,1 km de l'instrument induit un signal de 250 pms² crête à crête (Renaud, 2000). D'autres contributions peuvent encore intervenir comme par exemple les pompages agricoles, difficiles à quantifier s'ils ne sont pas mesurés directement.

## CONCLUSION

Parmi les différentes contributions directes et indirectes, les eaux souterraines constituent un forçage que l'état actuel de l'art en gravimétrie ou en géodésie contraint de modéliser. La seule donnée d'un niveau de nappe ou de l'humidité du sol dans les premiers décimètres est, pour ce faire, insuffisante. La communauté gravimétrique doit aujourd'hui chercher les compétences et le savoir chez celle des hydrogéologues, ces derniers devant s'appuyer sur toutes les méthodes disponibles qui permettent de caractériser la distribution de l'eau et sa mobilité dans le sous-sol. La séparation des signaux tectoniques ou d'origine profonde est, dans un large spectre, à ce prix.
## RÉFÉRENCES

D. Crossley, J. Hinderer, M. Llubes, N. Florsch, The potential of ground gravity measurements to validate GRACE data, XXVII General Assembly of the E.G.S., Proceedings, 2002.

Maire, G., 1973, Notice de la carte géologique Brumath, BRGM, France.

Mangiarotti, S., Cazenave, A., Soudarin, L., and Crétaux, J.F., 2001. Annual vertical motions predicted from surface mass redistribution and observed by space geodesy. JGR, vol. 106, N°B3, pages 4277-4291.

Renaud, K., 2000, Etude de l'impact des aquifères en gravimétrie absolue, Stage de DEA, Université de Bretagne occidentale.

Van Dam, T., Wahr, J., Milly, P.C.D., Shmakin, A.B., Blewitt, G., Lavallée, D., and Larson, K.M., 2001. Crustal displacements due to continental water loadin. GRL, vol. 28, n°4, pages 651-654.

## REMERCIEMENTS

Cette étude a été rendu possible grâce au financement de l'ACI "Observation de la Terre". Des études des contextes hydrogéologiques d'autres sites européens du GGP, permettant une étude comparative et relevant du même programme de recherche, sont disponibles chez l'auteur.

Nous remercions tout particulièrement :

* P. Elsass, directeur du BRGM Alsace.

* O. Dufayt, APRONA, gestion des ressources en eau d'Alsace.

* D. Dorget, histoire du Fort Frère sur la colline de Hausbergen.

* J. Sauter, Association pour la Relance Agronomique en Alsace, caractéristiques des sols.

* M. Westphal, EOST, histoire du fort J9.

* S. Rosat, EOST, doctorante.
## Section 3.

# Volcanologie et physique de l'intérieur de la Terre

branche française
de l'association internationale
de volcanologie et de chimie
de l'intérieur de la Terre
# Instabilité des volcans de l'arc Antillais :
origine et implication sur les risques volcaniques

## VOLCANO INSTABILITY IN THE LESSER ANTILLES ARC:
ORIGIN AND BEARING ON VOLCANIC RISK

G. BOUDON, A. LE FRIANT, J.-C. KOMOROWSKI, C. DEPLUS, M.P. SEMET

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

## ABSTRACT

In the last decades, flank collapses have been documented or hypothesized on a few active or extinct volcanoes of the Lesser Antilles arc. More recently, our on land surveys in several islands coupled with the AGUADOMAR (1998-99) and CARAVAL (2002) marine cruises along the arc with R/V L'Atalante, have allowed us to identify and study more than 30 such events of which 15 occurred in the last 30,000 years. The submarine flanks of most major islands of the arc (Figure n° 1) display one or several sedimentary structures that can unmistakably be attributed to debris avalanches by their morphological features and geophysical response. Only about a tenth of the identified underwater debris avalanche deposits (DAD) could be correlated to collapses that had already been identified and documented or suspected from on land evidence. Field-work sessions in the last four years were specifically devoted to the survey of possible collapse structures on several of the islands as well as the identification and dating of associated DAD.

For the Soufrière Hills volcano in Montserrat, besides the very recent minor 1997 event during the ongoing eruption, evidence for several prehistorical destabilizations have been found on land and undersea (Figure n° 2). Except for a 4000 yrs BP event, ages are not well constrained today.

The Grande Découverte - la Soufrière volcano in Guadeloupe is probably one where the largest number of collapses occurred (Figure n° 3). Most did not give rise to underwater deposits but superposed DAD from 6 events more recent than the 11,500 BP destabilization underlie the heavily populated cities of Basse-Terre and St Claude, West of the volcano. Only some of these events are associated with explosive magmatic eruptions as were the 3,100 BP and, possibly, the 1440 AD activities.

The most extensive DAD recognized by our marine surveys is by far the one identified at sea SW of the active Soufrière complex in southern Dominica. It covers a submarine area of some 3,500 km² and was emplaced more than 100 ka ago. Two other, more recent, destabilizations have also been recognized in part correlatable to structures previously described in the literature. One of them, of Holocene age, displays the most spectacular hummocky topography of the region with megablocks up to 2.8 km length and 240 m height. Avalanche structures from which the DAD

originate form nested arcuate amphitheaters more or less filled by protracted eruptive activity (Figure n° 4). More than 100,000 years ago, and then about 25 and 9 ka ago, Montagne Pelée, Martinique, was also affected by three successive collapses of decreasing volumes (25 km³, 13 km³, and 2 km³) (Figure n° 5). A new volcanic edifice was erected in each of the collapse structure as we surmise is the case for southern Dominica.

The Qualibou structure in south-western St Lucia has been diversely interpreted as due to eruptive caldeira-forming activity or westerly slumping. DAD observation has not been reported previously. However, the Aguadomar survey clearly revealed several superposed DAD that can be traced to the arcuate Soufrière structure. We thus conclude that the structure is the result of several flank collapses.

To the South of St Lucia, Soufrière, St Vincent and the submarine Kick'em Jenny volcano (Figure n° 6), the most active volcanoes of the arc, both have well defined amphitheater morphologies suggesting that they have also been affected by lateral collapses. DAD were recognized and surveyed during the 2002 CARAVAL cruise to the West of St Vincent. To date, Kick'em Jenny surveys have not provided evidence for DAD.

The contrasted instability behavior of the Lesser Antilles volcanoes may be traced to their different geodynamic situations and to factors inherent to each volcano. In the southern islands, the extinct Miocene and the recent arc merge and western aerial and submarine slopes are significantly higher than on the Atlantic side (20% vs. 5%). This asymmetry is absent or subdued North of Dominica. In the northern islands (Soufrière Hills, Montserrat and Grande Découverte, Guadeloupe) destabilization may principally due to the intense alteration of edifice interiors produced by vigorous hydrothermal systems. Overload by protracted volcanic activity might not have to be large. In the South, the voluminous collapses systematically occur in a westerly direction which is the side with the greatest slope.

In addition to the known on land destructiveness of debris avalanches and explosive eruption that accompany flank collapses, avalanches entering the sea generate tsunamis that may put distant shores at risk. Hazard evaluation must, therefore, seriously take this risk into account.
## INTRODUCTION

Un certain nombre de volcans composites, quel que soit le contexte géodynamique dans lequel ils se trouvent, connaissent de longues périodes de construction entre-coupées de très courts épisodes de destruction. Ces derniers peuvent accompagner la vidange rapide d'un réserveroir magmatique et générer en surface une caldeira d'effondrement. Mais la destruction d'un édifice volcanique peut également être provoquée par la déstabilisation de l'un de ses flancs suite à différents processus : injection de magma qui n'atteint pas la surface, simple fractilisation du flanc par altération hydrothermale et fracturation, surcharge provoquée par l'édifice... Depuis l'iletuation du Mont St. Helens dans la Chaîne des Cascades aux USA, en 1980 (Lipmann et Mullineaux, 1981), un grand nombre de déstabilisations de flanc ont été identifiées sur de nombreux volcans. Ce phénomène est maintenant reconnu comme un processus de remobilisation importante des produits qui constituent un édifice volcanique. Les déstabilisations de flanc ont été répertoriées dans différents contextes : domaine intraplaque océanique (Hawaii, La Réunion, les Canaries), continental (Cantal) ou dans les zones de subduction, sur les marges continentales et sur les arcs insulaires. Les volumes mis en jeu peuvent être extrêmement variables, de quelques centièmes de km³ pour les plus petits à plusieurs milliers de km³ pour les plus volumineux.

Les volcans de l'arc des petites Antilles ont connu un nombre important de déstabilisations de flanc. Le dernier événement s'est produit en 1997 à Montserrat sur le volcan de Soufrière Hills, en éruption depuis 1995 (Sparks et al., 2002, Voight et al., 2002). Le flanc sud du volcan s'est déstabilisé sous l'effet de la charge exercée par le dôme de lave sur les parois fortement hydrothermalisées et fracturées du cratère. L'avalanche de débris générée s'est écoulée dans une des vallées du flanc sud du volcan. Malgré le faible volume mis en jeu (45 Mm³), cet événement a eu des effets dévastateurs suite à l'explosion produite par la dépressurisation des gaz magmatiques contenus dans le dôme de lave. Si dans ce cas, l'avalanche de débris s'est arrêtée à quelques dizaines de mètres du rivage, bon nombre d'événements sur les volcans de l'arc ont produit des avalanches de débris qui se sont écoulées en mer. Les études géologiques détaillées effectuées au cours des dernières années sur un certain nombre de volcans de l'arc couplées à deux campagnes océanographiques à bord du N/O L'Atalante nous ont permis d'identifier et d'étudier un grand nombre de déstabilisations de flanc et leurs produits associés. Ce sont maintenant plus de 30 événements qui ont été reconnus, quinze d'entre eux s'élèvent produits dans les 30 000 dernières années. L'objectif de cet article est de présenter les déstabilisations de flanc à l'échelle de l'arc Antillais, de déterminer leur origine et leurs effets et d'identifier les risques que de tels événements feraient encourir aux populations présentes sur les îles s'ils se renouvelaient.

<figure><img src="image_72.png" /><figcaption>**Fig. 1: Extension des avalanches de débris au large des îles des petites Antilles entre Montserrat et Ste Lucie**
(bathymétrie multifaisceaux, illumination N 320°, campagne Aguadomar). Les volcans actifs sont représentés par des étoiles. Les limites des dépôts sont surimposées à la bathymétrie (d'après Deplus et al., 2001).</figcaption></figure>

## CONTEXTE GEOLOGIQUE

L'arc des petites Antilles résulte de la subduction de la plaque océanique atlantique sous la plaque Caraïbe. Il s'étend sur 850 km depuis la marge continentale sud améri-caine (Vénézuela) jusqu'aux grandes Antilles et présente une nette convexité vers l'est (Figure n° 1). Le début du volcanisme est daté à environ 40 Ma (Bouysse et al., 1990). Au nord de l'île de la Dominique, l'arc est divisé en deux chapelets d'îles : les îles de l'est correspondent à la partie ancienne de l'arc (arc externe) et le substratum volcanique est recouvert d'un plateau calcaire. Celles de l'ouest forment l'arc récent (arc interne) actif depuis maintenant 20 Ma. Au sud de l'île de la Dominique, l'arc est constitué d'un seul chapelet d'îles, sur lesquelles les par-ties anciennes et récentes sont juxtaposées. Les îles du sud sont bordées à l'ouest par le bassin arrière arc de Grenade profond de 3000 m.

Une douzaine de volcans actifs sont installés sur les îles de l'arc interne. Plusieurs d'entre eux ont eu une activité éruptive au cours du dernier siècle: Montagne Pelée (1902, 1929); Soufrière de Guadeloupe (1956, 1976); Soufrière de Montserrat (depuis 1995); Soufrière de St-Vincent (1902, 1979); Kick'em Jenny (11 éruptions depuis 1939). D'autres montrent une activité hydrothermale importante: Soufrières de Dominique et de Ste Lucie.
À l'exception du volcan sous-marin du Kick'em Jenny, la fréquence éruptive de la plupart des édifices de l'arc et donc la production de magma est relativement faible et est à mettre en relation avec la faible vitesse de la subduction (2 cm/an).

## METHODOLOGIE

Des études à terre ont été menées sur plusieurs volcans actifs de l'arc (Soufrière Hills à Montserrat, Soufrière de Guadeloupe, Soufrière de Dominique, Montagne Pelée de Martinique, Soufrière de Ste Lucie), permettant de mettre en évidence plusieurs structures en fer à cheval. Si pour certaines d'entre elles, des dépôts d'avalanche de débris associés avaient déjà été identifiés à terre (Boudon et al., 1984, 1987), pour un grand nombre de structures aucun dépôt n'avait jusqu'alors été reconnu (Mattioli et al., 1995 ; Roobol et al., 1983 ; Vincent et al., 1989 ; Wadge, 1985, Wadge and Isaacs, 1989), les avalanches de débris s'étant probablement épanchées en grande partie en mer. Deux campagnes océanographiques ont été menées à bord du N/O L'Atalante de l'Ifremer en décembre 1998 - janvier 1999 (Aguadomar) et février 2002 (Caraval) permettant d'acquérir des données bathymétriques, d'image-rie, de sondeur de sédiments 3,5 kHz, de sismique réflexion (6 traces pour Aguadomar et 6 et 24 traces pour Caraval), magnétiques et gravimétriques.

Un nombre important de dépôts d'avalanches de débris a été reconnu et cartographié sur les fonds océaniques au large des îles (Figure n° 1). Les différentes données géophysiques nous ont permis de les caractériser (Deplus et al., 2001 ; Le Friant, 2001). Sur la bathymétrie, les avalanches de débris présentent fréquemment, comme à terre, des morphologies en hummocks, les mégablocs pouvant avoir des dimensions de plusieurs centaines de mètres. Leur extension est parfois bien définie par la présence d'un front morphologique qui contraste avec la topographie régulière du bassin dans lequel elles s'écoulent. Les dépôts chaotiques que représentent les avalanches de débris ont une signature hyperbolique caractéristique sur les données de sondeur de sédiments 3.5 kHz. Dans certains cas, les réflecteurs hyperboliques apparaissent nettement en surface du dépôt. Dans d'autres cas, ils peuvent être recouverts de réflecteurs lités indiquant la présence de sédiments sur le dépôt. Enfin, sur les profils de sismique réflexion, les dépôts d'avalanche de débris se traduisent par la présence de réflecteurs chaotiques, où une grande partie de l'énergie est dispersée. Ils contrastent avec les réflecteurs sub-horizontaux continus correspondants aux couches de sédiments présentes dans le bassin.

Les dépôts d'avalanche de débris cartographiés en mer ont pu être corrélés avec des structures en fer à cheval identifiées à terre. Dans certains cas, la reconnaissance de dépôts en mer nous a permis d'identifier de nouvelles structures à terre. D'autres dépôts d'avalanches de débris ont été retrouvés à terre au débouché de certaines de ces structures.

## ABONDANCE DES DESTABILISATIONS DE FLANC SUR LES VOLCANS DE L'ARC ANTILLAIS

Les déstabilisations de flanc sont nombreuses sur les volcans de l'arc antillais et peuvent, dans certains cas, se renouveler un grand nombre de fois sur le même édifice. Sur les volcans du nord de l'arc elles sont généralement de petit volume et affectent principalement la partie sommitale de l'édifice. Au sud, elles mettent généralement en jeu des volumes plus importants et semblent se produire moins fréquemment.

### LES VOLCANS DU NORD DE L'ARC

- Sur le volcan de Soufrière Hills, dans la partie sud de l'île de Montserrat, plusieurs déstabilisations se sont succédées (Figure n° 2). La dernière s'est produite en 1997 générant une avalanche de débris de 45 Mm³ qui s'est écoulée dans la White river sur le flanc sud du volcan. L'English's Crater dans lequel est installé le dôme actuel est une structure en forme de fer à cheval ouverte vers l'est qui résulte d'une déstabilisation de flanc produite il y a environ 4000 ans (Roobol et Smith, 1998 ; Wadge et Issacs, 1988). Quelques dépôts d'avalanches de débris ont été reconnus à terre dans les vallées qui drainent le cratère et sur les falaises en bord de mer (Boudon et al., 1998), mais la majeure partie de l'avalanche de débris (~0.6 km³) a été retrouvée en mer (Deplus et al., 2001 ; Le Friant, 2001 ; Le Friant et al., soumis). Enfin, sur le flanc ouest du volcan, des dépôts d'avalanche de débris plus anciens ont été identifiés sous une séquence de dépôts d'écoulements pyroclastiques de cendres et blocs, datés d'au moins 20 000 ans. Aucune trace de ces dépôts n'a été reconnue en mer. Le Friant et al. (soumis) montrent que les flancs sous-marins de l'île de Montserrat et principalement de la partie sud sont l'objet de fréquentes instabilités dont on retrouve les produits sur le fond océanique.

<figure><img src="image_73.png" /><figcaption>Fig. 2: Structures de déstabilisation et localisation à terre des dépôts d'avalanches de débris sur le volcan de Soufrière Hills à Montserrat.</figcaption></figure>
■ Le volcan de la Grande Découverte - la Soufrière de Guadeloupe est probablement celui qui a connu le plus grand nombre de déstabilisations de flanc au cours de son édification. C'est au cours de la période récente qu'elles se renouvellent le plus fréquemment. Dix dépôts d'avalanche de débris ont été identifiés (Figure n° 3). Si 3 d'entre eux appartiennent à la première phase d'édification, les 7 derniers correspondent à des événements qui se sont produits dans les 11 500 dernières années. Le premier de cette série est daté à 11 500 ans BP (Boudon et al., 1987). Il a formé un cratère en fer à cheval (cratère Carmichaël), de 1,5 x 1,2 km, ouvert vers l'ouest. L'avalanche de débris générée, d'un volume de 0,5 km³, s'est écoulée sur le flanc ouest du volcan et s'est arrêtée à quelques centaines de mètres de la côte. Aucune trace de magma juvénile n'ayant été reconnue, cette éruption a été interprétée comme un événement purement phréatique, comparable à celui du Mont Bandaï-san au Japon en 1888 (Sekiya et Kikuchi, 1889). Depuis 8 000 ans, 6 événements se sont succédés, les avalanches de débris affectant principalement le flanc sud-ouest du volcan et atteignant pour la plupart la mer (Komorowski et al., 2002). Les dépôts d'avalanches de débris forment une séquence qui peut atteindre localement une épaisseur supérieure à 100 m. La plus ancienne de cette série s'est mise en place aux environs de 8000 ans.

<figure><img src="image_74.png" /><figcaption>**Fig. 3 : Répartition des dépôts des avalanches de débris récentes sur le flanc sud-ouest du volcan de la Soufrière de Guadeloupe.**</figcaption></figure>

1 : avalanche de débris datée à 45 000 ans B.P.;

2 : avalanche de débris de l'éruption de 11 500 ans B.P.

3 : avalanches de débris produites au cours de 8 000 dernières années et recouvrant les zones occupées par les villes de Basse-Terre et Saint-Claude.

4 : cônes et dômes récents (post 3100 ans B.P.)

Un événement important s'est produit il y a 3100 ans. L'éruption a été générée, comme au Mont St-Helens, par l'injection d'un cryptodôme dans le flanc sud de l'édifice provoquant sa déstabilisation. Le glissement a immédiatement été suivie par un blast dirigé latéralement vers le sud, dont on retrouve les dépôts sur plus de 60 km² (Boudon et al., 1984). Le dernier événement est probablement associé à la dernière activité magmatique qui a construit le dôme de la Soufrière, vers l'an 1440 de notre ère. Bien qu'une partie de ces avalanches de débris se soient épanchées en mer, aucune trace de dépôt n'a été

identifiée sur les flancs sous-marins de l'édifice. Ceci est principalement dû à l'existence d'une grande vallée sous-marine qui draine les flancs sous-marins de l'île et érode la plupart des dépôts (Figure n° 1).

## LES VOLCANS DU SUD DE L'ARC

■ En Dominique, le volcanisme actif se localise dans la partie sud de l'île dans un secteur appelé Soufrière. Ce système volcanique a connu plusieurs déstabilisations générant de volumineuses avalanches de débris vers l'ouest (Deplus et al., 2001; Le Friant et al., 2002). Plusieurs structures en fer à cheval, emboîtées les unes dans les autres, ont été cartographiées. Si l'une d'entre elles, la structure de Soufrière, avait déjà été reconnue (Roobol et al., 1983, Wadge, 1985), aucun dépôt d'avalanche de débris n'avait été identifié à terre au préalable. Trois déstabilisations de flanc ont récemment été étudiées (Figure n° 4 - Le Friant et al., 2002). La plus ancienne (> 100 000 ans) détruit en grande partie un premier édifice volcanique et produit l'une des avalanches de débris les plus volumineuses de l'arc antillais; on retrouve les dépôts à terre mais elle s'étend aussi en mer sur une superficie d'environ 3 500 km². La structure formée est en partie recouverte par le cône qui s'est reconstruit à l'intérieur (volcan du Plat Pays). La seconde déstabilisation forme la structure en fer à cheval de Soufrière, bien visible dans la morphologie. Le dépôt d'avalanche de débris associé montre une morphologie en hummocks spectaculaire avec des mégablocs pouvant atteindre des longueurs de 2,8 km et des hauteurs de 240 m. Son âge se situe entre 6600 et 2380 ans BP (datations au 14C sur bois carbonisés). La dernière déstabilisation, de petit volume, affecte le cône reconstruit à l'intérieur de la structure de Soufrière; c'est dans cette dernière structure (structure de Morne Rouge) que se sont mis en place les dômes de lave récents.

<figure><img src="image_75.png" /><figcaption>**Fig. 4 : Coupe interprétative recoupant les trois structures de déstabilisation de la partie sud de l'île de Dominique.**</figcaption></figure>

Les deux reliefs au sud-ouest (Scott's Head) représentent des mégablocs appartenant à la déstabilisation de Soufrière (d'après Le Friant et al. 2002).

■ L'édification de la Montagne Pelée en Martinique est également marquée par 3 déstabilisations successives de son flanc ouest, qui conditionnent fortement l'évolution du volcan tant sur le plan volcanologique que magmatologique (Le Friant et al., in press).
La première s'est produite, il y a au moins 100 000 ans, générant une avalanche de débris d'un volume de plus de 25 km³ dont l'essentiel s'est épanché en mer dans le bassin de Grenade, jusqu'à 60 km des côtes. Seul le rempart nord de la structure, dont les dimensions sont estimées à 6 x 8 km, est encore visible (Figure n° 5). La seconde a produit une avalanche de débris qui comme la précédente s'est essentiellement épanchée en mer et forme un dépôt nettement identifiable dans la bathymétrie. D'un volume de 13 km³, elle a érodé lors de son écoulement le flanc sous-marin de l'édifice créant un profond chenal de 4 km de large et de 13 km de longueur. La structure formée (6 x 4,5 km) affecte une partie du flanc sous-marin de l'édifice, comme le montre la concavité de la côte. Elle est localisée à l'intérieur de la précédente. Cet événement est daté aux environs de 25 000 ans (datations par 14C sur bois carbonisés prélevés dans les produits de remplissage et par déséquilibre U-Th sur les dômes de lave recoupés par la structure). Le dernier événement, plus récent et de plus petite taille (~ 9 000 ans), a généré une avalanche de débris de petit volume dont les dépôts reconnus à terre et en mer sur le flanc sous-marin de l'édifice montrent une morphologie en hummocks caractéristique. La structure qui en résulte (4 x 1,5 km) est également emboîtée dans la précédente. Comme pour la Dominique, un nouveau cône est installé à l'intérieur de cette dernière structure.

<figure><img src="image_76.png" /></figure>

■ LA STRUCTURE DE QUALIBOU dans la partie sud-ouest de l'île de Ste Lucie a été interprétée par certains auteurs comme une caldeira d'effondrement (Tomblin, 1966; Wohletz et al., 1987) et par d'autres comme une structure de glissement (Roobol et al., 1983; Matiolli et al., 1995) sans qu'aucun dépôt d'avalanche de débris n'ait été identifié. Cette structure montre une morphologie ouverte vers l'ouest. C'est à son ouverture que sont situés les deux dômes de dacite de Petit et Gros Pitons. Plusieurs dépôts d'avalanche de débris ont été reconnus dans le bassin de Grenade au large de l'île de Ste-Lucie au débouché d'un chenal situé sur le flanc sous-marin de l'île et dont les rebords sont localisés dans l'alignement des remparts de la structure de Qualibou (Deplus et al., 2001; Le Friant, 2001). Ceci confirme que la structure de Qualibou correspond à une structure de déstabilisation formée probablement au cours d'événements successifs. Des datations actuellement en cours devraient permettre de proposer un âge minimum pour la formation de cette structure.

■ LA SOUFRIÈRE DE ST-VINCENT a aussi connu au moins une déstabilisation de son flanc ouest. La structure de Baleine, dont seul le rempart nord est visible, est ouverte sur la mer Caraibe. Elle résulte d'une déstabilisation dont les dépôts d'avalanche de débris ont été reconnus en mer lors de la campagne océanographique Caraval. C'est à l'intérieur de cette structure qu'est installé le cône de la Soufrière, l'un des plus actifs de l'arc.

■ Enfin, LE KICK'EM JENNY, le seul volcan sous-marin de l'arc semble également avoir été l'objet d'une déstabilisation de son flanc ouest. Installé sur le bord nord-ouest de la plate forme sous-marine qui supporte l'île de Grenade, cet édifice présente une très forte dissymétrie et seul son flanc ouest est bien développé (Bouysse et al., 1988). Le cône actuel, à croissance rapide, est installé à l'intérieur d'une structure en fer à cheval (6 x 3,5 km) ouverte vers l'ouest (Figure n° 6). Bien qu'aucun dépôt d'avalanche de débris n'ait pu être reconnu en mer (absence de levés bathymétriques à la base du cône), la structure identifiée est interprétée comme résultant d'une déstabilisation de flanc (Boudon et al., 1999; Le Friant 2001).

<caption>**Fig. 5 : Les déstabilisations de flanc sur le volcan de la Montagne Pelée, Martinique (d'après Le Friant et al., in press).**</caption>

Haut : Carte montrant les différentes structures de déstabilisation affectant le flanc ouest de la Montagne Pelée. Plusieurs âges obtenus sur les dômes de lave recoupés par les structures et sur les dépôts de remplissage sont reportés.

Bas : Bathymétrie multifaisceaux à l'ouest de la Montagne Pelée (campagne Aguadomar), illumination N 320°.

Les trois dépôts d'avalanche de débris sont identifiés.
<figure><img src="image_77.png" /><figcaption>**Fig. 6: Le volcan sous-marin du Kick'em Jenny.**
Ombrage de la bathymétrie; illumination N 10° (d'après le Friant, 2001)</figcaption></figure>

DISCUSSION

ORIGINE DES DESTABILISATIONS DE FLANC

Les déstabilisations de flanc affectent la plupart des vol-
cans actifs de l'arc des petites Antilles. On en retrouve
également sur les volcans éteints (structures en fer à che-
val et/ou dépôts d'avalanches de débris). Dans la partie
nord de l'arc (Soufrière Hills à Montserrat, Soufrière de
Guadeloupe), les déstabilisations sont nombreuses; elles
mettent en jeu de petits volumes (quelques dizaines à
quelques centaines de millions de m³) et affectent uni-
quement la zone sommitale de l'édifice. Leur origine est
à mettre en relation avec l'intense hydrothermalisation et
fracturation qui affectent ces volcans. En effet, ces derniers
possèdent un système hydrothermal extrêmement déve-
loppé qui fragilise les zones sommitales et favorise leur
instabilité. Les déstabilisations peuvent donc être générées
sans qu'une importante surcharge de l'édifice ne se pro-
duise. Ce fut par exemple le cas de l'événement de
Soufrière Hills sur l'île de Montserrat en 1997 ou encore
de l'éruption phréatique de 11500 ans BP du volcan de la
Grande Découverte - la Soufrière de Guadeloupe.

Dans le cas des volcans des îles du sud de l'arc
(Dominique, Martinique, Ste Lucie, St-Vincent), les désta-
bilisations sont moins fréquentes bien qu'elles puissent se
renouveler plusieurs fois au cours de leur édification. Elles
mettent en jeu des volumes beaucoup plus importants
(plusieurs km³ à plusieurs dizaines de km³). Elles affectent
systématiquement le flanc ouest des édifices et les ava-
lanches de débris s'épanchent en partie voire en totalité
en mer Caraïbe dans le bassin de Grenade. Leur origine
est à rechercher dans la structure de l'arc et dans l'impor-
tante dissymétrie est-ouest qui affecte les îles et les édifи-
ces volcaniques. En effet, les flancs aériens et sous-marins
de la partie ouest des îles ont des pentes beaucoup plus

fortes (~20 %) que ceux de la partie est (~5 %). A cette
dissymétrie s'ajoute la position des édifices volcaniques
décalés pour la plupart vers l'ouest par rapport à l'axe de
l'arc. L'importante surcharge créée par le cône volcanique
et les fortes pentes du flanc ouest sont à l'origine des
instabilités de ces volcans. Lorsqu'une déstabilisation se
produit, un nouveau cône s'édifie à l'intérieur de la struc-
ture en fer à cheval. La discontinuité formée au niveau du
plancher de cette structure favorise la circulation des flui-
des à son niveau et dans les parties supérieures du cône
(fluides hydrothermaux et eaux météoriques s'infiltrant
dans le nouveau cône plus perméable) créant des zones
de faiblesse qui favorisent de nouvelles déstabilisations.
Ainsi, il n'est pas nécessaire que le nouveau cône formé
atteigne le volume du précédent pour qu'il se déstabilise
à nouveau. Les déstabilisations qui suivent mettent en jeu
des volumes de plus en plus petits et sont plus rappro-
chées dans le temps (ex. Montagne Pelée et Soufrière de
Dominique).

Les variations du niveau de la mer peuvent également
avoir une influence sur l'instabilité de ces édifices. Une
variation rapide du niveau de la mer, comme cela s'est
produit lors de la dernière glaciation, modifie le champ
des contraintes ainsi que la pression de pore à la base de
l'édifice et peut favoriser son instabilité. Par exemple, la
déstabilisation datée de 25 000 ans à la Montagne Pelée
est contemporaine d'une diminution importante du niveau
de la mer.

INFLUENCE SUR LA SEDIMENTATION DANS LE BASSIN
DE GRENADE ET SUR LE TAUX DE PRODUCTION
DE MAGMA

Les taux de sédimentation dans le bassin de Grenade
varient du nord au sud et en fonction des périodes gla-
ciaires. Ils ont été estimés par Reid et al. (1996), sur la base
de l'étude de carottes sédimentaires prélevés dans le bas-
sin, de 4 à 25 cm/ka pour les dernières dizaines de milliers
d'année. Mais ces taux ne prennent pas en compte l'ap-
port que représentent les volumineuses avalanches de
débris qui s'épanchent brutalement dans le bassin. Il est
donc probable que les taux de sédimentation soient loca-
lement bien supérieurs à ceux proposés jusqu'à présent.
Des carottages effectués lors de la campagne Caraval dans
les zones où se sont épanchées les avalanches de débris,
devraient nous permettre de quantifier l'apport supplé-
mentaire de sédiments dus aux déstabilisations de flanc.
Quant à la production magmatique au niveau de l'arc
antillais, Sigurdsson et al. (1980) ont proposé un taux de
0,1 m³/s pour les 100 000 dernières années. Basé sur le
volume actuel des édifices volcaniques, il ne prend pas en
compte les volumes déstabilisés. Si l'on prend l'exemple
de la Montagne Pelée, le volume de la partie émergée du
coque actuel est estimé à 50-60 km³ et le volume cumulé
des trois déstabilisations de flanc à 40 km³, ce qui repré-
sente de l'ordre de 70 % du cône actuel. Une prise en
compte des volumes déstabilisés pour l'ensemble des vol-
cans de l'arc devrait donc permettre d'avoir une meilleu-
re estimation du taux de production magmatique à l'é-
chelle de l'arc.
## RISQUES ASSOCIES AUX DESTABILISATIONS DE FLANC

Jusqu'à présent, ce sont au moins 30 déstabilisations de flanc qui ont été reconnues sur les volcans de l'arc antillais, 15 d'entre elles s'étant produites dans les 30 000 dernières années. Les volumes mis en jeu et la fréquence de ces événements ne sont pas les mêmes sur chaque volcan et les risques qui en résultent sont différents. Sur les volcans du nord de l'arc tels que la Soufrière de Guadeloupe ou Soufrière Hills à Montserrat, bien que les volumes mis en jeu soient faibles, les effets de tels événements sont dévastateurs pour les populations à l'échelle du volcan (cf. événement de 1997 à Montserrat ou de 3100 ans BP à la Soufrière de Guadeloupe). Sur ces îles, ces événements se renouvelent fréquemment. A la Soufrière de Guadeloupe, ce sont 6 déstabilisations de flancs qui se sont produites dans les 8 000 dernières années. Les avalanches de débris s'écoulant à chaque fois sur le flanc sud-ouest du volcan, ennoyant le secteur où sont construites les villes de Saint-Claude et Basse-Terre. Les dépôts peuvent atteindre plusieurs dizaines de mètres d'épaisseur. Comme à Soufrière Hills à Montserrat, l'importante altération hydrothermale des zones sommitales et internes de l'édifice, associée à une intense fracturation, fragilise le dôme de la Soufrière et ses environs. Une simple éruption phréatique, comme celle de 1976, peut provoquer le glissement d'une partie ou de la totalité du dôme. Compte tenu de la morphologie du volcan, un tel événement a, comme les précédents, la plus grande probabilité de générer une avalanche de débris s'écoulant dans la même direction. Les premières simulations numériques de l'écoulement d'une avalanche de débris produite par la déstabilisation du dôme de la Soufrière montrent que les régions de Saint Claude - Basse Terre seraient recouvertes par des dépôts de plusieurs mètres d'épaisseur. Ce sont actuellement plus de 30 000 personnes qui vivent dans ce secteur et qui sont donc directement menacées par un tel événement. C'est parce que ce volcan est extrêmement hydrothermalisé et fracturé qu'il a déjà généré de nombreuses déstabilisations de flanc et qu'il en produira de nouvelles. Une réactivation de la Soufrière nécessitera donc une prise en compte sérieuse de ce type de risque. Quant aux volcans du sud de l'arc, bien que les déstabilisations de flanc se soient renouvelées plusieurs fois dans l'évolution des différents volcans, affectant toujours le flanc ouest des édifices, elles semblent se produire avec une plus faible fréquence. Cependant, elles mettent en jeu des volumes beaucoup plus importants pouvant aller de plusieurs km³ à plusieurs dizaines de km³. Les avalanches de débris générées s'écoulent en grande partie voire en totalité dans la mer Caraïbe. Lorsqu'une telle masse de produits entre brutalement en mer, elle génère un tsunami dont les vagues peuvent atteindre plusieurs mètres à plusieurs dizaines de mètres de hauteur. Différentes simulations numériques ont déjà été réalisées sur des événements passés du volcan de Soufrière Hills à Montserrat (Heinrich et al., 1998; 2001) ou de la Montagne Pelée en Martinique (Le Friant, 2001). Elles montrent que pour de grandes déstabilisations les vagues peuvent être importantes et affecter non seulement les côtes de l'île concernée,

mais aussi l'ensemble des côtes de la Caraïbe. Dans les îles de la Caraïbe, la majorité de la population étant concentrée sur les côtes (ex. villes de Pointe à Pitre en Guadeloupe et de Fort de France en Martinique), on peut imaginer les conséquences catastrophiques qu'aurait une nouvelle déstabilisation de l'un des volcans du sud de l'arc. Un certain nombre d'édifices à l'intérieur des structures déjà formées sont aujourd'hui très volumineux et connaîtront dans un futur plus ou moins proche de nouvelles déstabilisations. Des programmes de recherche sont actuellement en cours pour essayer de mieux comprendre ces événements et d'estimer les risques qu'ils peuvent faire encourir aux populations; ils concernent la recherche de dépôts de tsunamis passés, la simulation numérique de l'écoulement d'avalanches de débris et de la propagation des tsunamis, la connaissance de la stabilité des édifices volcaniques.

## REMERCIEMENTS

Nous remercions les capitaines et équipages du N/0 L'Atalante ainsi que le personnel des Observatoires Volcanologiques de la Montagne Pelée en Martinique, de la Soufrière de Guadeloupe et de Soufrière Hills à Montserrat. Cette étude a bénéficié du soutien financier de INSU.

## REFERENCES

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# Sondages des jets volcaniques par radar Doppler : applications à l'Etna

## DOPPLER RADAR SOUNDINGS OF VOLCANIC JETS: APPLICATIONS ON MT ETNA

F. DONNADIEU <fnref n="1" />,<fnref n="2" />, G. DUBOSCLARD <fnref n="2" />, P. ALLARD <fnref n="3" />, R. CORDESSES <fnref n="2" />, C. HERVIER<fnref n="2" />,
J. KORNPROBST <fnref n="1" />,<fnref n="2" />, J.-F. LÉNAT <fnref n="1" />,<fnref n="2" />

## ABSTRACT

A medium-power UHF Doppler radar has recently been developed for ground-based active remote sensing of volcanic eruptions. Named Voldorad, this radar is designed to probe the dynamics of eruptive jets and monitor eruptive activities of variable intensity, at medium (0.4-5 km) distance range, even nightly or under poor weather conditions. The echo signals backscattered by jet particles in several range gates of the radar beam can be separated and signals from uprising and falling particles can be distinguished. Quantitative measurements of total backscattered power, related to the ejecta output rate, and of particles and gas velocities reveal useful in understanding the jet dynamics and source processes leading to an eruption. We illustrate the results obtained from two field campaigns on Etna in October 1998 and July 2001 during which Strombolian-type eruptive activity and lava fountains were monitored for several hours with Voldorad. Strong echoes were recorded from these activities and the radar signals show a cyclic behaviour of bubble-bursting eruptive jets with gas velocities reaching 130 m/s during fountaining paroxysms. During single explosive events, the gas velocity, traced every 0.1 s, shows peaking values followed by an exponential decrease in a matter of seconds. The evolution of maximum gas velocity, during eruptive episodes, closely matches the evolutions of both the eruptive activity and the seismic tremor amplitude, indicating a main control of the volcanic tremor by shallow conduit flow dynamics.

## INTRODUCTION

Les techniques de télédétection active au sol telles que Sodar, Lidar ou Radar sont couramment utilisées pour étudier la structure et la dynamique de l'atmosphère. Bien que peu appliquées encore en Volcanologie, ces méthodes renferment un grand potentiel pour le sondage à distance des jets et panaches éruptifs et l'étude de leur dynamique. Des radars météorologiques non Doppler ont d'abord été utilisés pour l'étude de l'évolution et de la teneur en cendres des panaches éruptifs du Mont St. Helens (Harris et al., 1981; Harris et al., 1983) et du Mont Spurr (Rose et al., 1995). Les vitesses verticales des

explosions à Stromboli ont pu être mesurées grâce à un Sodar Doppler (Weill et al., 1992) et, plus récemment, avec un microradar Doppler anémomètre (FM-CW) (Hort et Seyfried, 1998 ; Seyfried et Hort, 1999). Un radar Doppler plus puissant, Voldorad (Volcano Doppler Radar), adapté des techniques de radars UHF profileurs de vent, a été spécifiquement construit par l'OPGC à des fins volcanologiques, afin de pouvoir mesurer des vitesses élevees, à distance de quelques kilomètres d'une éruption. Ce radar a permis de suivre l'intégralité de plusieurs épisodes éruptifs de type Strombolien et Hawaiien du cratère SE de l'Etna en 1998 (Dubosclard et al., 1999 ; Dubosclard et al., accepted) et 2001. On présente ici une illustration des principaux résultats obtenus.

## INSTRUMENTATION

### DESCRIPTION DE L'APPAREILLAGE

La version finale de Voldorad se présente sous forme d'un coffret de 60*60*60 cm comprenant l'émetteur, le récepteur ainsi que l'unité de traitement du signal reçu. L'antenne du radar, constituée d'un réseau de 4 antennes Yagi, possède une angle d'ouverture de 9°. Elle est montée sur trépied et se règle en site et en azimut. Les données reçues sont visualisées en temps réel puis stockées sur un PC dont l'horloge est synchronisée sur l'heure GPS. Sa consommation électrique étant modeste (200 W), le radar est alimenté par un petit groupe électrogène. D'un poids de 50 kg, l'équipement se transporte aisément en véhicule tout-terrain et peut donc être installé rapidement près d'un volcan en éruption.

### FONCTIONNEMENT DU RADAR

Ce radar de puissance moyenne (60 W) émet toute les 100 ms, à l'intérieur du faisceau d'antenne, une impulsion électromagnétique de fréquence 1274 MHz dont la durée peut être variée entre 0.4 et 1.5 microsecondes. Lorsque l'antenne est orientée en direction d'un jet éruptif, le signal émis est rétrodiffusé par les particules volcaniques se trouvant à l'intérieur du faisceau d'antenne. La majorité de ces particules ayant un diamètre inférieur à la longueur d'onde du signal (λ=23.5 cm), on suppose une diffusion de type Rayleigh. Juste après l'émission, l'antenne est commutée sur le récepteur qui amplifie et filtre le signal rétrodiffusé. Ce dernier est ensuite digitalisé et traité numériquement. La vitesse de propagation de l'onde étant constante et égale à celle de la lumière, le signal

<footnote n="1">¹Laboratoire Magmas et Volcans, UMR 6524, Université Blaise Pascal - CNRS</footnote>

<footnote n="2">²Observatoire de Physique du Globe de Clermont-Ferrand (OPGC), France</footnote>

<footnote n="3">³Laboratoire Pierre Süe, CNRS-CEA, Gif/Yvette, France</footnote>
reçu est analysé par tranches de temps successives, qui correspondent en distance à des "portes" successives de 60 à 225 m (selon la durée de l'impulsion émise) le long de l'axe du faisceau (Figure 1).

<figure><img src="image_78.png" /><figcaption>**Fig. 1 : Schematic radar sounding geometry showing the elevation angle Θ and the angle ψ between the gate centre and the vertical to the crater.**</figcaption></figure>

The transmitted wave frequency is modified during backscaterring by the particules crossing the range gates (G1-G4) inside the jet. The particule ejection velocity V can be calculated from the radial velocity along the beam axis V, retrieved from the Doppler spectra.

Pour chaque porte, le traitement du signal consiste d'abord en une intégration dans le temps de $N_c$ échantillons consécutifs, qui améliore le rapport signal sur bruit d'un facteur $N_c$. Pour chaque porte la suite de 64 valeurs ainsi calculées constitue une série temporelle dont on calcule le spectre par transformée de Fourier (FFT) toutes les 0.1 s environ. La vitesse de la cible dans l'axe du faisceau (vitesse radiale) $V_r$ se calcule à partir du décalage Doppler $\Delta f$ entre les fréquences de transmission et de réception.

$$V_r = -\lambda \times \frac{\Delta f}{2} \quad (1)$$

Ainsi, les décalages Doppler négatifs correspondent à des cibles s'éloignant de l'antenne ($V_r > 0$) et vice versa. Avec un angle de site supérieur à quelques degrés, il est donc possible de distinguer l'essentiel des particules ascendantes ($V_r > 0$) et descendantes ($V_r < 0$) pour les portes situées à l'aplomb de la bouche éruptive.

## CONDITIONS EXPERIMENTALES

Toutes les mesures effectuées avec Voldorad ont été jusqu'alors réalisées à l'Etna. Les premières mesures ont été effectuées dans la nuit du 11-12 octobre 1998 lors d'une éruption strombolienne du cratère SE qui, entre mi-septembre 1998 et juillet 2001, a été le siège de plusieurs cycles éruptifs récurrents. Chaque éruption durait quelques heures, culminant en fontaines de lave de 200 à 900 m de hauteur et en coulées. Elle était séparée de la suivante par quelques jours à une semaine d'inactivité totale. Après des améliorations techniques, la version actuelle du radar a été utilisée en juillet 2001 au cours de trois épisodes éruptifs avec fontaines de lave du cratère SE (4, 7, 13 juillet), puis lors de l'édification explosive d'un

nouveau cratère à 2550 m d'altitude sur le flanc Sud (29 et 31 juillet) au cours de l'éruption latérale débutée le 17 juillet.

En 1998, Voldorad était installé à une altitude de 2900 m a.s.l., 300 m en contrebas et à environ 1 km au sud du bord du cratère SE (Torre del Filosofo; Figure 2).

La plupart des mesures ont été réalisées avec un angle de site $20 < \Theta < 30°$ et un temps d'impulsion $\tau=0.8$ µs correspondant à des portes de 120 m de longueur.

En fonction de la géométrie du tir, on peut recalculer une vitesse V au centre de la porte en fonction de sa composante radiale $V_r$ mesurée par le radar avec l'équation :

$$V = V_r / \sin(\Theta - \psi_r) \quad (2)$$

$\psi_r$ représentant l'angle entre la verticale et la trajectoire des particules passant par le centre de la porte i (Figure 1). Le signal était généralement reçu dans 2 portes consécutives (de part et d'autre de l'axe du jet), et parfois 3 portes lors des paroxysmes. Les mesures en 2001 au cratère SE ont été effectuées dans des conditions comparables, à des distances toutes inférieures au kilomètre. Durant l'éruption du 13 juillet, la plus violente de la série, les opérateurs ont dû évacuer le site mais Voldorad a pu continuer ses enregistrements en mode autonome pendant le paroxysme. Enfin, les 29 et 30 juillet les mesures ont été réalisées à seulement 700 m du cône en éruption.

<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>**Fig. 2 : Map of Etna south summit craters, showing the radar sites for the study of SE Crater eruptions in 1998 and 2001.**</figcaption></figure>

Lava flows poured out during the July-August 2001 flank eruption are indicated in dark grey. Modified from INGV Catania web site.
## INFLUENCE DU DEGAZAGE SUR LE TREMOR

Le paramètre $V_{+max}$ représente la vitesse radiale pour laquelle la puissance reçue est égale au bruit du spectre (Figure 3). Une modélisation numérique simple du signal reçu montre que la contribution majeure à $P_+$ provient des plus gros ejecta tandis que les plus grandes valeurs de $V_{-max}$ sont observées lors du passage des plus petites particules dans l'axe du faisceau (Dubosclard et al., accepté). Ces dernières se trouvant directement entraînées par les gaz, $V_{-max}$ représente également une estimation de la vitesse des gaz dans la porte de mesure. La vitesse maximum des ejecta mesurée par radar Doppler et l'amplitude du tremor présentent des corrélations significatives, en particulier lors des variations brutales de ce dernier. De telles corrélations ont été observées en 1998 lors de l'activité strombolienne du cratère SE ainsi que lors des épisodes successifs des 4, 7 et 13 juillet 2001 (Figure 5). La persistance de ces corrélations au cours du temps suggère qu'un mécanisme général, déjà proposé par Seidl et al. (1981) et lié à la turbulence des gaz dans le magma remplissant le conduit, est à l'origine du tremor volcanique à l'Etna. Cette hypothèse est confortée par d'autres études, en particulier acoustiques, soulignant le rôle de l'expansion des bulles de gaz dans la colonne magmatique à l'Etna et au Stromboli (e.g. Ripepe, 1996 ; Ripepe et al., 2001 ; Vergniolle et Brandeis, 1996). A l'avenir, l'analyse fine des décalages temporels entre les variations brutales des vitesses de gaz et de l'amplitude du tremor devrait apporter des contraintes sur la profondeur de génération du tremor à l'Etna et la dynamique du magma dans le conduit.

<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>**Fig. 5 :** *Close-up of Figure 4 showing the temporal relationships between the maximum velocity of the finest particles, close to the gas velocity, and the tremor amplitude.*</figcaption></figure>

## COMPORTEMENT DES JETS A HAUTE RESOLUTION TEMPORELLE

La cadence élevée d'acquisition des données radar (jusqu'à 64 ms) permet de faire l'analyse temporelle détaillée du comportement des jets et d'explosions isolées.

<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>**Fig. 6 :** *Successive Doppler spectra (Power Spectral Density in dB vs radial velocity in m/s) integrated over 1 s obtained during lava fountaining at SE Crater on 12 October 1998.*</figcaption></figure>

Notice the cyclic behaviour of P, (shaded) indicating periodic outbursts every 5 s, whereas P backscattered by sinking particles remains nearly constant.

En particulier, les sondages de Voldorad effectués à l'Etna ont donné un accès détaillé à la dynamique des jets. La Figure 6 illustre les résultats obtenus dans la nuit du 11-12 octobre 1998 lors de jets successifs de 300 m de hauteur approchant la fontaine de lave. L'évolution des spectres Doppler intégrés sur 1 s montre clairement une périodicité d'environ 5 s dans l'alimentation des jets. Les paramètres négatifs des spectres ($V_i < 0$, partie gauche) conservent une valeur à peu près constante: puissance maximum d'environ 60 dB, $V_{-min} = -55$ m/s, $V_{-mean} = -18$ m/s (valeurs recalculées d'après les vitesses radiales). Ceci indique que le flux de particules retombantes reste quasi-continu. A l'inverse, les paramètres positifs atteignent des valeurs maximales au début des jets (puissance d'environ 60 dB, $V_{+max} = 110$ m/s, $V_{+mean} = 40$ m/s), puis décroissent progressivement. Cinq secondes après l'explosion initiale, le signal positif apparaît à peine sur le spectre. Une nouvelle explosion ($t = 6$ s) provoque l'augmentation brutalement des paramètres positifs qui diminuent ensuite régulièrement jusqu'à $t = 10$ s où se produit la troisième explosion, etc. Ainsi, le flux de particules éjectées, ainsi que la vitesse des gaz et des ejecta, augmentent soudainement lors des explosions puis diminuent jusqu'à l'explosion suivante, tandis que le flux de particules retombantes est quasi-continu. Le régime d'alimentation en gaz est donc discontinu ("slugs"), mais avec de courtes fluctuations, et reste plutôt stable durant cette phase.
A une échelle de temps encore plus réduite, Voldorad permet de mesurer les variations des signaux au cours d'une explosion. Par exemple, le 29 juillet 2001 pendant l'éruption latérale de l'Etna deux très fortes explosions consécutives du nouveau cône à 2550 m ont provoqué des ondes de choc physiquement ressenties par l'opérateur du radar (P.A). La Figure 7 présente les données de vitesses maximales (recalculées à partir des vitesses radiales) relatives à la première explosion (20h21'01.81 T.U.) et mesurées toutes les 0.1 s dans la porte à 807 m. Malgré une première valeur probablement trop élevée en raison de problèmes de repliement des spectres, on distingue nettement une décroissance exponentielle de la vitesse maximale au cours des douze premières secondes. On peut ainsi retrouver la vitesse maximale initiale des plus petites particules, donc la vitesse des gaz, au début de l'explosion à l'altitude du centre de la porte, soit ~110 m/s dans ce cas.

<figure><img src="image_82.png" /><figcaption>**Fig. 7 :** Exponential decrease of $V_{+max}$ after a big explosion lasting a few seconds from the new "Laghetto" cone of Etna on 29 July 2001 (807 m range gate).</figcaption></figure>

Values recorded every 0.1 s. The first value might be too high due to data processing of highly deformed spectra.

## DETECTION DES PANACHÉS DILUÉS – INFLUENCE DU VENT

La puissance rétrodiffusée est fonction des paramètres du radar, de la distance des ejecta et de leur réflectivité, laquelle dépend du nombre et de la taille des particules. Ainsi, le signal reçu peut ne plus être détectable en dessous d'une concentration et d'une granulométrie donnée. La capacité de Voldorad à détecter des panaches très dilués a pu être testée lors des mesures réalisées sur le cratère SE de l'Etna le 13 juillet 2001. Un nuage dilué, composé de cendres millimétriques provenant de La Bocca Nuova, était entraîné vers le sud-est par le vent et traversait les portes situées entre le radar et le cratère SE en activité intense. De même, le rabattement du panache de cendres par le vent lors de l'éruption du "Laghetto" le 31 juillet 2001 possède une signature radar (Figure 8).

<figure><img src="image_83.png" /><figcaption>**Fig. 8 :** Evolution of total power ($P_{tot}$, black) compared to power backscattered in range gates at 687 m (between crater and radar site) and 807 m (up the crater) during vigorous Strombolian activity at Laghetto cone on 31 July 2001.</figcaption></figure>

$P_-$ (687 m, dark grey) comes from fine ash particles fallout drifted towards the radar by changing wind, whereas $P_+$ (807 m, light grey) is produced by larger ejecta rising above the cone.

La puissance totale ($P_{tot}$) représente la somme des échos reçus par l'ensemble des portes. Durant la première heure l'évolution de $P_{tot}$ est nettement contrôlée par la puissance rétrodiffusée par les ejecta du cratère ($P_+$ 807 m), les deux courbes étant très rapprochées et suivant des variations identiques. A partir de 16h15 T.U., $P_{tot}$ augmente progressivement puis à nouveau plus brutalement vers 16h30. $P_{tot}$ se détache alors significativement de $P_+$ 807 m qui est par ailleurs moins bien corrélaté. Le signal provenant de la porte à 687 m ($P_-$ 687 m) présente des fluctuations de grande amplitude et différentes des deux autres signaux jusqu'à 16h15. A partir de 16h15 puis à 16h30, $P_-$ 607 m subit deux hausses brutales et importantes. La puissance rétrodiffusée dans la porte à 687 m augmente de 10 dB et se corrèle ensuite à la puissance totale, avec des fluctuations toujours importantes. Ces fluctuations sont probablement liées aux changements de vitesse du vent et de concentration en cendres dans le nuage. La Figure 8 montre qu'après 16h15 T.U., la puissance totale est contrôlée par le nuage de cendres fines rabattu par le vent vers le radar. Voldorad est donc capable de détecter des panaches de cendres dilués et de fournir des informations sur leur dérive avec le vent. Il sera intéressant, à l'avenir, de tenter de calibrer le signal radar avec des échantillonnages granulométriques de la fraction fines des produits émis.

## CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES

Voldorad est un appareil de télédétection au sol capable de sonder l'intérieur des jets volcaniques et de quantifier l'intensité de l'activité éruptive par des mesures à distance des vitesses de particules et de la puissance rétrodiffusée, liées au flux de particules émises. Les signaux peuvent être
acquis de nuit ainsi que par mauvais temps. Plus avantageux que la vidéo, il s'agit donc d'un outil aussi utile pour la surveillance des panaches que pour la recherche fondamentale sur le comportement des jets éruptifs et, de là, sur les conditions profondes menant à une éruption. Les résultats déjà obtenus à l'Etna montrent un comportement cyclique des jets stromboliens et des fontaines de lave, avec des vitesses maximales pouvant dépasser 130 m/s lors des paroxysmes. De nettes corrélations entre les vitesses maximales, proches des vitesses de gaz, et l'amplitude du tremor, confortent l'idée d'un contrôle déterminant du tremor volcanique à l'Etna par la dynamique du bullage gazeux dans les conduits magmatiques. Les recherches en cours visent à améliorer notre compréhension de la dynamique du jet mais également de la dynamique des gaz à faible profondeur. Ces objectifs sont approchés notamment par l'analyse détaillée des relations temporelles entre signaux radar, tremor volcanique, mais aussi signaux acoustiques et enregistrements infra-rouges (FTIR) de la composition chimique des gaz émis.

## REMERCIEMENTS

Les campagnes Voldorad 1998 et 2001 ont été financées par le CNRS (INSU-PNRN), la CEE (contrat MVRRS ENV4-CT96-0288) et le CRV. Les recherches de F.D. ont été réalisées grâce au soutien de la Société de Secours des Amis des Sciences. Nous remercions la Protection civile italienne (Système Poseidon) et la Section catanaise de l'INGV pour son aide logistique et les données de tremor sismique.

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# Signaux précurseurs des éruptions volcaniques : nouvelles approches de détection : variations extensométriques comme précurseurs à long terme

LONG TERM VOLCANIC ERUPTIONS PRECURSORS IN EXTENSOMETRIC VARIATIONS

T. STAUDACHER, P. BACHELERY, L-P. RICARD, P. CATHERINE, P. KOWALSKI & J.L. CHEMINEE
Observatoire Volcanologique du Piton de la Fournaise, Institut de Physique du Globe
de Paris, La Réunion, et 4 Place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05

## ABSTRACT

The data of a seven years survey of Piton de la Fournaise volcano, covering a total of 9 eruptions, clearly indicates that extensometers allow a long term forecast of a large number of eruptions. Four such instruments were situated on the top and on the base of the volcano, measuring opening, shearing and vertical movements of cm-sized deep fissures. Most systematic variations were observed by the opening of fissures 70 to 140 days before eruptions started. For six eruptions almost continuous rates of opening between 0.0025 and 0.0059 mm per day were recorded. The March 1998 eruption was not preceded by such a systematic opening and two eruptions in September 1999 and February 2000 were preceded by only insignificant opening of only 0.05 mm.

## INTRODUCTION

Les instruments classiques pour prévoir des éruptions volcaniques sont la sismicité et les déformations du massif vues par des inclinomètres. Si ces instruments ont prouvé leur efficacité, ils ne prévoient souvent les éruptions seulement à court terme. Dans la recherche de précurseurs à plus long terme, nous avons depuis 1995 complété le réseau de déformations par un petit réseau d'extensomètres, qui s'est confirmé comme un détecteur de signaux de précurseur à long terme.

Le réseau extensométrique de l'Observatoire volcanologique du Piton de la Fournaise comprend quatre extensomètres, qui sont installés sur des fissures centimétriques. Actuellement les appareils de mesure sont alignés sur un axe Nord-Sud, en direction de la "rift zone" en passant par le sommet du volcan à Magne, à Soufrière (SOUF), à Dolomieu Sud (DOLO) et à Château Fort (CHAF). D'autres extensomètres sont en cours d'installation à la base ouest et est du volcan (Figure 1).

Des variations journalières d'environ 0,3 mm ont été observées sur les premières installations en raison des variations de températures dûes à l'ensoleillement. Des améliorations effectuées sur l'électronique d'acquisition et des

corrections en fonction de la température mesurée ont permis de réduire ces variations à moins de 0.003 mm.
En plus, pour la surveillance à long terme nous utilisons la moyenne de la première heure (TU) de la journée, un moment ou la température s'est avérée d'être la plus stable.

<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>Fig. 1: Map of Piton de la Fournaise volcano.</figcaption></figure>

Shown are the sites of the working extensometers at MAGNE, SOUF, DOLO and CHAF, which are orientated north-south along the "rift zone". "Fissure Ouest" and "Flanc Est" are two other extensometer stations in course of installation.
<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>**Fig. 2 : Data of the 3 components of extensometer at Château Fort.**</figcaption></figure>

We observe a significant increase of the opening component before most eruptions, except in March 1998 and small variations in September 1999 and February 2000.

Les premières données fiables existent depuis 1997. La Figure 2 ci-dessus montre les variations continues de l'extensomètre de Château Fort entre 1997 et 2001 pour les trois composants : vertical, ouverture et cisaillement. La tendance générale de cette station est une diminution de tous les composants depuis quatre ans. Plusieurs semaines avant la plupart des éruptions, nous avons observé une augmentation de la composante ouverture, sauf en mars 1998. L'ouverture était particulièrement faible en septembre 1999 et en février 2000.

Nous avons choisi une représentation alternative pour les mesures de la station Magne. Dans la Figure 3 ci-dessous nous avons reporté les variations de la composante "ouverture" dans les 13 à 20 semaines avant chaque éruption en partant d'une valeur zéro. Pour 6 éruptions nous observons une très nette augmentation de la composante "ouverture" entre 70 et 140 jours avant le début de l'éruption. Les ouvertures absolues varient entre 0,27 et 0,47 mm, avec des taux d'ouverture entre 0,0025 et 0,0059 mm par jour. L'éruption du 9 mars 1998 avait été précédée par une légère fermeture dans les 3,5 mois avant son début et les éruptions du 28 septembre 1999 et 14 février 2000 avaient été précédées par de faibles ouvertures de 0,05 mm seulement. Plus de travail systématique est nécessaire pour différencier les éruptions "vue" et "non vue" par le réseau des extensomètres et pour comprendre la différence de la mécanique pré-éruptive dans les deux cas.

<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>**Fig. 3 : Relative variation of the "opening" component at extensometer station "Magne" on the northern base of Piton de la Fournaise before eruptions (below)**</figcaption></figure>

Absolute scale on the left y-axis is 0.7 mm in all plots. Daily seismicity is shown for comparison and limited to 30 events per day. In most cases seismicity appears and increases within one to four weeks before eruption and its increase is less continuous than extensometer variations.
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# Analyse autorégressive et localisation de source de séismes et trémors volcaniques

## AUTOREGRESSIVE ANALYSIS AND SOURCE LOCATION OF VOLCANIC EVENTS AND TREMOR

PH. LESAGE¹,², J.-Ph. METAXIAN¹,³, M. MORA¹, S. ARAUJO¹,³

(1) Laboratoire de Géophysique Interne et Tectonophysique, Université de Savoie

(2) Coordination de la Recherche Volcanologique

(3) Institut de Recherche pour le Développement

A method for locating sources of volcanic tremor and emergent events is presented. It is based on the measurement of slowness vectors at several small seismic antennas. Then the estimation of the source position is made by triangulation, using a probabilistic approach. A precision of about 600 m is obtained in the case of Arenal volcano. The autorégressive modeling of sismovolcanic signals yields important informations on the physical processes at the source. The study of time variations of their features, either during a volcanic crisis of several months or at the scale of a few minutes, gives insight on the unrest of the volcanic systems.

L'activité sismique des volcans est le précurseur le plus fréquemment observé avant une éruption volcanique (Mc Nutt, 1996). Pratiquement toutes les éruptions sont précédées par une augmentation de l'activité sismique et/ou par des modifications de ses caractéristiques. Cependant l'interprétation des observations effectuées par les systèmes de surveillance reste empirique car les phénomènes sismovolcaniques sont encore mal connus, malgré des avancées récentes dans ce domaine (Chouet, 1996). Une meilleure compréhension des processus physiques impliqués dans les sources des séismes et trémors volcaniques est donc nécessaire. Des méthodes fines d'analyse du signal, telles que la modélisation autorégressive, peuvent apporter des informations importantes sur ces sources. Les méthodes basées sur des réseaux denses de capteurs permettent de déterminer les caractéristiques des champs d'ondes sismiques, de localiser les sources d'événements émergents et de sonder les structures superficielles. Nous présentons ci-dessous quelques contributions dans ces domaines.

## LOCALISATION DE SOURCES DE TRÉMORS ET DE SÉISMES ÉMERGENTS

Les temps d'arrivée des ondes de volume de ces événements ne pouvant généralement pas être mesurés, il est difficile de localiser leurs sources. Nous avons proposé une méthode qui requiert une quantité réduite de matériel et des traitements de données relativement légers (Métaxian et al., 1997 ; Métaxian et al., 2002). Cette méthode est basée sur le déploiement d'antennes élémentaires constituées généralement de 3 sismomètres verticaux formant des triangles d'environ 60 m de côté.

La méthode comprend les étapes suivantes :

1. Mesure des décalages temporels. Les décalages temporels entre capteurs sont calculés par une méthode interspectrale qui permet d'obtenir une précision meilleure qu'un demi pas d'échantillonnage du signal et d'estimer les erreurs correspondantes.

2. Estimation du vecteur lenteur. Soient $\tilde{s}$(-s cosθ, -s sinθ) le vecteur lenteur et $\tilde{r}_{ij}$ le vecteur position relative de deux capteurs i et j, le décalage temporel correspondant est $\tau_{ij} = \tilde{s} \cdot \tilde{r}_{ij}$. Le rétro-azimut θ, c'est-à-dire l'azimut d'où proviennent les ondes, et la lenteur apparente s sont estimés par inversion.

3. Traitement probabiliste des vecteurs lenteur. Les calculs décrits ci-dessus sont effectués sur des fenêtres glissantes parcourant les sismogrammes. On obtient donc des séries temporelles d'azimuts et de lenteurs apparentes, avec leurs erreurs. Ces séries montrent des valeurs fluctuant au cours du temps. A l'instant t, le rétro-azimut α en une antenne k peut être considéré comme une variable Gaussienne de moyenne $\theta_k(t)$, la valeur estimée, et de déviation standard $\sigma_k(t)$, l'erreur estimée, et est décrite (Tarantola et Valette, 1982) par une fonction de densité de probabilité (FDP) :

$$ \rho_k^k(\alpha_k, t) = \frac{1}{\sqrt{2\pi\sigma_k(t)\text{Erf}\left(\frac{\pi}{\sqrt{2\sigma_k(t)}}\right)}} \exp\left\{\frac{(\alpha_k - \theta_k(t))^2}{2\sigma_k^2(t)}\right\} \quad (1) $$

Pour un événement sismique donné, on calcule une somme pondérée de ces fonctions :

$$ \rho_2^k(\alpha) \propto \int_0^{T_{\text{max}}} \rho_1^k(\alpha, t) \cdot w_k(t) dt \quad (2) $$

avec des poids $w_k(t)$ qui sont choisis de manière à renforcer les valeurs de $\rho_k^k$ correspondant aux estimations de $\tilde{s}$ les plus stables dans le temps. On suppose ainsi que les composantes du champ d'ondes qui proviennent directement de la source sont dominantes et plus stables que les composantes associées à des ondes diffractées ou diffusées par des hétérogénéités. La FDP $\rho_2^k(\alpha^k)$ décrit la probabilité que l'onde provienne de l'azimut $\alpha$ à l'antenne k.

4. Estimation de la position de la source. En chaque point de la zone épicentrale, de coordonnées géographiques $(x, y)$, on calcule les rétro-azimuts $\alpha^k(x,y)$ pour chaque réseau, puis les valeurs prises par les FDP $\rho_2^k(\alpha^k(x,y))$. En considérant que les FDP obtenues dans les différents réseaux sont indépendantes, on définit alors une nouvelle FDP, associée à la position de la source dans le plan horizontal, telle que :
<figure><img src="image_87.png" /><figcaption>Fig. 1 Localisation de la source d'un trémor par triangulation sismique.</figcaption></figure>

Les fonctions de densité de probabilité de l'azimut de provenance des ondes $ρ_2^k(α^k)$ sont dessinées en diagramme polaire pour chaque antenne. La FDP de la position de la source $ρ_4(x,y)$ est représentée en niveau de gris. Son maximum de vraisemblance (croix blanche) donne l'estimation de l'épicentre et son rayon quadratique moyen la précision.

$$ρ_4(x,y) \propto \prod_{k=1}^{N} ρ_2^k(α^k(x,y)).$$

Le maximum de vraisemblance de $ρ_4$ donne l'estimation de la position de l'épicentre.

Quatre antennes triangulaires ont été installées en 1997 autour du volcan Arenal, Costa Rica. Une centaine de trémors, de séismes LP et d'explosions ont été traités et leurs sources localisées. Le rayon quadratique moyen de la position des sources est en moyenne 600 m pour les trémors (Figure 1) et 400 m pour les événements discrets. Cette méthode sera étendue pour estimer la profondeur des sources. Il faut pour cela pouvoir mesurer la lenteur des ondes de volume directes et disposer d'un modèle de vitesse réaliste de la structure pour rétropropager les rais.

## ANALYSE TEMPS-FRÉQUENCE ET AUTORÉGRESSIVE

Les signaux sismo-volcaniques les plus significatifs sont les séismes LP et les trémors volcaniques. En effet, ils sont directement liés aux phénomènes physiques se produisant dans les systèmes magmatiques et hydrothermaux. Leurs spectres contiennent généralement un ou plusieurs pics étroits qui sont interprétés pour la plupart comme des effets de source liés à la résonance de cavités remplies de fluide.

Les méthodes autorégressives (AR) sont particulièrement bien adaptées pour analyser ces signaux en les modélisant comme la sortie de filtres linéaires AR (à réponse impulsionnelle infinie), dont les pôles sont associés aux fréquences complexes du résonateur. La modélisation AR

fournit pour chaque pic spectral deux grandeurs essentielles : sa fréquence et son facteur de qualité (Nakano et al., 1998). Leur distribution est directement liée au type de source en jeu et leurs valeurs peuvent permettre d'identifier la nature des fluides impliqués (Kumagai et Chouet, 2000). De plus, une fois obtenus les coefficients du filtre associé à un pic spectral, on peut calculer le filtré inverse et appliquer celui-ci au signal pour en éliminer la composante harmonique correspondante. On peut ainsi déconvoluer tous les effets de résonance, le signal résiduel obtenu, souvent limité à une bande spectrale étroite, étant directement lié à l'excitation (Lesage et al., 2002). Dans l'exemple d'un séisme LP du Misti, Pérou (Figure 2), la forte valeur (~200) du facteur de qualité du pic dominant à 4,4 Hz suggère que le fluide remplissant le résonateur pourrait être un mélange de gaz et de poussière ou de gouttes d'eau.

Nous avons analysé la sismicité associée à la crise phénoménale du Pichincha, Equateur, de Septembre 1998 à Juillet

<figure><img src="image_88.png" /><figcaption>Fig. 2 (a) Séisme LP du volcan Misti, Pérou</figcaption></figure>

Les barres verticales indiquent la fenêtre analysée. (b) Signal obtenu par déconvolution AR des composantes harmoniques. (c) Spectre de Fourier de a). (d) Représentation, dans le plan des fréquences complexes, des pôles de tous les filtres AR d'ordre compris entre 10 et 40. Les lignes obliques sont les isovaleurs du facteur de qualité. Les rectangles délimitent des concentrations de pôles, associées aux composantes harmoniques du signal. Les points dispersés correspondent au bruit.

1999. Cette activité sismique comprend des séismes LP, des séismes hybrides en essais, et des trémors. Nous avons montré que la plupart de ces événements possèdent dans leur spectre un pic de fréquence comprise entre 1,2 et 2,3 Hz et de facteur d'atténuation compris entre 2 et 10 (Figure 3). Ces faibles valeurs de Q sont compatibles avec la présence d'eau remplissant des cavités (Kumagai et Chouet, 2000). Le résultat le plus remarquable de cette
étude est la grande stabilité des valeurs de f et Q du pic
fondamental pendant la durée de cette crise. Cela suggè-
re que, malgré le grand nombre d'éruptions phréatiques
et les modifications du dôme, la géométrie des résona-
teurs et les propriétés acoustiques du fluide n'ont pas été
modifiées notablement et donc que le système hydrother-
mal du volcan est resté stable pendant cette période.
La modélisation AR peut également être effectuée sur une
fenêtre glissante. On obtient alors un diagramme temps -
fréquence - facteur de qualité. La densité spectrale de
puissance des filtres AR donne une représentation simi-
laire à un spectrogramme mais de meilleure résolution.
Nous avons analysé à l'aide de ces méthodes des enre-
gistrements du trémor de l'Arenal. On observe par exem-
ple sur la figure 4 des pics spectraux régulièrement espa-
cés et dont les fréquences sont des multiples entiers de la
fréquence fondamentale. Les valeurs de ces fréquences
fluctuent légèrement. Dans certains intervalles de temps
(150-300 s, 500-900 s, 1300-1650 s), apparaît un deuxiè-
me ensemble de pics régulièrement espacés dont les fré-
quences présentent de fortes variations en quelques minu-
tes. Les facteurs de qualité du deuxième ensemble sont
généralement plus faibles que ceux du premier groupe.
Ces observations suggèrent l'existence d'une double sour-
ce de trémor dans ce volcan (Mora, 2003).

<figure><img src="image_89.png" /><figcaption>**Fig. 3 Analyse des séismes LP et hybrides de la crise phréatique du volcan Pichincha.**</figcaption></figure>

La fréquence et le facteur de qualité du mode fondamental de chaque évé-
nement sont représentés en fonction du temps. Aucune évolution n'est visi-
ble pendant la période étudiée.

<figure><img src="image_90.png" /><figcaption>Fig. 4 (a) Trémor du volcan Arenal.
b) Densité spectrale de puissance du filtre AR calculé sur une fenêtre glissante de 10,24 s.</figcaption></figure>

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# Ecouter les volcans pour mieux les comprendre
Deux volcans basaltiques :
Etna (Italie), Shishaldin (Alaska)

LISTENING TO VOLCANOES AS A TOOL TO UNDERSTAND ERUPTION DYNAMICS
TWO EXAMPLES: ETNA (ITALY), SHISHALDIN (ALASKA)

S. VERGNIOLLE

Institut de Physique du Globe de Paris, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05, France

## ABSTRACT

In this paper, acoustic measurements done on two basaltic volcanoes, Etna (Italy) and Shishaldin (Alaska, USA) are analysed and contraints are provided on eruption dynamics.

On Etna volcano, acoustic measurements were performed in July 2001, during two episodes of quasi fire fountains. The waveform of every explosion is very similar to explosions at Stromboli, suggesting that the sound at Etna is also produced by bursting large bubbles. The model for bubble vibration, at work at Stromboli, gives a very good fit between data and theory. When the eruptive episode reaches its climax, a bubble at Etna has a radius of 5 m, a length of 8 m for an overpressure of 0.39 MPa. Rising large expanding bubbles in a conduit distorts the top of the lava column and sloshing waves can be produced. The theoretical frequency is between 0.3 and 0.7 Hz for a radius of 5.5 m. Recorded acoustic pressure shows these frequencies. Their intensity is directly correlated to the intensity of bubble bursting (2 Hz) showing that frequencies between 0.3 and 0.7 Hz are sloshing waves in a conduit of 5.5 m. Gas and ejecta velocity from each explosion is estimated on average at 90 m/s from acoustic measurements, which is in excellent agreement with radar measurements done simultaneously. The alternance between fire fountains and quiet periods is totally similar between Etna and Kilauea volcanoes (Hawaii, USA). Therefore fire fountains at Etna might also be generated at depth by coalescence of a foam layer trapped at the top of the magma chamber. The total gas volume released by one fire fountain is equal 7.4 10⁶ m³ and has been accumulated during the quiet period before the quasi fire fountain. The gas flux in a reservoir located at 4 km below the vent is equal to 0.027 m³/s. If we assume a reservoir area of 1 km² and a gas content between 0.1 and 1 %, the bubble diameter is estimated between 0.2 and 0.7 mm. Although volume and intermittency are very different between Etna and Kilauea volcanoes, both bubble diameter in the magma chamber and conduit radius are similar (0.4 mm for bubble diameter and 6 m for conduit radius at Kilauea volcano).

The 1999 eruption of Shishaldin volcano (Alaska, USA) displayed both classical basaltic behaviour and relatively rare Subplinian activity, with a plume that reached heights exceeding 16 km. We interpret the pre-Subplinian and Strombolian phases in the light provided by acoustic measurements.

The pre-Subplinian phase of the 1999 eruption of Shishaldin volcano (Alaska) is characterised by a signal of low amplitude and constant frequency (2 Hz) lasting 13 hours. This "humming signal" is interpreted by the coalescence of the very shallow part of the foam building up in the conduit. The acoustic waveform of the hum event is modeled by a Helmholtz resonator: gas is trapped into a rigid cavity and can only escape through a tiny upper hole producing sound waves. At Shishaldin, the radius of the hole, 5 m, is close to that of the conduit 6 m), the cavity has a length of 60 m and gas presents only a small overpressure of 7.5 10³ MPa). The total ejected gas is 5.9 10⁶ m³. At the very end of the pre-Subplinian phase, there is a single large overpressurised bubble, 0.55 MPa. The large overpressure suggests that it comes from the depth of the magma chamber, unlike other bubbles in the pre-Subplinian phase. This bubble may be responsible for the entire foam collapse, resulting in the Subplinian phase ten seconds later. The quasi-instantaneous release of a large gas volume is suspected in the middle of the humming phase. Fifty minutes later, satellite imagery shows a weak "plume". Instantaneous release of gas and ejecta makes this structure be a thermal instead of a plume. Although the acoustic record shows very complex waveforms during the thermal emission, its gas velocity, 160 m/s, can be easily deduced from acoustic power. Gas volume estimated from acoustic measurements, 9.7 10⁶ m³, suggests that it reaches a maximum height of 3.6 kilometers.

The acoustic waveform of explosions produced during the Strombolian activity of Shishaldin volcano is modeled by the vibration of a large overpressurised cylindrical bubble, which breaks at the top of the magma column. Estimates of bubble length and overpressure are achieved by determining the best
fit waveform for the largest explosion in each period of 400 s or 800 s for the first second strombolian phase, assuming a constant bubble radius of 5 m. Bubble length and overpressure are estimated respectively around 82 m and 1.1 MPa during the first phase and around 24 m and 2 MPa with a peak at 19 MPa during the second phase. Total gas volume and gas flux at the surface are estimated at most at 3.5 10⁷ m³ and 3 10⁷ m³/s for the first phase and 1.1 10⁸ m³ and 1 10³ m³/s for the second phase.
The repose period before each Strombolian phase of Shishaldin volcano is interpreted as the time needed to build up a foam layer in a reservoir. The foam layer is unstable above a certain height. When that height is achieved, the collapse of the foam layer results in the observed bubble bursts characteristic of Strombolian activity. Gas flux at 4 km depth (assumed reservoir location), at most at 0.61 m³/s for the second Strombolian phase, is the consequence of a population of rising bubbles in the magma chamber. In that framework, bubble diameter is 0.17 mm during the Strombolian phases, which is exactly in the range of bubbles diameter obtained at Kilauea volcano (Hawaii) from totally independent methods. Conservation of gas flux between reservoir and conduit suggests that its catchment area is at most 100 km² for a maximum gas volume fraction of 8 % in very good agreement with independent studies.

## INTRODUCTION

Les vingt dernières années ont vu, dans le domaine de la volcanologie physique, l'explosion de modèles sur les régimes d'éruption. Les premières tentatives ont principalement utilisé les observations visuelles pour estimer, mais de façon très approximative, la vitesse des ejecta et, bien plus rarement, la pression à la sortie du conduit volcanique (Blackburn et al., 1976). Cependant, la quantité de données disponibles et utilisables était extrêmement réduite. Le premier travail réellement quantitatif qui s'est intéressé au rôle du gaz dans les magmas a été réalisé il y a seulement 20 ans et reste une étude très isolée pendant plusieurs années (Sparks, 1978).

Le premier modèle d'écoulement de la lave dans un conduit volcanique date de 1981 (Wilson et Head, 1981). Quand aux mesures d'acoustique sur les volcans, il n'existait qu'une seule étude quantitative (Woulff et MacGetchin, 1976) qui relie la puissance acoustique mesurée à la vitesse des ejecta. Ensuite, l'apport de l'acoustique à la compréhension des volcans a été négligé pendant presque 20 ans (Vergniolle et Brandeis, 1994; 1996; Buckhingham et Garcès; 1996).

Depuis les années 1980, la plupart des modèles de régimes éruptifs se sont intéressés aux volcans explosifs et en particulier au développement à la surface de colonnes de cendres et de gaz, appelées colonnes pliniennes (Sparks et al., 1997). Néanmoins la formation de ces colonnes en profondeur (Mader et al., 1994) ainsi que plus généralement la physique des éruptions basaltiques ont été un peu

ignorées jusqu'à très récemment. Or, les volcans hawaiiens et stromboliens, qui sont en éruption de façon relativement fréquente, offrent une chance d'étudier le mécanisme des éruptions de façon relativement accessible et en minimisant le danger.

Beaucoup de modèles développés précédemment en volcanologie physique sont théoriques. Pour en vérifier la validité, il faut effectuer soit des expériences en laboratoire, soit acquérir des données en situ. En ce qui concerne les expériences de laboratoire, on se doit de modéliser des phénomènes simplifiés par rapport aux éruptions volcaniques réelles. Il est notamment difficile d'interpréter les régimes transitoires, ce qui ne permet pas de comprendre l'évolution des différents paramètres au cours du temps. Pour les données en situ, leur nombre est actuellement très réduit.

Les paramètres physiques importants des régimes volcaniques sont la vitesse de la phase gazeuse, la vitesse de la phase liquide, le contenu en gaz et la pression (Vergniolle, 1997). Puisque toutes ces quantités sont reliées entre elles par les équations d'écoulement dans le conduit volcanique, leur mesure plus ou moins directe à la sortie du conduit volcanique doit donner des renseignements précieux sur des variables mal connues telles que la profondeur de la chambre magmatique ou son contenu en gaz.

## UN VOLCAN DE LABORATOIRE

Bien que la classification des régimes volcaniques en fonction du contenu en gaz (Vergniolle et Jaupart, 1986; Vergniolle et Mangan; 2000) puisse paraître assez artificielle, elle pose la question fondamentale de la formation de ces différents régimes éruptifs de façon très globale. Si les volcans explosifs présentent à la fois des colonnes pliniennes ("régime dispersé") et des dômes de laves (magma à contenu en gaz presque inexistant), les volcans basaltiques sont caractérisés par une alternance entre des phases riches en gaz (fontaines de laves hawaïennes, ou explosions stromboliennes) et des phases beaucoup plus pauvres en gaz.

<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>Fig. 1 : Schéma de différents types éruptifs basaltiques et leur comportement dans le conduit volcanique (d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>
La géométrie particulière d'un volcan, large chambre magmatique surmontée par un conduit bien plus petit, associée à la présence de bulles de gaz dans le réservoir (Greenland, 1988; Gerlach et Taylor, 1990) a des conséquences importantes sur la dynamique des éruptions basaltiques (Figure 1). Un volcan de laboratoire a donc été construit : il est formé d'un grand réservoir rempli d'huiles visqueuses et de petites bulles de gaz (azote), surmonté par un conduit plus étroit (Jaupart et Vergniolle, 1988; 1989; Vergniolle et Jaupart, 1990). Les bulles de gaz montent, s'accumulent sous le sommet du réservoir en formant une mousse, assemblage compact de bulles et de liquide. Cette mousse devient instable au dessus d'une certaine épaisseur et coalesce en produisant une poche de gaz qui migre dans le conduit en occupant toute sa largeur. La coalescence est partielle pour les viscosités les plus élevées et produit un écoulement intermittent caractéristique des explosions stromboliennes. La coalescence est totale pour les viscosités plus faibles, la poche de gaz, qui est bien plus longue que large, reproduit la formation des fontaines de laves hawaiennes. La destruction de la mousse piégée sous le sommet du réservoir est périodique et ce volcan de laboratoire reproduit très bien les alternances entre les phases de fontaines de laves et les phases de coulées de laves (Jaupart et Vergniolle, 1988). La modélisation du comportement de cette mousse (Jaupart et Vergniolle, 1989) a été ensuite combinée avec des mesures sur les fontaines de laves (délais entre 2 fontaines et hauteurs moyennes) sur le volcan Kilauea (Hawaii), ce qui a permis d'estimer la taille des bulles (0.2-0,6 mm) et le pourcentage de gaz (> 2 %) au sommet de la chambre superficielle (Vergniolle et Jaupart, 1990).

La présence de bulles de gaz de tailles variées dans les chambres magmatiques a aussi des conséquences sur le développement et la durée d'une éruption hawaiienne (Vergniolle, 1996). Premièrement, la diminution du flux de gaz observé au sommet du réservoir est une conséquence de la vitesse de montée plus rapide des bulles les plus grosses de la population qui contribuent plus au flux de gaz que les bulles plus petites et plus tardives à atteindre le sommet du réservoir. Deuxièmement, l'éruption s'arrête quand la majeure partie des bulles a quitté la chambre magmatique. On peut facilement estimer la durée d'une éruption en connaissant seulement la taille moyenne des bulles dans le réservoir. La différence en durée et en volume entre l'éruption du Mauna Ulu et de Puu O'o (Kilauea, Hawaii) est simplement une conséquence d'une taille de bulles légèrement différente pour ces 2 éruptions (1 mm et 0.4 mm respectivement) (Vergniolle, 1996).

## SON PRODUIT PAR LES FONTAINES DE LAVES DU VOLCAN EΤΝΑ (ITALIE)

Dans le cas de l'Etna, certaines éruptions, comme celle de 2001, produit des épisodes éruptifs de façon intermittente, avec un épisode éruptif tous les quelques jours, et cela pour plus d'une trentaine d'épisodes. Chaque épisode éruptif est constitué d'une série d'explosions stromboliennes, dont la fréquence et l'intensité peuvent parfois

conduire à la formation d'un jet de gaz continu comme c'est le cas durant la phase paroxysmale de l'épisode du 13 Juillet 2001 (Vergniolle et Ripepe, subm. 4.).

<figure><img src="image_92.png" /><figcaption>Fig. 2: Pression acoustique mesurée à l'Etna (d'après Vergniolle et Ripepe, subm.).</figcaption></figure>

Chaque explosion, comme celle du 4 et 13 Juillet, produit un signal de pression acoustique très caractéristique (fréquence équivalente de 2 Hz; Figure 2) qui correspond à l'éclatement d'une énorme poche de gaz au sommet de la colonne magmatique. Un modèle ou le son est produit par l'éclatement d'une poche de gaz a déjà été proposé pour le volcan Stromboli (Vergniolle et Brandeis, 1996; Fig 3). Le même modèle peut être utilisé pour déterminer la taille et la surpression de chacune des bulles qui éclatent dans le cratère Sud-Est de l'Etna. La forme d'onde théorique s'adapte extrêmement bien aux signaux émis par le volcan Etna et permet de déduire que le rayon de la bulle est d'environ 5 m pour une longueur de 12 m et une surpression de 0.34 MPa (Figures 3a et 3b). Les bulles de gaz présentes à l'Etna sont beaucoup plus grosses que celles qui existent sur le volcan Stromboli (rayon de 1 m environ) et contiennent une plus grande pression quand elles éclatent. Ceci n'est pas très surprenant puisque le volcan Etna correspond à un édifice volcanique beaucoup plus conséquent que celui du Stromboli.

<figure><img src="image_93.png" /><figcaption>Fig. 3a: Modèle de son produit par une bulle en sur pression qui éclate au sommet d'une colonne de magma (d'après Vergniolle et Brandeis., 1996).</figcaption></figure>
La remontée de telles bulles dans le conduit volcanique agite la colonne de magma à des fréquences qui correspondent à celles des ondes gravitaires. Ce mécanisme a été proposé pour le volcan Stromboli. Pour un conduit de rayon égal à 5.5 m comme c'est le cas à l'Etna, les fréquences théoriques, entre 0.3 et 0.7 Hz (Vergniolle et al., 1996) sont en très bon accord avec les fréquences mesurées, 0.5 Hz. La vitesse du gaz, estimée en calculant la puissance acoustique (Woulff et MacGetchin 1976; Vergniolle et al., subm.1 et 2), atteint un maximum de 90 m/s, et est tout à fait en accord avec les mesures simulées faites au moyen d'un radar (voir article joint de F. Donnadieu et al.). Cet excellent accord entre les mesures indépendantes d'acoustiques et de radar permet d'avoir une très grande confiance dans le modèle de bulle de gaz et pour les estimations de taille de bulle et de pression.

<figure><img src="image_94.png" /></figure>

**Fig. 3b: Comparaison entre la forme d'onde enregistrée à l'Etna (traits pleins) et la forme d'onde synthétique calculée avec un modèle de vibration d'une bulle surpressurisée qui éclate à la surface de la colonne magmatique.**

Le rôle de l'épaisseur du film de magma au-dessus de la bulle sur ces caractéristiques est clair quand on compare les deux diagrammes (d'après Vergniolle et Ripepe, subm).

Chaque bulle correspond à un volume de 5300 m³, rame né à la pression atmosphérique et le volume de gaz perdu durant un épisode de quasi-fontaine de lave est de 7.410⁶ m³ (Vergniolle et Ripepe, subm. 4). Ces valeurs sont plus faibles que celles émises par les fontaines de laves du Kilauea volcano (Hawaii, USA) durant l'éruption du Puu O'o (3 10⁹ à 5 10⁸ m³, Vergniolle et Jaupart, 1990). Ceci n'est pas très surprenant puisqu'à l'Etna le jet de gaz n'est pas vraiment continu et que la durée de l'épisode éruptif y est plus faible (4 h à l'Etna contre 1 à 2 jours durant l'éruption du Puu O'o au Kilauea en 1987-1988). L'estimation du rayon de la bulle et du conduit à l'Etna (environ 5 m) est aussi très similaire au rayon du conduit

observé en période inter-éruptive (6 m au Puu O'o, Wolfe et al, 1987).
D'un point de vue qualitatif, la dernière éruption de l'Etna est tout à fait similaire aux grandes éruptions du Kilauea (Kilauea Iki, Mauna Ulu, Puu O'o) puisqu'il y a alternan ce entre des phases de fontaines de laves et des périodes inter-éruptives et ce pour une cinquante de phases de fon taines de laves (Vergniolle et Ripepe, subm.4; Figure 5). Par contre, la durée de la période inter-éruptive est beau coup courte à l'Etna (quelques jours) qu'au Kilauea (envi ron 1 mois). Cette similarité de comportement entre les deux volcans suggère qu'à l'Etna les fontaines de laves sont crées par la coalescence d'une mousse piégée au sommet de la chambre magmatique comme c'est le cas pour le Kilauea (Vergniolle et Jaupart, 1990). Si on sup pose que la chambre magmatique est à 4 km de profon deur, et que le volume de gaz émis durant la phase de fon taine de lave a été accumulé pendant la période inter-éruptive précédente, soit 3 jours pour l'épisode du 4 Juillet 2001, le débit de gaz dans la chambre est de 2.7 10² m³/s. Si, par analogie avec le volcan Kilauea, on suppose que la superficie de ce réservoir est de 10 km² et que le pourcentage de gaz y est de 1 %, le diamètre des bulles est estimé à 0.2 mm. Cette valeur est tout à fait simi laire à celle estimée à Hawaï (Vergniolle, 1996), puisque le diamètre moyen des bulles est de 1 mm pour l'éruption du Mauna Ulu (1969-1970) et de 0.4 mm pour celle du Puu O'o (1987-1989).

## SHISHALDIN (ALASKA) : UNE ERUPTION BASALTIQUE EXPLOSIVE

L'éruption de 1999 du volcan d'Alaska, Shishaldin est par ticulièrement intéressante puisqu'elle présente à la fois une activité strombolienne très classique pour un basalte mais aussi une activité, extrêmement rare dans ce contex te, de colonne subplinienne qui atteint ici une hauteur de 16 km (Caplan-Auerbach et McNutt, in press, 2003). Cette éruption a été enregistrée en quasi-continu sur un capteur de pression et des sismomètres, ce qui a permis une très bonne compréhension des mécanismes éruptifs. Cette étude a été faite en collaboration avec J. Caplan-Auerbach (Alaska volcano observatory, USA) et M. Boichu (Institut de Physique du Globe de Paris).

L'étude de la phase subplinienne (Vergniolle et al., in prep. 3) montre des enregistrements acoustiques assez complexes et l'explosion de quelques grosses bulles en surpression comme c'est le cas pour les éruptions strom boliennes. Néanmoins, la vitesse du gaz, estimée par le calcul de la puissance acoustique à 150 m/s, permet de calculer que la quantité de gaz émise à grande vitesse et pendant 36 minutes est considérable, 1.9 10⁷ m³. Les flux de gaz émis en surface et estimé par les mesures d'acous tiques sont tout à fait en accord avec les déterminations faites en mesurant la hauteur du panache émis (Sparks et al., 1997).

Cette phase subplinienne est précédée par 13 heures de "grondements", qui présentent un signal acoustique de faible intensité et de fréquence très constante, 2 Hz (Vergniolle et al., subm. 2). Le son est modélisé par ana-
logie avec les petites bulles océaniques, comme un résonateur de Helmholtz : le gaz est piégé dans une cavité rige de et ne peut que s'échapper brutalement quand un petit trou se forme sur le dessus (Spiel, 1992 ; Figure 6). La forme d'onde théorique est calculée et la meilleure correspondance avec les données réelles enregistrées sur le volcan permet de déterminer les valeurs des paramètres géométriques de la bulle ainsi que sa surpression. À Shishaldin, le trou, 5 m de rayon, est de la taille du conduit volcanique, 6 m de rayon, et la longueur de la bulle est de 60 m pour une très faible surpression, $7.3 \times 10^{-3}$ MPa (Figure 7). Chacun des grondements est interprété par la coalescence partielle du sommet de la colonne de mousse accumulée dans le conduit (Vergniolle et al., subm. 2). Le volume total perdu à la surface est de $5.9 \times 10^6$ m$^3$.

<figure><img src="image_95.png" /><figcaption>Fig. 6: Schéma d'une bulle dont le gaz présente une très faible surpression et qui éclate par formation d'un trou (Résonateur d'Helmholtz, d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_96.png" /><figcaption>Fig. 7: Comparaison entre le son produit par un grondement et la modélisation faite en supposant qu'il s'agit d'un résonateur d'Helmholtz (d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>

Tout à la fin de la phase pre-subplinienne, une bulle isolée et très sur-pressurisée, 0.55 MPa, éclate au sommet de la colonne magmatique. Le signal acoustique est tout à fait caractéristique de la vibration d'une bulle surpressurisée à la surface de la colonne de magma et a été modélisé (Figure 5) comme pour les explosions stromboliennes de Stromboli (Vergniolle et Brandeis 1996; Vergniolle et al., 1996) et de l'Etna (Vergniolle et Ripepe, subm. 4). Cette forte surpression suggère que la bulle est formée à la profondeur de la chambre magmatique (Vergniolle, 1998), contrairement à toutes les bulles responsables du grondement du volcan. Cette bulle en surpression est responsable de la destruction totale de la mousse accumulée dans le conduit, entraînant la formation de la colonne subplinienne.

<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>Fig. 8: Dernière bulle de la phase pre-suplinienne de grondement, dont la grande surpression, 0.55 MPa est responsable de l'initiation de la colonne subplinienne (d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>

Cette phase pré-subplinienne est interrompue au milieu par la probable émission d'un thermique, structure analogue à un panache mais dont les conditions d'alimentation sont la relâche brutale d'un volume pendant un temps très court (Fig 9). La détermination de la vitesse du gaz au moyen du calcul de la puissance acoustique, 150 m/s, conduit à des volumes importants. La hauteur du thermique est estimée à 3 kilomètres (Vergniolle et al., subm. 2), hauteur minimum de détection par satellites en présence d'une grande couverture nuageuse à ce moment-là. Un panache de faible intensité est repéré 50 minutes après l'émission acoustique ce qui est en très bon accord avec les résultats acoustiques.

La phase subplinienne s'arrête brutalement et après 15 minutes de silence une première phase strombolienne de quelques heures démarre qui sera suivie 35 heures après d'une seconde phase strombolienne. Comme précédemment, la pression acoustique montre un signal caractéristique de la vibration d'une grosse bulle surprépressurisée au sommet de la colonne magmatique, juste avant son éclatement à la surface (Vergniolle et Brandeis, 1994; 1996).
<figure><img src="image_98.png" /><figcaption>Fig. 9 : Schéma de la chronologie de l'éruption du Shishaldin (d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_99.png" /><figcaption>Fig. 11 : Comparaison forme d'onde théorique calculée par le modèle de vibration de bulles et mesures (d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>Fig. 10 : Pression acoustique enregistrée sur Shishaldin (1.5 Hz). La ressemblance est frappante avec le Stromboli (9 Hz; d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>

<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>Fig. 12 : Évolution de la longueur des bulles (Fig. du haut) et de la surpression (Fig. du bas) tout au long de la deuxième phase strombolienne (d'après Vergniolle et al., subm.).</figcaption></figure>
La comparaison avec la forme d'onde théorique et les données est excellente (Figure 11) et permet de déterminer les paramètres géométriques de la bulle ainsi que sa surpression : la taille des bulles, longueur de quelques dizaines de mètres, et leur surpression, 0.2 MPa estimés pour toute la durée des deux phases stromboliennes (Vergniolle et al., subm. 1; Figure 12).

La période de repos entre chaque phase strombolienne est interprétée comme le temps nécessaire pour reconstruire la mousse dans le réservoir, qui est instable quand elle dépassse une hauteur critique. Quand cette hauteur est atteinte, la mousse piégée sous le réservoir se casse en produisant de très grandes bulles de gaz responsable de l'activité strombolienne (Jaupart et Vergniolle, 1988; 1989). Le flux de gaz à 4 km, estimé à 0,61 m³/s, est une conséquence de la monée de bulles de gaz, de diamètre 0,17 mm, présentes dans la chambre magmatique (Vergniolle et al., subm. 1; Figure 2). La conservation du flux de gaz entre le réservoir et le conduit suggère que la surface ou les bulles s'accumulent est au maximum de 100 km², pour une fraction volumique de gaz maximale de 8 %, ce qui est en très bon accord avec le contenu en gaz total estimé à 1.5 wt % (Stelling et al., 2002). Bien que la méthode soit très différente de celle utilisée au Kilauea (Hawaï), les résultats sont très similaires en ce qui concerne les tailles de bulles, ce qui confirme le rôle capital joué par les bulles de gaz dans la dynamique éruptive.

## CONCLUSION

Pression et vitesse sont les variables clés à la compréhension de la dynamique des éruptions et elles évoluent simultanément en respectant les équations de la mécanique des fluiès (conservation de la masse et quantité de mouvement). En combinant leur mesure in situ à un modèle d'écoulement dans le conduit volcanique, il devient donc possible d'estimer le comportement dynamique des bulles de gaz plus profondes qui contrôlent le dynamisme éruptif. Cette méthode basée sur des mesures acoustiques permet une surveillance à distance de l'activité volcanique et de potentiels événements de recrudescence. Elle est particulièrement bien adaptée aux volcans très isolés comme ceux d'Alaska.

## REMERCIEMENTS

J. Caplan-Auerbach et M. Boichu ont contribué à l'étude sur le volcan Shishaldin et M. Ripepe sur le volcan Etna. Cette étude a bénéficié du soutien financier de l'INSU (ACI et PNRN; Numéro de contribution INSU: 325) et du Ministère de l'environnement (Convention 122/2000).

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# Variations de la résistivité électrique et du potentiel spontané associées à l'activite volcanique : cas de l'éruption du 8 juillet 2000 du volcan Miyake-Jima (Japon)

## RESISTIVITY AND SELF-POTENTIAL CHANGES ASSOCIATED WITH VOLCANIC ACTIVITY :
THE JULY 8, 2000 MIYAKE-JIMA ERUPTION (JAPAN).

J. ZLOTNICKI<sup>a</sup>, Y. SASAI<sup>b</sup>, P. YVETOT<sup>c</sup>, Y. NISHIDA<sup>d</sup>, M. UYESHIMA<sup>b</sup>, F. FAUQUET<sup>c</sup>, H. UTADA<sup>b</sup>, Y. TAKAHASHI<sup>b</sup>, AND G. DONNADIEU<sup>c</sup>.

<sup>a</sup> UMR6525-CNRS-OPGC-UBP, 5 rue Kessler, 63038 Clermont-Ferrand, France.

Tel : 33-4 73 40 73 70, Fax : 33-4 73 78 85. Email: jacques.zlotnicki@opgc.univ-bpclermont.fr

<sup>b</sup> Earthquake Research Institute, the University of Tokyo, Yayoi 1-1-1, Bunkyo-ku, Tokyo, 113-0032, Japan.

<sup>c</sup> OPGC-CNRS-UBP, Campus des Cézeaux, 24 Av. des Landais, 63177 Aubière Cedex, France.

<sup>d</sup> Graduate School of Science, Hokkaido University, Sapporo 060-0810, Japan.

## ABSTRACT

Miyake-jima volcano abruptly erupted on July 8, 2000 after 17 years of quiet and gave birth to a crater, 1 km in diameter and 250 m deep. This expected unrest was monitored during the years 1995 to 2000 by electro-magnetic methods including DC resistivity measurements and Self-Potential (SP) surveys. Beneath the 2,500 years old Hatcho-Taira summit caldera audio-magné-totelluriquessondages made in 1997-98 identified a conductive medium, 200 m to 500 m thick (within the 50 Wm isoline) located at a few hundreds metres depth. It was associated with the active steady-state hydrothermal system centred close to the 1940 cone and extending southward. A DC résistivimètre set in a Schlumberger array with 600, 1000 and 1400 m long injection lines evidenced strong resistivity changes between September 1999 and July 3, 2000 in the vicinity of the newly formed crater. The apparent resistivity has reached about 3 times its initial values on the 1400 m long line and has lowered to about 20 % on the 600 m line. Just prior to the July 8, 2000 eruption Self-potential (SP) mapping made inside the summit Hatcho-Taira caldera revealed negative anomalies where positive ones had occurred during the previous tens of years. The largest negative anomaly, -225 mV in amplitude mainly took place above the 1940 cone which collapsed in the crater formation. A permanent 1 km long SP line across the caldera suggests accelerating changes during the 3 months preceding the eruption. On a larger scale, the comparison between 1995 and 2000 surveys has shown a global increase of the hydrothermal activity beneath the volcano. Its source could have been 250 m to the South of the crater. These observations suggest that the hydrothermal system was slowly disturbed in the months preceding the eruption while drastic changes have occurred during the two weeks before the summit collapse when tectonic and volcanic swarms have appeared.

## INTRODUCTION

Miyake-jima est l'une des sept îles volcaniques appartenant à l'arc Izu-Bonin au Japon. Deux caldeiras se sont formées au cours de deux épisodes éruptifs lors de l'évention du massif volcanique. Après l'éruption de 7000 yBP une vaste caldeira de plusieurs kilomètres de diamètre, appelée Kuwanoki-Taira, a été créée (Fig. 1). La seconde éruption, datée d'environ 2500 yBP, fut à l'origine de la formation d'une caldeira de 1,5 kilomètre de diamètre, appelée Hatcho-Taira (Tsukui and Suzuki, 1998). Depuis les éruptions sommitales ont alterné avec les éruptions fissurales localisées principalement sur les flancs du volcan. Aucune séismicité volcanique notable n'a été enregistrée entre la dernière éruption de 1983 et le 26 juin 2000 où des essais sismiques sont apparus sous le sommet de volcan. Ces séismes ont rapidement disparu de la zone sommitale pour se déplacer progressivement à l'ouest vers les îles Kozu-jima et Nii-jima (JMA, 2000). Des déformations du sol sont alors apparues (Kaidzu et al., 2000). Début juillet de nouveaux séismes volcaniques sont apparus sous le sommet. Les levés gravimétriques faits quelques jours avant l'éruption du 8 juillet 2000 ont montré la formation d'une cavité sous le sommet du volcan (Furaya, et al., 2001). Le 8 juillet sans qu'aucun séisme volcanique notable (magnitude > 1) n'ait été enregistré une caldeira s'est formée en moins de 4 minutes, recoupant les anciens cratères O-Ana et O-Yama ainsi que la caldeira Hatcho-Taira (Fig. 2).
<figure><img src="image_102.png" /><figcaption>**Figure 1.** Schéma de l'île de Miyake-jima. Les coulées de 1940, 1963 et 1983 sont en gris. Les lignes du résistivimètre permanent continu sont représentées par une ligne noire épaisse. Les losanges localisent les sondages AMT de 1997-1998 (voir Fig. 2)</figcaption></figure>

Cette caldeira, d'environ 1 kilomètre de diamètre et de 250 m de profondeur, a continué de s'agrandir au cours des mois suivants. L'activité volcanique est devenue sporadique courant juillet. L'événement le plus important de l'activité du Miyake-jima fut une explosion hydro-magnétique le 18 août accompagnée d'un panache de cendres d'une hauteur de plus de 8 km. Les retombées cendreuses couvrirent plus du tiers de l'île. A partir d'août 2000 l'activité de surface s'est atténuée malgré la présence de fortes émissions de SO₂. En septembre 2000 la caldeira nouvellement formée était aussi large que celle d'Hatcho-Taira :

<figure><img src="image_103.png" /></figure>

1,4 km de diamètre.

La régularité plus ou moins prononcée des éruptions du Miyake-jima nous avait conduits à débuter les études d'électromagnétisme en 1995. Un réseau de mesures continues de l'intensité du champ magnétique terrestre (Sasai, et al., 1997, 2001) fut associé à des réseaux de mesures continues du champ tellurique à courte et longue base. Des cartographies de potentiel spontané (PS) (Nishida, et al., 1996) et des sondages audio-magnétotelluriques (AMT) furent progressivement entrepris pour déterminer la structure superficielle de l'édifice volcanique. Dans cet article nous nous concentrerons sur les résultats obtenus au moyen de sondages AMT pendant la période intercrises 1983-2000, de sondages électriques permanents de type Schlumberger faits l'année précédant l'effondrement du sommet, de cartographies et cheminements SP et d'une ligne PS d'un kilomètre de long mise à poste fixe dans la caldeira Hatcho-Taira.

## LA RESISTIVITE ELECTRIQUE DU VOLCAN AU COURS DE L'ERUPTION DE 1983

Des sondages magnétotelluriques dans la bande de fréquence ELF-VLF (8, 14, 21 hertz et 21 kilohertz) furent réalisés avant, pendant et après l'éruption fissurale d'octobre 1983 sur le flanc sud du volcan (figure 1) (Utada et al., 1986). En octobre 1980 un aquifère (40 Ωm) de dimension restreinte fut décelé dans la zone fumerollienne proche du cône de 1940 (sondage M6 sur la figure 2) entre 700 et 100 m d'altitude. Un mois après l'éruption d'octobre 1983 la résistivité avait diminué jusqu'à une valeur d'environ 4 Ωm. La gamme restreinte de fréquences des sondages n'a pas permis l'estimation de l'épaisseur des différentes structures qui composaient la partie superficielle du volcan.

<caption>**Fig. 2.** Schéma du sommet du volcan Miyake-jima (voir encart Fig. 1).</caption>

Mij et Sij représentent la localisation des sondages VLF-ELF de 1983 et AMT de 1997-98. Les lignes du résistivimètre permanent sont en trait noir (A1-B1, A2-B2, A3-B3). Le contour en pointillé figure la trace en surface de la structure de faible résistivité (isocontour de 50 Ωm). Les parties grisées délimitent les blocs glissés après formation de la caldeira du 8 juillet 2000.
Seul le sondage M26 a identifié trois couches de différences résistivités, avec un substratum à 150 m dans l'altitude. Utada et al. (1984, 1986) ont associé le résultat obtenu sur le sondage M26 à la limite orientale du système hydrothermal.

Entre 1983 et 1985 la fréquence de 8 hertz fut utilisée pour suivre les variations de résistivité aux points M6, M25, et M26 (Utada et al., 1986). En M6 la résistivité apparente a diminué de 100 Ωm avant l'éruption à 4 Ωm 8 mois après. Au cours des mois suivants elle est revenue vers des valeurs de l'ordre de 100 Ωm. Ce phénomène fut aussi observé à l'est (M 26) avec une amplitude moindre et un retard temporel de 3 mois. Ces observations furent interprétées par un réchauffement de l'aquifère et son déplacement jusqu'à une altitude de 400 m environ (Utada et al., 1986).

## SONDAGES AUDIO-MAGNETOTELLURIQUES DE 1997-1998

En 1997 et 1998 des sondages AMT ont été réalisés à l'intérieur et à la périphérie de la caldeira Hatcho-Taira. Une antenne de 400 Am² fut utilisée dans la bande de fréquence 70 kHz-1 kHz pour créer un champ électromagnétique artificiel suivant deux directions orthogonales. Pour chaque sondage l'antenne fut placée suffisamment loin du récepteur (capteurs magnétiques et électriques de mesure) pour assurer une onde électromagnétique émise plane. De 1 kHz à 0,1 Hz seul le champ électromagnétique naturel fut utilisé pour les sondages. Le récepteur était composé de deux capteurs magnétiques horizontaux et orthogonaux ($H_x$, $H_y$) associés à deux lignes orthogonales de champ électrique ($E_y$, $E_x$). Plusieurs acquisitions furent réalisées en chaque station afin de s'assurer de la qualité et de la validité des données. La direction de la composante électrique $E_x$ était N50°E (Figures 1 et 2). Le static-shift est resté peu significatif à l'intérieur de la caldeira Hatcho-Taira (Sasai et al., 2001).

Les inversions 1-D le long de profils approximativement NS (stations S08, S07, S11, S38 et S67) et NW-SE (stations S70, S66, S38 et S68) sont présentées sur la Figure 3. Les deux inversions montrent une région de faible résistivité électrique, inférieure à 50 Ωm, centrée sous le cône de 1940 et la partie occidentale du cratère O-Ana (Fig.s 2 et 3). Cette structure correspond très probablement à celle décelée en 1983 (Utada et al., 1984, 1986). Elle est créée par un système hydrothermal actif localisé sous la caldeira Hatcho-Taira. Le toit de la région de faible résistivité électrique se situe à environ 300 m de profondeur tandis que sa base se trouve sous le niveau de la mer (profondeur de 750 m pour un iso-contour de 50 Ωm). La zone de faible résistivité électrique est verticalement allongée et sa source se trouve sous la partie occidentale du cratère O-Ana à proximité du cône de 1940 (Fig. 2).

<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>Fig. 3. Inversion 1-D des sondages AMT de 1997-98 suivant une direction NS (haut) et NO-SE (bas).</figcaption></figure>

## MESURES DE RESISTIVITE ELECTRIQUE ENTRE 1999 ET 2000

En mai 1999 un appareil de mesure permanent de la résistivité électrique fut installé dans la caldeira Hatcho-Taira. Il mesurait la résistivité électrique apparente dans la direction Est-Ouest (Figure 2). La disposition des électrodes était du type Schlumberger (i.e. Parasnis, 1986). Trois lignes d'injection de longueur de 600, 1000 et 1400 m (A1-B1, A2-B2, A3-B3 sur la Figure 2) de même point central étaient couplées à deux lignes de réception de longueur de 100 et 150 m situées elles aussi au centre du dispositif. Toutes les 6 heures le système effectuait automatiquement les mesures de résistivité apparente. Les données étaient stockées sur un ordinateur de type PC. Pour chaque ligne d'injection un cycle de 10 injections de courant était programmé pour chacune des deux lignes de mesure.

Le courant injecté dans le sol était maintenu constant pendant toutes les séries de mesure. Les valeurs caractéristiques du système d'injection étaient respectivement de 800 volts et de 400 mA pour le potentiel et le courant d'injection.

Pour une même ligne d'injection les valeurs de résistivité électrique apparente obtenues sur les deux lignes de réception étaient presque identiques, aussi avons nous calculé la résistivité électrique moyenne à partir des 20 données de chaque ligne injection. Pour chaque résistivité apparente calculée l'écart type est demeuré inférieur à 5 % en valeur relative. Malheureusement le résistivimètre fut foudroyé en octobre 1999. Après calibrage et essais, il fut réinstallé une semaine avant l'éruption du 8 juillet 2000. L'équipement fut emporté dans l'effondrement du sommet le 8 juillet et les données continues furent perdues. Les valeurs obtenues pendant les tests de réinstallation le 3 juillet sont les seules disponibles.
## CARTOGRAPHIE DE POTENTIEL SPONTANE DE LA CALDEIRA HATCHO-TAIRA LE 4 JUILLET 2000

Des profils de mesures PS ont été réalisés le 4 juillet 2000 à l'intérieur de la caldeira Hatcho-Taira (Figure 6). Ce même jour des séismes volcaniques étaient enregistrés sous le sommet et provoquaient quelques effondrements des parois du cratère O-Yama. Des électrodes en Pb-PbCl₂ furent utilisées au cours des travaux de prospection (Petiau and Dupis, 1980). L'électrode de référence fut la même pour tous les profils. Les valeurs du potentiel étaient mesurées tous les 25 m le long de chaque cheminement. Chaque point de mesure était calé par un récepteur GPS (système de positionnement global) avec une précision sur l'ordre de 5 à 10 m. Pour minimiser les erreurs de mesure nous avons déroulé un même câble le long de chaque profil, la première extrémité étant fixée à l'électrode de référence (Michel and Zlotnicki, 1998). Le long de chaque profil l'homogénéité des mesures était régulièrement vérifiée ; la dispersion des mesures n'a pas excédé la dizaine de milliVolts (mV) dans un périmètre de l'ordre du mètre. Par ailleurs la dérive des électrodes n'a pas dépassé 5 mV entre le début des mesures et la fin des prospections.

Les profils PS réalisés en 1995 et 1996 montrent la partie centrale du volcan sujette à un puissant système hydrothermal tantis que les flancs du volcan sont progressivement affectés par un effet topographique (Nishida et al., 1996 ; Sasai et al., 1997). Cet effet topographique bien connu, dû à la circulation d'eaux souterraines au-dessus de la zone de vadose, exprime une diminution du potentiel quand l'altitude des mesures augmente. Cette relation linéaire était sur l'ordre - de 1.1 mV/m sur Miyake-jima. Par conséquent des données originelles de terrain de l'année 2000 ont été corrigées de ce coefficient pour isoler, en première approximation, les anomalies PS créées par l'activité hydrothermale (Figure 6).

<figure><img src="image_105.png" /><figcaption>Fig. 6. Cartographie de polarisation spontanée effectuée le 4 juillet 2000.</figcaption></figure>

Les contours sont espacés de 25 mV. Les points de mesures sont figurés par des croix. R est la station de référence. P1-P2 et P1-P3 sont les cheminements réalisés aussi en 1995. Le cheminement P4-P5 est représenté Fig. 1. La ligne continue entrecoupée de carrés libellés Ei figure la ligne PS permanente de 1 km de long.

<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>Fig. 4. Valeurs de la résistivité électrique apparente acquise toutes les 6 heures à partir des lignes d'injection de 600, 1000 et 1400 m.</figcaption></figure>

En 1999 les données de résistivité électrique apparente ont montré des variations progressives au cours du temps (Figure 4). Courant juin 1999 (jours 160-170) les résistivités apparentes sont demeurées pratiquement constantes autour des valeurs de 260, de 230 et 170 Ωm. Des variations progressives sont apparues à partir d'août 1999. En moins d'un mois les résistivités apparentes ont atteint des valeurs de 360, 230 et 180 Ωm. Enfin le 3 juillet 2000, les résistivités apparentes avaient drastiquement changé sur les lignes courtes (600 m) et longues (1400 m) où elles avaient atteint les valeurs moyennes respectives de 70 et 550 Ωm, (Figure 5). Ces résultats montrent qu'entre octobre 1999 et juillet 2000, la résistivité électrique, à l'intérieur et à l'extérieur du cratère O-Yama, avait fortement évolué. Par rapport aux mesures faites en mai 1999, la résistivité avait diminué de 20 % sur la ligne de 600 m tandis qu'elle atteignait plus de 3 fois sa valeur d'origine sur la ligne de 1400 m le 3 juillet 2000, soit 5 jours avant la formation de la caldeira.

<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>Fig. 5. En haut : Valeurs moyennes de la résistivité électrique apparente correspondant aux lignes d'injection de 600, 1000 et 1400 m. En bas : Modèles 1-D correspondants.</figcaption></figure>
La cartographie de polarisation spontanée au sommet du
volcan a été estimée en utilisant une loi de décroissance
des anomalies en fonction de l'inverse de la distance au
carré. Par rapport à la référence R, des anomalies positi-
ves de 150 mV se situent le long de la paroi du cratère O-
Yama, en particulier sur les bords ouest et sud (Fig. 6).
L'anomalie positive occidentale est localisée au-dessus de
la zone des fumerolles apparues au cours de l'éruption de
1962. L'anomalie positive méridionale était inconnue.
Deux grandes anomalies négatives sont identifiées à l'in-
térieur de la caldeira Hatcho-Taira avec une amplitude
inférieure à -225 mV pour l'anomalie ouest. Cette derniè-
re se situe au-dessus du cône de 1940, siège d'une activi-
té thermique notable au cours des 30 dernières années. A
l'est la faible anomalie négative couvre la dépression du
nord-est du cratère O-Yama.

EVOLUTION DU POTENTIEL SPONTANE
ENTRE 1995 ET LE 4 JUILLET 2000

En 1995 quelques profils PS avaient été effectués avec un
espacement de 200 m afin de définir les principales carac-
téristiques du système hydrothermal du Miyake-jima
(Nishida et al., 1996). Les mesures faites les 4 et 11 juillet
2000 le furent avec un espacement de 25 m. La compa-
raison des séries PS permet cependant d'évaluer les varia-
tions temporelles et spatiales produites par l'activité
hydrothermale au cours des 5 années précédant l'érup-
tion. Afin de comparer les séries d'un même profil une
fonction spline a été appliquée à chacune des séries PS
(Figure 7).

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>Fig. 7. Comparaison des anomalies PS en 1995 et 2000 le long des mêmes cheminements</figcaption></figure>

A : A travers la caldeira Hatcho-Taira du sud vers le nord.

B : Le long de la bordure sud de la caldeira Hatcho-Taira.

C : Le long de la route circulaire à une altitude moyenne de 400 m.

D : Amplitude maximale de l'anomalie PS le long d'une coupe N.NO-S.SE.

Le profil (P1-P2) débute au sud-ouest de la caldeira Hatcho-Taira et se dirige vers le nord (Figures 6 et 7a). Entre 1995 et 2000 une anomalie positive de 50 mV a pris naissance au nord-ouest du cratère O-Yama. Cette anomalie s'estompe au nord comme en 1995. Le second profil (P1-P3) encadre la paroi méridionale du cratère O-Ana (Figures 6 et 7b). Une puissante anomalie positive de près de 150 mV y est reconnue. Elle se localise exactement le long de la bordure sud de la caldeira qui va se former le 8 juillet 2000 et dont la profondeur sera maximale à cet endroit (environ 250 m). Deux kilomètres au sud du sommet du volcan (P4-P5) la variation PS entre 1995 et 2000 se résume à une anomalie positive de l'ordre de 30 mV répartie sur une distance de 1,5 kilomètre (Fig. 1 et 7c). Ces observations permettent de déterminer l'amplitude maximale moyenne de l'anomalie PS créée entre 1995 et 2000 en fonction de la distance du sommet d'O-Yama, le long d'une direction N.NW-S.SE (Figure 7d). L'amplitude maximale avoisine 150 mV avec une source localisée à environ 250 m au sud du sommet d'O-Yama, mais toujours à l'intérieur de la caldeira Hatcho-Taira.

SURVEILLANCE PS DE LA CALDEIRA
HATCHO-TAIRA ENTRE MAI 1999
ET JUILLET 2000

Une ligne PS longue de 1 km a été mise en place selon
une direction Est-Ouest au travers la caldeira de Hatcho-
Taira au cours du mois de mai 1999. Cette ligne était
composée de huit électrodes impolarisables au Pb-PbCl₂
(Petiau, G. and A. Dupis, 1980) enterrées à plus de 60 cm
de profondeur. Des mesures régulières de potentiel entre
les différentes électrodes et l'électrode E8 située à l'ouest
dans la caldeira furent réalisées (Figures 6 et 8). La locali-
sation des électrodes par rapport à la caldeira créée le 8
juillet 2000 était la suivante (Figure 6). Les électrodes E8
et E7 situées à l'extérieur du cratère O-Yama furent épar-
gnées par le premier effondrement caldeirique. E6 était à
l'ouest de la paroi occidentale du cratère O-Yama et E5 à
l'intérieur du cratère ; les deux électrodes ont disparu avec
la formation de la nouvelle caldeira. E4 et E3 étaient au
centre du cratère O-Yama ; les électrodes disparurent dans
l'effondrement. A l'est E2 et E1 étaient implantées à l'in-
térieur du cratère O-Yama ; elles furent temporairement
épargnées. Dans la suite nous ne discuterons pas les varia-
tions de courte période comme celle observée en juillet
1999 dans la différence E5-E8 ; elles ne sont basées que
sur une ou deux valeurs. Des variations de longue périod-
de sont observées sur toutes les électrodes : une décrois-
sance générale entre avril 1999 et Novembre-Décembre
1999 suivie d'une augmentation progressive du potentiel
à toutes les électrodes, excepté E5 (Figure 8).
<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>**Fig. 8.** En haut : Variations temporelles des différences de potentiel le long de la ligne PS permanente entre 1999 et juillet 2000. E8 est l'électrode de référence. En bas : Pluviométrie journalière.</figcaption></figure>

Ces variations semblables subsistent jusqu'en février-avril 2000 où les potentiels PS évoluent rapidement. Aux électrodes E6, E5, et dans une moindre mesure en E7, le potentiel commence à décroître ; la diminution atteint -55 mV dans la différence E6-E8. Aux électrodes E4 et E3, situées au centre du cratère O-Yama, le potentiel continue d'augmenter jusqu'à début juin, suivie par une décroissance progressive. Enfin le potentiel augmente après mars 2000 aux électrodes localisées aux deux extrémités de la ligne PS (E1, E2 (et E7)) : il atteint 75 mV dans la différence E2-E8.

Les enregistrements PS continus réalisés en plusieurs stations établies sur le volcan peuvent montrer une variation annuelle de quelques dizaines de mV/km due aux précipitations saisonnières (Zlotnicki et al., 2001). Entre 1996 et 2000 les minima et les maxima des variations PS annuelles se produisaient en avril et Octobre-Novembre. Par conséquent les variations observées sur la ligne PS permanente de 1 km de long ne peuvent être provoquées par des changements climatiques saisonniers (Figure 8).

Les valeurs de PS mesurées en mai 1999 informent sur l'état du système hydrothermal à cette époque et sur les circulations hydrothermales partiellement contrôlées par la structure du sommet du volcan (Figure 9c). Les valeurs identifient deux anomalies négatives. Celles-ci correspondent à l'infiltration d'eaux météoriques à l'intérieur des cratères et des caldeiras (i.e. Zlotnicki et al., 1998). Le plus souvent les transferts thermiques et les circulations hydrothermales ont lieu préférentiellement le long de ces interfaces. Sur le volcan de Miyake-jima les anomalies négatives PS sont clairement associées aux parois des cratères O-Ana et O-Yama ; la bordure de l'anomalie PS occidentale correspond à la limite ouest de la zone fumerollienne (électrodes E6 et E5) (Figures 2 et 9a). A l'est les électrodes E2 et E1 délimitent la bordure orientale du cratère O-Yama.

<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>**Fig. 9.**

A : Evolution temporelle de la PS entre Juin et décembre 1999.
B : Evolution temporelle de la PS entre décembre 1999 et juillet 2000.
C : Valeurs de l'anomalie PS observée en mai 1999 avec E8 comme référence.</figcaption></figure>

Les variations au cours du temps du potentiel peuvent se subdiviser en deux périodes, de mai à décembre 1999 et de décembre 1999 à juillet 2000, ce qui correspond à deux périodes distinctes de l'activité du système hydrothermal. Pour mieux discerner les variations PS celles-ci peuvent être comparées au cours du temps en prenant mai-juin 1999 comme temps de référence pour la première période (Figure 9a) et décembre 1999 pour la seconde (Figure 9b). Ce procédé supprime la partie statique du potentiel le long de la ligne PS associé à la structure du volcan et au régime quasi-stationnaire du système hydrothermal à cette époque.

Pendant la première période les valeurs PS correspondent à une augmentation des valeurs négatives du potentiel aux électrodes situées à l'intérieur de la zone du futur effondrement (Figure 9a). Les électrodes E6 et E3 pour lesquelles les valeurs de potentiel étaient toujours les plus faibles étaient localisées à proximité immédiate des parois de la future caldeira. Cette période reflète une augmentation du flux hydrique gravitaire le long d'interfaces (parois de caldeiras par exemple, voir la discussion). Ce comportement s'inverse après décembre 1999 (Figure 9b). Jusqu'à avril 2000 une augmentation progressive du potentiel, allant jusqu'à 50 mV, est enregistrée à toutes les électrodes excepté E5. Ce phénomène est associé à une réactivation de l'activité hydrothermale à l'intérieur du cratère O-Yama. Au-delà d'avril 2000 des variations plus accentuées apparaissent : des variations négatives sont de nouveau enregistrées à proximité du centre probable du futur effondrement (électrodes E6 à E5) tandis que des variations positives s'accentuent à l'est de la ligne permanente PS. Ces changements d'activité avant l'éruption, anomalies PS négatives, puis positives puis négatives indiquent des périodes où le flux hydrique gravitaire à l'intérieur de la zone de formation de la nouvelle caldeira est parfois contre balancé par des périodes de regain de l'activité hydrothermale.
La chute de la résistivité, de 360 à 70 Ωm, observée sur la ligne de 600 m entre septembre 1999 et juillet 2000, montre que les 150 premiers mètres de profondeur sous le cratère O-Yama sont devenus une zone de faible résistivité. Au cours de la même période la ligne de 1400 m de long, située à cheval sur le cratère O-Yama, indique une forte augmentation de la résistivité, passant de 180 à 550 Ωm. Si nous considérons le moment où les mesures PS sur la ligne permanente placée le long des lignes du résistivimètre continu montrent une augmentation progressive et temporaire de l'activité hydrothermale, les variations de résistivité sur les premiers 150 mètres de profondeur pourraient avoir débuté en décembre 1999.

Si nous intégrons les observations PS, les variations de résistivité électrique et celles du champ magnétique terrestre (Sasai et al., 2002 ; Zlotnicki et al., 2003), la stabilité de la température du sol et du débit des fumerolles (Kagiyama, communication personnelle), et la formation d'une cavité détectée par les levés gravimétriques les jours précédant l'éruption du 8 juillet 2000 (Kaidzu et al., 2000) nous pouvons proposer une interprétation des changements de l'activité du système hydrothermal avant l'éruption (Figure 10). Un regain progressif de l'activité hydrothermale s'est pro-

duit dans la partie méridionale du volcan Miyake-jima entre 1995 et 1999. Mais l'infiltration des eaux météoriques à travers la caldeira Hatcho-Taira et en particulier les cratères O-Yama et O-Ana est devenue le flux hydrique dominant les dernières années précédant l'éruption de 2000 contrairement à l'activité thermale observée au cours des dernières décennies à l'aplomb du cône de 1940 (Figure 10a). L'activité hydrothermale a favorisé l'argillisation des parois des cratères existants comme ceux d'O-Ana qui a contrôlé la forme initiale de la caldeira nouvellement créée. Jusqu'en décembre 1999 l'augmentation du taux d'infiltration des eaux météoriques, comparé à celui des fluides ascendants réchauffés, le long des parois du cratère O-Ana, déduites des mesures PS, pourrait être à l'origine d'une augmentation progressive de la résistivité apparente dans les premières centaines de mètres de profondeur (Figure 10b).Après décembre 1999 une faible réactivation du système hydrothermal a pris place le long des parois des cratères créant un flux hydrothermal ascendant le long de ces interfaces (Figure 10c). Ce phénomène s'est accéléré après avril 2000. Ce modèle d'écoulement pourrait avoir produit la zone de faible résistivité de 150 m d'épaisseur à l'intérieur du cratère O-Yama décelée le 3 juillet sur la ligne de 600 m de long du résistivimètre. Les 550 Ωm mesurés sur la ligne de 1400 m peuvent être interprétés par l'ouverture de fissures dans le volcan, et la formation d'une cavité au-dessus du niveau de la mer, entre le 26 juin et le 3 juillet, quand des séismes tectoniques de forte magnitude (<=6,4) se sont produits (Fig. 10d) (Kaidzu et al., 2000 ; Sasai et al., 2002). Les fluides du système hydrothermal sont alors draignés par gravité jusqu'à une profondeur de 1 ou 2 km où les séismes volcaniques sont localisés. Après la formation de la caldeira du 8 juillet les fluides sont à nouveau rapidement confinés en profondeur et réchauffés par un apport magmatique situé plus profondément. La pression intersti tielle dans les matériaux non consolidés au fond de la cal- deira peut dès lors augmenter rapidement et donner lieu à de fortes explosions phrétatiques comme celles du 14 juillet et du 18 août 2000.

<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Fig. 10. Schéma interprétatif de l'évolution du système hydrothermal avant l'éruption du 8 juillet 2000</figcaption></figure>

a1-a2 : Limite de la caldeira Hacho-Taira.

b1-b2 : limite du cratère O-Yama.

c1-c2 : Limite du cratère O-Ana.

Les lignes hachurées représentent l'emplacement du système hydrothermal déduit des inversions 1-D (isocontours 50 Ωm). La limite externe de la zone grisée délimite l'iso-contour 200 Ωm. Les flèches noires et grises représentent respectivement les flux gravitaires et ascendants. a, b, c, d, sont les périodes de changement de l'activité du système hydrothermal.

a : Etat quasi-statique initial. b : Déclin de l'activité.

c : Regain d'activité. d : Disparition du système hydrothermal et localisation d'un système hydrothermal résiduel en surface.
REMERCIEMENTS

Ce travail a été fortement soutenu par l'ambassade de
France à Tokyo, le ministère des affaires étrangères français,
par le programme international de la coopération scienti-
fique (PICS 470) et par la région Centre-Orléans (France).
Ce travail a été initié par le Laboratoire de Géophysique
d'Orléans, France (LGO-UMR 6530). Nous remercions vivement A. Mille et tous les étudiants qui ont participé à la
difficile installation du résistivimètre. Nous remercions V.N
Pham et M.J.S. Johnston de leurs utiles commentaires.

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Section 4.

# Géomagnétisme et Aéronomie

branche française
de l'association internationale
de géomagnétisme et Aéronomie
# Assimilation de données satellitaires et inversion de sources pour l'étude de la composition chimique atmosphérique

## SATELLITE DATA ASSIMILATION AND INVERSION OF SOURCES FOR THE STUDY OF THE CHEMICAL COMPOSITION OF THE ATMOSPHERE

C. CLERBAUX (1), A. HAUCHECORNE (1), S. BEKKI (1), C. GRANIER (1), M. PIRRE (2), B. SPORTISSE (3), J-P. ISSARTEL (3) et J-L. ATTIE (4)

(1) Service d'Aéronomie (SA) BP102 - Univ. Paris 6, 4 Place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05

(2) Laboratoire de Physique et Chimie de l'Environnement (LPCE), 3A Avenue de la Recherche Scientifique, 45071, Orléans Cedex 2

(3) Ecole Nationale des Ponts et Chaussées, Centre d'Enseignement et de Recherche en Eau, Ville et Environnement (CEREVE), Pole Air, 6-8 Avenue Blaise Pascal, Cité Descartes, 77455 Champs sur Marne

(4) Laboratoire d'Aérologie (LA), 14 Avenue Edouard Belin, 31400 Toulouse.

Human activities are at the origin of emissions of polluted gases that can perturb the chemical composition of the atmosphere and the climate. The measurements of the concentration of atmospheric constituents at global scale is needed to forecast long term consequences of these emissions. Several space missions embarking instruments dedicated to the observation of minor atmospheric species have been launched recently or will be launched in the near future.

The measurements of chemical species are obtained at the global scale with vertical, horizontal and time sampling depending upon the instrument. Data assimilation techniques allow to reconstruct in an optimal way 3D global field of atmospheric parameters starting from a limited data set. They are widely used in weather forecast models and starts to develop in the field of atmospheric chemistry. This paper presents the work made within the French scientific community to develop and implement data assimilation methods in chemistry, dynamics and transport models in order to improve our knowledge of the composition of the troposphere and the stratosphere, using available measurements of atmospheric species (from satellites, balloons and aircrafts).

The work presented here has been done in the frame of French National Program of Atmospheric Chemistry (PNCA) in a coordinated project "Satellite data assimilation and sources inversion for the study of the atmospheric chemistry". It is made in interaction with other PNCA projects, "Chemistry at large scale and chemistry-climate interaction" and "Emissions of chemical compounds and aerosols".

The first part describes studies on the chemical composition of the troposphere. The major scientific issues concern the evolution of the oxydation potentiel

of the troposphere, in particular:

- the impact of changes in emission of trace gases (CO, CH$_{4}$, hydrocarbons, ...);

- the influence of highly industrialized regions on the distribution of chemical species;

- the effect of biomass burning in the tropics. MOPITT (Measurement Of Pollution In The Troposphere) satellite data have been assimilated in a tropospheric Chemistry Transport Model (CTM) to obtain global fields of CO. MOPITT data will be also used to invert sources of CO and CH$_{4}$ by data assimilation techniques.

The second part presents development made to assimilate stratospheric ozone and minor species data in several CTM, using both variational and sequential assimilation techniques.

The third part concerns methodologic studies for the use of variational methods in data assimilation in CTM.

## INTRODUCTION

Les activités humaines produisent des émissions de polluants qui sont susceptibles de perturber la composition chimique de l'atmosphère et le climat. La mesure de la concentration des constituants atmosphériques à l'échelle globale est donc indispensable si l'on veut pouvoir prévoir les conséquences à long terme de ces émissions. Le présent article présente les travaux effectués au sein de la communauté française sur l'utilisation des techniques d'assimilation de données et d'inversion de sources. Leur objectif est d'améliorer notre connaissance de l'atmosphère terrestre en utilisant les mesures de concentration des constituants atmosphériques (satellites, avions, ballons) afin de contraindre les modèles atmosphériques, tant pour l'étude de la composition de la troposphère que pour l'étude de la chimie stratosphérique. Les techniques d'assimilation de données permettent de reconstituer de
façon optimale des champs globaux 3D de paramètres atmosphériques à partir d'un jeu limité de données. Ces techniques, utilisées depuis longtemps en météorologie, se développent rapidement dans le domaine de la chimie atmosphérique. Ces travaux sont réalisés dans le cadre d'un projet soutenu par le Programme National de Chimie Atmosphérique (PNCA) coordonné par C. Clerbaux. D'autre part ils sont réalisés en interactions avec d'autres projets soutenus par le PNCA :

* Chimie à grande échelle et interactions chimie-climat (coordinateurs D. Hauglustaine et V.H. Peuch);

* Emissions des composés chimiques et des aérosols (coordinateurs C. Granier et C. Liousse).

Les interactions entre ces projets sont présentées sur la Fig. 1.

## ETUDE DE LA COMPOSITION CHIMIQUE DE LA TROPOSPHERE

Sous l'influence des activités humaines, la composition chimique de la troposphère évolue et les concentrations de nombreuses espèces varient rapidement. La production d'énergie à partir des combustibles fossiles (charbon, pétrole), l'activité industrielle et agricole, le brûlage de la biomasse, conjugués à la croissance démographique continue, sont les principaux responsables de modification des émissions de constituants atmosphériques minoiraires qui régissent la composition chimique de la troposphère, comme le monoxyde de carbone (CO), le méthane (CH₄), les oxydes d'azote (NOₓ = NO + NO₂), les hydrocarbures et les composés soufrés. Les quantités supplémentaires de gaz en trace s'additionnent à celles générées par les processus naturels liés aux échanges avec la biosphère (sols, végétation, océans) et aux volcans [WMO, 1999; IPCC, 2001].

Les modifications de la concentration en constituants primaires (gaz émis au niveau de la surface terrestre) induisent des changements dans la concentration des constituants secondaires, qui sont produits par les réactions photochimiques qui se déroulent au sein de l'atmosphère, comme l'ozone (O₃) et le radical hydroxyle (OH). La concentration en OH détermine la capacité oxydante de l'atmosphère, c'est-à-dire son efficacité à détruire les polluants par des processus d'oxydation. Le contrôle des émissions (protocole de Kyoto, convention de Montréal) pour les pays industrialisés et l'accroissement de l'activité économique dans les pays en voie de développement vont induire des modifications importantes dans la distribution des constituants à l'échelle de la planète. En effet, toute modification dans l'émission d'un gaz trace induit des changements au niveau de la concentration en espèces oxydante (O₃ et OH), qui à leur tour affectent la durée de vie des polluants et leur distribution.

Les questions scientifiques majeures pour l'étude de la troposphère concernent l'évolution de sa capacité d'oxydation, en particulier :

* l'impact des modifications d'émission en gaz traces (CO, CH₄, NOₓ, hydrocarbures...);

* l'influence des régions fortement industrialisées sur la distribution des espèces ;

* l'effet des émissions liées au brûlage de la biomasse, en particulier dans les tropiques.

Pour étudier la composition de l'atmosphère, de nombreuses missions satellitaires comportant des instruments qui mesurent les concentrations en constituants atmosphériques ont été lancées ou sont proposées pour un lancement dans un futur proche. Les instruments spatiaux combinent sondages troposphériques, stratosphériques et haute-troposphère/basse-stratosphère, pour per-

<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>Fig. n°1 : Schéma des interactions entre les différents projets d'étude de la chimie atmosphérique</figcaption></figure>
mettre l'étude des distributions spatio-temporelles des constituants atmosphériques minoritaires à l'échelle globale. Dans la troposphère, les observations depuis l'espace par visée au nadir permettent de mesurer les concentrations des espèces troposphériques avec une bonne couverture géographique et temporelle, au détriment de la résolution horizontale/verticale et de la précision. De ce fait, certai-nes espèces à courte durée de vie, comme OH, ne sont pas mesurables depuis l'espace. Les campagnes de mesu-res locales (mesures sol et in-situ) et régionales (avion, bal-lon) sont en général plus précises, tant d'un point de vue de la résolution spatiale et temporelle que de l'incertitu-de liée à la mesure. Elles permettent d'une part de valider les mesures satellitaires, d'autre part d'accéder aux concentrations de constituants qui ne peuvent être détec-tés par un sondeur embarqué sur satellite. L'utilisation de modèles de chimie-transport atmosphérique (CTM on-line ou off-line, régionaux ou globaux) permet de combiner différents types de mesures pour étudier les processus phy-sico-chimiques qui régissent la composition atmosphé-rique, en utilisant des techniques d'assimilation de don-nées (pour contraindre le modèle par les mesures) ou de modélisation inverse (pour quantifier les sources d'émis-sion). Les instruments actuels fournissent des distributions d'ozone, de CO et de CH₄ et de NO₂ à l'échelle globale. Grâce à l'assimilation de données chimique, la mesure d'un des paramètres peut aussi apporter des informations sur les autres variables calculées et la distribution de cer-taines espèces chimiques non mesurées.

## CHIMIE TROPOSPHERIQUE

Les équipes impliquées dans ce projet ont déjà à leur disposition des données mesurées par satellite pour plu-sieurs gaz traces, et de nouvelles observations devraient être disponibles dans les prochaines années avec le lan-cement récent de ENVISAT et le lancement programmé de METOP (2005). L'instrument GOME/ERS2 nous permet d'avoir accès aux distributions à l'échelle globale des contenus intégrés troposphériques en ozone, ainsi qu'en dioxyde d'azote [Velders et al., 2001] et en formaldéhy-de. Ces données sont restituées et analysées dans le cadre du contrat européen POET (Precursors of Ozone and their Effects in the Troposphere). L'instrument IMG a volé à bord de la plate-forme ADEOS et a fourni des données pour la période novembre 1996 - juin 1997. L'analyse des spectres atmosphériques enregistrés en visée au nadir a permis la res-titution de colonnes totales de CO, CH₄ (Hadji-Lazaro et al., 2002) et ozone (Turquety et al., 2002). Grâce aux mesu-res satellitaires réalisées par l'instrument canadien MOPITT (Measurement Of Pollution In The Troposphere; (Drummond; 1992) à bord de la plate-forme US Terra depuis décembre 1999, nous disposons aussi maintenant de plusieurs mois de mesures à l'échelle globale de CO. En collaboration avec l'équipe MOPITT du NCAR (Lamarque et al., 1999; Katthatov et al., 2000) un modu-le qui utilise un schéma d'assimilation séquentielle avait été implanté dans le modèle de chimie-transport MOZART (Brasseur et al., 1998; Hauglustaine et al., 1998) (version 2, forcée par les vents NCEP) pour l'analy-

se des données IMG/ADEOS (Clerbaux et al., 2001). Ces travaux ont permis d'obtenir des distributions globales de CO contraintes par les valeurs observées. Ils ont mis en évidence la nécessité d'améliorer les distributions des émissions de CO associées à la combustion de la bio-masse dans le modèle et leurs cycles saisonniers. Les valeurs de rapport de mélange calculées en surface après assimilation des mesures IMG ont été validées avec les quantités mesurées par le réseau NOAA/CMDL durant les mêmes periodes.

Au cours de l'année 2002, ce schéma d'assimilation séquentielle (filtre de Kalman-Bucy) a été implémenté dans les modèles utilisés par notre groupe (MOCAGE/CNRM au LA et LMDz-INCA/IPSL au SA) avec l'aide deux chercheurs du NCAR (David Edwards et Jean-François Lamarque) qui ont séjourné en France fin 2001-début 2002. Il est constitué d'une librairie de sous-pro-grammes à modifier en fonction des données satellitaires à assimiler. Il est actuellement en cours de test pour l'a-nalyse des champs de CO fourni par l'instrument MOPITT. Une sortie du modèle MOCAGE après un jour d'assimilation de données est représentée Fig. 2.

Nous prévoyons en 2003 d'améliorer le code pour pouvoir l'utiliser sur des périodes de calcul plus longues. Les champs de CO calculés par chacun des modèles en utilisant un jeu de données commun seront comparés et analysés.

Les données MOPITT seront assimilées pour arriver à une distribution du CO aussi réaliste que possible afin d'étu-dier ensuite la redistribution du CO de la basse/haute tro-posphère tropicale vers les latitudes subtropicales [Edwards et al., 2003]. Une fois l'assimilation du CO de MOPITT effectuée, nous étudierons la sensibilité des HOₓ et de l'ozone simulés par le modèle régional Méso-nh (Lafore et al., 1998; Suhre et al., 2000) contraint par les résultats assimilés du modèle MOCAGE. La question est de savoir si on améliore vraiment la chimie du modèle et dans quelle proportion. Cette étude pourra se faire pendant la période de TRACE-P, expérience de validation de l'instrument MOPITT. Ainsi, nous pourrons comparer notamment des mesures in situ aux résultats Méso-nh avec ou sans contrainte.

Les travaux d'assimilation a l'échelle globale seront étendus à l'assimilation conjointe de l'ozone et de ses précurseurs pour une période déterminée à partir des mesures IMG (CO, CH₄, O₃) et GOME (NO₂). Comme le modèle comprend un cycle chimique complet, la distribution de OH pourra être obtenue puisque les réactions chimiques entre les composés observés correspondent aux principaux processus de production et de destruction photo-chimique de OH. Les champs de OH ainsi déterminés pourront être utilisés pour l'optimisation des sources par modélisation inverse. A plus long terme, le code d'assimilation pourra être utilisé pour l'assimilation de diverses espèces chimiques et des aérosols.

## INVERSION DE SOURCES

Au cours de l'année écoulée nous avons continué le développement d'une méthode numérique permettant de quantifier l'origine du monoxyde de carbone dans l'at-
mosphère. La technique du "tagine" ou "couleurs" permet de calculer en chaque point de l'atmosphère la contribution des différentes sources de CO (anthropique, combustion de la biomasse, sources océanique et biologique, oxydation du méthane et des différents hydrocarbures non-méthaniques). Cette technique, introduite dans les deux modèles de chimie-transport IMAGE (Muller et al., 1995) et MOZART, a permis de développer un schéma d'inversion bayésienne pour le composé chimiquement actif et de courte durée de vie qu'est CO. Les résultats obtenus avec les données du réseau de stations NOAA/CMDL (moyennes mensuelles pour la période 1990-1996) ont montré que les émissions de CO au dessus de l'Asie sont largement sous-estimées si on utilise les émissions de l'inventaire EDGAR-v2 comme a priori pour la période 1990-1996. Par ailleurs, cette étude a montré que la saisonnalité des émissions de CO dues au feux de biomasse au dessus des continents Africain et Sud-Américain issue des travaux de Hao et Liu (1994) ne correspond pas aux observations qui donnent un pic d'émission en septembre et non en octobre. Ces résultats sont présentés dans (Pétron et al., 2001). Nous avons récemment appliqué cette technique aux observations satellites du CO effectuées par l'instrument MOPITT. Les outils développés lors de la première étude d'inversion ont été adaptés pour ces nouvelles données et la technique d'inversion a été modifiée pour permettre des calculs plus rapides. Le nombre d'observations mensuelles est passé de 39 à près de 1500. La période couverte pour le moment par les données MOPITT est Mars 2000- Avril 2001. Nous travaillons avec les données MOPITT à 700 hPa. Les premiers résultats montrent la sensibilité de l'inversion aux émissions a priori.

Un effort particulier a été consacré à l'amélioration des

émissions dues au "biomass burning", tenant compte des données satellite de mesure des feux mais aussi de facteurs d'émissions révisés. Une comparaison des résultats avec les données CMDL va permettre de tester et valider notre approche.

En utilisant le schéma d'inversion bayésienne décrit ci-dessus, nous continuerons à travailler à l'inversion des sources d'émission de CO à partir des données de l'instrument MOPITT (fournies à 6 niveaux, utilisation des mesures aux stations du réseau CMDL et des mesures avions durant la campagne Trace-P pour la validation). La quantité d'observations disponibles rend le problème de l'inversion moins sous-contraint que pour l'étude utilisant uniquement les observations des stations CMDL. Toutefois, l'inversion reste sensible au transport dans le modèle. Nous préciserons l'impact des vents utilisés (NCEP, ECMWF) sur les résultats de l'optimisation. Dans cette étude, les propriétés statistiques de la matrice d'observation qui lie les sources de CO aux concentrations de CO aux points d'observations sont étudiées. Les conclusions de ce travail permettront d'améliorer la technique d'inversion tout en en précisant les limites.

D'autre part, des développements méthodologiques ont été entamés en utilisant la théorie des rétropanaches (Hourdin and Issartel, 2000). La théorie des rétropanaches est issue du domaine nucléaire où elle a été récemment développée pour identifier, à partir de mesures de concentration, la position des sources ponctuelles de contamination typiques de ce secteur : rejet ou accident de centrale, explosion militaire. Cette théorie établit essentiellement que l'information contenue dans une mesure de concentration d'un traceur linéaire peut être décrite et exploitée au travers d'un rétropanache qui se disperse vers le passé depuis le détecteur. Les traceurs

<figure><img src="image_113.png" /></figure>

Fig. n°2 : Champ de CO (800 hPa, ppbv) obtenu après un jour d'assimilation des données MOPITT dans le modèle MOCAGE.