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RAPPORT QUADRIENNAL DU CNFGG A L'UGGI

QUADRENNIAL REPORT OF CNFGG TO IUGG

SECTION 3 – VOLCANOLOGIE ET
CHIMIE DE L'INTÉRIEUR DE LA TERRE

SECTION 3 - VOLCANOLOGY AND
CHEMISTRY OF THE EARTH'S INTERIOR
Activités des équipes de recherche françaises

Ce rapport présente un résumé des principales recherches, principaux résultats et publications des équipes françaises en Volcanologie dans la période 2007-2010. Les recherches ont concerné différents aspects allant de la genèse des magmas, de leur différenciation et transfert, à la dynamique des éruptions volcaniques, aux processus de dégazage magmatique, aux panaches volcaniques, et à la prévision des éruptions et l'évaluation des risques. Des approches méthodologiques variées ont été utilisées, tant sur le terrain qu'en laboratoire. Les résultats, excellents, ont donné lieu à un grand nombre de publications dans des revues internationales à comité de lecture (246 publications de rang A en quatre ans, soit une moyenne de 3.1 publications par an, en auteurs ou co-auteurs pour les membres de la Section 3).

Summary of activities of French research teams

Here below are summarized the main activities, results and publications of French
research groups in the domain of Volcanology during the period 2007-2010.
Research activities have dealt with different aspects of magma genesis,
differentiation and transfer, eruption dynamics and processes, magma degassing
and volcanic plumes, eruption forecasting and volcanic hazard assessment, by using
various methodological approaches both in the field and in laboratory. Excellent
results have led to a great number of peer-reviewed publications in international
journals during that period (co-authoring of 246 A-ranked publications in four
years, i.e. an average of 3.1 publications per year, for the Section 3 members).
# Equipe de Volcanologie LMV-OPGC, UMR 6524, Clermont-Ferrand

## 1. Processus éruptifs et écoulements volcaniques

*Participants LMV permanents : T. Druitt, K. Kelfoun, J.-L. LePennec, C. Robin, O. Roche, P. Samaniego, J.-C. Thouret, B. van Wyk de Vries.*

**Objectifs.** Cet axe concerne la dynamique des éruptions (processus de conduit) et les mécanismes de mise en place des écoulements pyroclastiques, des lahars, et des avalanches de débris en combinant des travaux de terrain, expérimentaux et théoriques. Ce résumé se focalise uniquement sur nos travaux concernant les écoulements.

**Dynamique des écoulements pyroclastiques.** Nous avons effectué un programme d'expériences pour mieux comprendre le comportement physique de propagation et de sédimentation des mélanges denses air-particules (Figure 1). Nous avons montré que de tels écoulements se propagent comme des fluides inertiels, à la faveur d'une forte pression de fluide interstitiel, avant d'être en régime granulaire-frictionnel lors d'une courte phase d'arrêt [183, 334]. Dans le cas de mélanges obtenus avec des cendres volcaniques, nous avons déterminé : les lois d'échelle pour la distance parcourue par les écoulements en fonction de leur expansion initiale, le champ de vitesse interne des écoulements et le mode de formation des dépôts [75, 149]. Les travaux de modélisation numérique ont suivi deux approches. La première a consisté à déterminer des lois de comportement au premier ordre pour les écoulements pyroclastiques, en comparant des données de terrain avec des résultats théoriques pour des rhéologies données [234]. Il s'est avéré qu'un comportement plastique (friction constante) était le mieux adapté pour simuler des écoulements naturels. La seconde approche a consisté à développer un modèle numérique 2D, testé à l'aide d'expériences de laboratoire, pour des écoulements denses en tenant compte des interactions entre les particules solides et le fluide interstitiel [326]. L'ensemble des résultats de ces travaux expérimentaux et théoriques apporte des contraintes pour l'interprétation des mécanismes des écoulements pyroclastiques à partir des observations des dépôts [342].

**Mesure des propriétés des lahars.** Des données obtenues sur le terrain ont permis de mieux comprendre les régimes d'écoulement des lahars et constituent une base de données utile pour de futures simulations de ces phénomènes naturels [297, 116, 117]. Des mesures faites à l'aide de capteurs géophysiques ont permis de déterminer la profondeur, le débit, et la concentration en particules des lahars du Volcan Semeru (Java). Elles ont montré que ces lahars sont caractérisés par une initiation rapide puis par des bouffées instables, et que les particules sont le plus souvent concentrées vers le cœur de l'écoulement. De plus, les lahars incorporent du substrat ou bien sédimentent lorsque leur débit est respectivement élevé ou faible, pouvant ainsi causer d'importantes variations de leur volume.

<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Figure 1. Gauche : transition entre régime inertiel (t<450 ms) et frictionnel pour un écoulement air-particules (haut), déduite par comparaison avec un écoulement d'eau (bas). Droite : champs de vitesse dans des écoulements de cendres (E : expansion initiale), avec formation d'un dépôt basal (vitesse nulle).</figcaption></figure>

**Mécanismes des avalanches de débris.** Une première étude a porté sur une comparaison entre des résultats de simulations numériques et d'analyses structurales de dépôts naturels à partir d'images satellites haute résolution [158]. Il a pu être démontré que l'avalanche de Socompa (Chili) était constituée d'une partie interne au comportement fluide, expliquant ainsi sa forte mobilité, surmontée d'une croûte rigide cassante. Une seconde étude a été réalisée en couplant des expériences analogiques et des travaux sur le terrain (Mombacho, Chimborazo). Les expériences et les études de terrain ont mis en évidence les mécanismes par lesquels des structures préexistantes dans les édifices volcaniques peuvent contrôler le déclenchement des avalanches [284, 134, 190].
## 2. Processus volcano-tectoniques

Participants LMV permanents : P. Labazuy, J.-F. Lénat, O. Merle, JC Thouret, B. van Wyk de Vries.

**Objectifs.** Une thématique importante de l'équipe de volcanologie est la compréhension des dynamiques structurales de l'édifice liées à la gravité, la tectonique régionale, l'activité du magma (vidange et remplissage d'un réservoir, injections de magma dans les filons), le développement du système hydrothermal (altération des produits volcaniques par circulation de fluides chauds), les déstabilisations de flanc et l'action de l'érosion.

**Construction et destruction d'un volcan bouclier.** Le volcan bouclier de l'Ile de La Réunion sert de laboratoire naturel à notre groupe depuis plusieurs décennies. Pendant ce quadriennal, les résultats spectaculaires obtenus sur la formation et l'histoire de cette île océanique proviennent de la mise en œuvre et de la confrontation de multiples méthodes, principalement la tomographie sismique [261], l'analyse des anomalies magnétiques, gravimétriques et géo-électriques [223], la bathymétrie [171, 242], la géologie structurale [142, 325], la stratigraphie et la géochronologie des laves [241]. Ces méthodes ont permis (1) de montrer que l'étalement du panache mantellique de La Réunion a été canalisé entre deux failles transformantes parallèles, provoquant la formation d'un haut topographique prononcé, strictement limité au compartiment lithosphérique situé entre ces deux failles transformantes et se mettaient en place sous forme d'intrusion vis, (2) de mettre en évidence que ce volcan bouclier a été régulièrement affecté par de spectaculaires effondrements de flancs, dans toutes les directions, effondrements qui entourent les deux édifices volcaniques du Piton des Neiges et du piton de la Fournaise sur une superficie supérieure à l'Ile elle-même, (3) de tracer la limite interne entre le volcan des Alizés sous-jacent et sa superstructure constituée par

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>Figure 2. L'étude gravimétrique et l'analyse des données magnétiques permettent d'imager les complexes hypovolcaniques du Piton de la Fournaise et des Alizés (à gauche) et de visualiser l'extension en mer du flanc Est du volcan des Alizés (à droite).</figcaption></figure>

le Piton de la Fournaise, (4) d'imager en carte et en coupe les complexes hypovolcaniques denses du volcan des Alizés et du Piton de la Fournaise, (5) de préciser l'extension du système hydrothermal à l'échelle de la caldera de l'Enclos et de visualiser l'épaisseur des terrains résistants correspondants au remplissage de la caldera, enfin (6) de montrer que la morphologie actuelle de ce volcan dépend étroitement de l'interaction entre l'érosion et les épisodes volcano-tectoniques (calderas, paléo-canyons et remplissages par les coulées, glissements), la permanence et la constance de cette interaction au cours du temps étant une des caractéristiques essentielles de ce type de volcan bouclier.

**Formation des calderas.** Le modèle standard de formation des calderas implique la vidange du réservoir magmatique sous-jacent et l'effondrement du toit rigide dans l'espace ainsi libérée. Dans de nombreux cas, les volcans ne possèdent pas un réservoir de taille suffisante pour expliquer la formation des grandes calderas pluri-kilométriques, en particulier pour les volcans basaltiques. Un nouveau modèle structural, alternatif au modèle standard, a été proposé. Les études de polarisation spontanée révèlent que les calderas sont le siège d'une intense circulation de fluides hydrothermaux contrôlée par les discontinuités structurales [197]. Des modélisations analogiques ont montré que le cœur altéré d'un édifice volcanique pouvait fluer provoquant l'effondrement vertical du couvercle résistant et former des structures caldériques de grande taille [64, 324]. Ce nouveau modèle de formation des calderas a été appliqué à la caldera de l'Enclos au Piton de la Fournaise, ainsi qu'à d'autres volcans.

## 3. Dynamique et suivi des panaches de cendres volcaniques

Participants LMV permanents : F. Donnadieu, P. Labazuy, S. Moune, A. Harris, J.-L. LePennec, L. Gurioli.

**Objectifs :** Le Laboratoire possède une combinaison unique de techniques de télédétection sol et satellite très favorable à l'étude de la dynamique, de la charge et de la dispersion des panaches de cendres. Quelques résultats tirés des radars Doppler sol et de l'imagerie satellitaire MSG sont présentés.

**Quantifier la dynamique des panaches de cendres par radar Doppler sol.** La modélisation des signaux radar d'éruptions de l'Etna en 2001 a permis d'améliorer l'interprétation des signaux temporels et spectraux en termes de paramètres éruptifs. L'analyse statistique possible grâce à la continuité des enregistrements et la haute résolution temporelle, permet de caractériser les vitesses initiales et leur évolution, voire des flux de gaz minimums, la distribution spatiale des éjectas (uniforme vs. Gaussienne, [305]). L'inversion de la puissance
radar pour quantifier les masses de pyroclastes, les flux massiques, les concentrations particulaires, les énergies cinétique et thermique des explosions est un résultat majeur [150]. Il ouvre la voie à une quantification de la dynamique et de la charge des panaches de cendres, en particulier à l'Etna où un radar Doppler de l'OPGC effectue la surveillance continue des cratères sommitaux depuis 2009. Le couplage des méthodes géophysiques [232], géochimiques [327] et texturales [308] est un autre outil puissant pour donner une image plus complète de la dynamique éruptive, depuis les processus de dégazage en profondeur jusqu'à l'activité en surface. A l'Arenal les caractéristiques des signaux radars sont en accord avec le modèle de clarinette magmatique suggéré pour la genèse du tremor, mais l'association du radar avec des sismomètres LB et des capteurs acoustiques montre une grande variabilité des signaux [1025] et un caractère non systématique des corrélations et des répartitions d'énergie, qui conduisent à envisager des processus de dégazage plus complexes que ceux des modèles de conduit actuels (S. Valade, thèse en cours).

**Etude et surveillance de l'activité volcanique par télédétection spatiale et sol infrarouge.** Ce projet d'étude a été initié depuis 2006, en synergie avec les autres thématiques de télédétection spatiale et in-situ, développées au LMV. L'étude de l'éruption de l'Eyjafjöll (Islande) en avril-mai 2010 (Figure 3) est une démonstration claire de l'expertise de notre groupe en télédétection spatiale basée sur l'imagerie satellitale, dans l'infrarouge et l'ultraviolet, pour la caractérisation et la quantification des émissions volcaniques (cendres, aérosols, ...) liées à une activité éruptive.

<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>Figure 3. Distribution quantitative des produits volcaniques. L'inversion des données Météosat-SEVIRI IR permet l'estimation de divers produits volcaniques, comme (a) la concentration en cendres, (b) le rayon des cendres, (c) l'altitude du panache de cendres et (d) la teneur en SO₂.</figcaption></figure>

Les travaux engagés récemment (Y. Guéhenneux, thèse en cours) s'appuient sur les données à basse résolution spatiale et haute résolution temporelle des satellites géostationnaires, qui sont d'un intérêt majeur pour la surveillance quasi temps réel de l'activité volcanique. Les satellites météorologiques Météosat Seconde Génération (MSG), à très haute répétitivité temporelle (une image toutes les 15 minutes) et grande couverture spectrale, représentent de formidables outils pour la détection, la surveillance et l'analyse des anomalies thermiques volcaniques et des panaches de cendres volcaniques (Gouhier et al., soumis). Ce volet est renforcé par la formidable opportunité de disposer d'une série de données de référence unique, grâce à la base de données en cours de constitution au sein du Service d'Observation HotVolc à l'OPGC.

Un autre axe de recherche (Postdoc M. Gouhier) concerne la détection et l'estimation quantitative des produits de panaches volcaniques (cendres, eau/glace, SO₂, ...), par les méthodes d'analyse spectrale, dans les domaines de l'infrarouge et de l'ultraviolet. Les modèles d'inversion des données satellites, développés au LMV permettent l'estimation quantitative au premier ordre de la teneur des différents produits de l'éruption (Figure 3 ; Gouhier et al., soumis).

## 4. Géophysique volcanique : Transferts de magma

Participants LMV permanents. J. Battaglia, V. Cayol, J.-L. Froger, T. Souriot.

**Objectifs.** Cette thématique concerne la détection des transferts de magma et la compréhension des mécanismes qui gouvernent ces transferts. Pour cela, nous mesurons les déplacements et les accélérations du sol et les variations de gravité. Nous analysons également des données de géologie structurale. Afin d'interpréter ces différentes données, nous utilisons des méthodes combinant modélisations 3D et inversions ou des modélisations analogiques.

**Détection de transferts de magma.** La méthode principale utilisée au LMV pour la détermination des transferts de magma est la mesure des déplacements de surface par interférométrie radar (InSAR). Cette méthode permet de déterminer les déplacements sur de grandes surfaces avec une précision centimétrique. Les sites que nous avons étudiés avec cette méthode sont les suivants :

* Le Piton de la Fournaise (île de la Réunion). Ce volcan est l'objet d'une surveillance particulière puisque, depuis 2003, des images satellitales radar sont systématiquement acquises sur le volcan. Elles ont permis de caractériser les déplacements du sol associés à une vingtaine d'éruptions. Ces données, traitées dans le cadre du Service d'Observation OPGC VOLInSAR, sont mises à disposition de la communauté via l'interface web CASOAR (https://wwwobs.univ-bpclermont.fr/lmv/RV/casoar/), conçue pour la gestion
et la consultation de grandes bases de données.

o Sur le complexe volcanique Cordon del Azufre - Lastaria (Chili-Argentine), des données d'interférométrie radar ont permis de détecter une inflation de grande étendue dont la modélisation a montré qu'elle était due à la mise en pression d'une source magmatique profonde [82].

En parallèle, des données de sismicité très large bande sont utilisées pour déterminer les mouvements de magma. Toutefois, ces données sont surtout sensibles aux variations d'inclinaisons et il faut les utiliser en les combinant à d'autres données pour obtenir des interprétations fiables [205].

**Interprétations des données.** Afin d'analyser les mesures de déplacements, nous combinons des modélisations numériques 3D à des inversions par méthodes d'optimisation locales (algorithme de Levenberg-Marquardt) ou globales (proches voisins). Ces analyses ont été utilisées pour diverses études.

o Au Piton de la Fournaise, ces inversions ont été utilisées pour les éruptions qui se sont produites entre mars 1998 et juin 2000. Nous avons montré [301] qu'après une phase de propagation verticale, les dikes se propageaient latéralement à environ 1000 m sous la topographie (Figure 4). Il est probable que ces changements dans la direction de propagation du magma soient guidés par la présence d'un niveau de flottabilité neutre.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>Figure 4. L'analyse de données d'interférométrie radar par une méthode combinant modélisations 3D et inversions a permis de modéliser les dikes mis en place entre 1998 et 2000</figcaption></figure>

o Au Nyiragongo (Thèse C. Wauthier) pour l'éruption de février 2002, nous avons montré que les déplacements enregistrés par InSAR dans la région de Goma, étaient dus à l'action combinée du dike associé à la fissure éruptive, et d'un autre dike plus profond situé sous le lac Kivu.

Ces méthodes 3D sont précises mais lentes numériquement. Aussi, une autre méthode d'analyse des déplacements basée sur la superposition de sources ponctuelles, et faisant une hypothèse de faible topographie et de continuité des sources a été développée et testée pour l'étude des déplacements post-effondrement de 2007 de la zone sommitale du Piton de la Fournaise (Thèse A. Augier).

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# Groupe des Sciences de la Terre, LPS, CNRS-CEA, Saclay

*(rattaché à l'IPGP en en 2010)*

## Mécanismes et bilans de transferts des fluides magmatiques

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

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Les constituants volatils majeurs - H₂O, CO₂, S (SO₂, H₂S), et halogènes (Cl, F) - exercent une influence majeure sur les propriétés rhéologiques des magmas (viscosité, densité, température de liquidus) et, par leur exsolution sous forme des bulles de gaz lors de la remontée des magmas, constituent la force motrice des éruptions volcaniques. Les recherches ont été développées sur différents aspects : comportement des volatils dissous et des processus de dégazage magmatique, composition chimique et des flux émissions gazeuses volcaniques, géochimie des magmas à la frontière des plaques Africaine et Européenne, développement ou/et acquisition de nouveaux outils analytiques. Différents volcans actifs ont été étudiés, notamment l'Etna et le Stromboli, mais aussi des volcans de l'arc du Vanuatu (Yasur, Ambrym, Ambae), de l'arc des Antilles (St. Vincent, Grenade), le Piton de la Fournaise, et l'éruption 2010 de l'Eyjafjallajökull en Islande. Parmi les avancées majeures, on peut citer :

- La modélisation du comportement des volatils dissous et exsolvés dans les magmas en fonction de la pression, grâce à leur étude dans les inclusions vitreuses des cristaux d'olivine par microfaisceaux (microsondes électronique, ionique et nucléaire).

- La quantification des dégazages magmatiques par analyses couplées des volatils dans les magmas et des émissions gazeuses magmatiques en surface (outils spectroscopiques).

- Les développements analytiques : dosage quantitatif et rapide de l'eau dissoute dans les verres et inclusions vitreuses par micro-spectroscopie Raman, et dans les verres volcaniques et minéraux mantéliques par ERDA ; le dosage des éléments en trace des laves par ICP-MS sur des microquantités d'échantillon; et l'acquisition/utilisation d'un spectromètre infrarouge à transformée de Fourier en parcours ouvert (OP-FTIR) pour la mesure à distance et en temps réel de la composition chimique des gaz magmatiques pendant les éruptions.

Ces recherches ont été développées en collaborations avec différents partenaires français (CRPG, LMV, IPGP, LMPP, LSCE, IRD) et étrangers (notamment l'INGV et les Universités de Palerme et Pise, en Italie, DGMWR au Vanuatu, VSI en Islande), dans le cadre de projets ANR (EXPLANT, VOLGASPEC, Arc Vanuatu, MIME), de projets INSU, et de collaborations bilatérales. On en donne ci-dessous quelques illustrations.
# 1. Caractérisation des volatils dans les magmas

## 1.1 Spéciation du soufre en fonction de la composition et de l'état redox des magmas

Participants : Métrich N., Berry A. (Imperial College of London), O'Neill H. (ANU, Australie), Susini J. (ESRF)

La solubilité du soufre dans les magmas est liée directement à son état redox et représente un paramètre important à déterminer pour comprendre les processus géologiques (dégazage magmatique, formation des gîtes métallifères, géochimie des éléments chalcophiles..).

Les séries de mesures réalisées par micro-spectrométrie d'absorption X (μXANES*) au seuil K du soufre, sur la ligne ID21 de l'ESRF, ont permis d'identifier sans ambiguïté les espèces soufrées présentes dans les verres et les inclusions vitreuses silicatées. On a ainsi pu démontrer que la proportion de soufre dissous sous forme sulfate prédomine dans les magmas basaltiques d'arc, oxydés et riches en eau (Bonnin-Mosbah et al., 2002, Métrich et al., 2002). La spéciation du soufre semble plus complexe dans des inclusions basaltiques représentatives de magmas moins oxydés et saturés vis à vis du globule de sulfure. L'ensemble des spectres

acquis sur ces inclusions vitreuses montre la coexistence systématique de sulfate (S<sup>V</sup>) et sulfate (S<sup>I</sup>), la présence possible d'autres espèces soufrées, ainsi qu'un pic à 2469.4 eV, non identifié (Figure ci-contre).

Pour comprendre cette variabilité nous avons mené une étude systématique de la spéciation du soufre dans des verres de compositions variables (basaltiques à liquides riches en Ca-Na-Mg), synthétisés sous différentes conditions d'oxydation. Les verres synthétisés en conditions réductrices (log fO<sub>2</sub> -8.8 à -10.9; log fS<sub>2</sub> -1.9) à 1200-1400°C et 1 bar, sont caractérisés par un pic à 2476.3 eV, identifiant l'espèce sulfure. Dans les verres oxydés (log fO<sub>2</sub> -0.49 à -0.30; log fS<sub>2</sub> -0.18 à -0.31; log fSO<sub>2</sub> -1.5 à -2.1), le soufre est dissous sous forme sulfate (pic à 2482 eV).

Nous montrons aussi que l'espèce sulfite (S<sup>IV</sup>) est présente dans les verres très oxydés, mais peut aussi

résulter de la réduction des sulfates par photo-réduction en cours d'analyse (Métrich et al., 2009).

<figure><img src="image_25.png" /></figure>

## 1.2. Dosage quantitatif de l'eau dissoute par spectroscopie micro-Raman

Participants : Di Muro A, M. Mercier, Métrich N., O. Belhadj, D. Massare

H<sub>2</sub>O jouant un rôle majeur dans les processus magmatiques, il est essentiel de disposer d'un outil analytique permettant son dosage rapide et précis. Dans le cadre du projet et d'un doctorat (M. Mercier, 2009), l'analyse quantitative de l'eau dans les verres volcaniques par spectroscopie micro-Raman a été développée en trois étapes: a) quantification et calibration de l'influence des effets de matrice, dus à la composition complexe des verres volcaniques, sur les spectres Raman de l'hydrogène (H<sub>2</sub>O<sub>tot</sub>) mais aussi du carbone (CO<sub>2</sub>) dissous; b) inter-comparaison des résultats aux données jusque-là obtenues par spectroscopie FTIR; et c) application des nouveaux protocoles à l'analyse des produits vitreux de différents volcans. Les résultats ont donné lieu à 6 publications de rang A et à 5 communications à congrès internationaux.

Les effets de matrice ont été étudiés et calibrés sur une large série de verres de synthèse (>60 compositions différentes), produits pour la plupart à partir des matériaux naturels (Mercier et al., 2008, 2009, 2010; Di Muro et al., 2009, 2010). Ont été étudiés: des verres anhydres avec un degré de dépolymérisation croissant, couvrant la presque totalité du spectre de composition des magmas (à l'exception des magmas exotiques ultra-alcalins ou carbonatitiques); des verres anhydres mafiques avec un degré d'oxydation croissant; et des verres hydratés à moyenne-basse pression (<2 kb) et haute pression (jusqu'à 20 kbar), ayant des teneurs en eau (0.1-7 % poids) caractéristiques de la diversité des magmas naturels. Des verres siliceux (haplogranite) synthétisés à haute pression nous ont permis d'étudier la dissolution de H et C en fonction de la pression à composition constante (Ardia et al., 2011). Les résultats ont permis de quantifier, pour des verres naturels et synthétiques, l'effet sur la topologie des spectres Raman et infrarouges de plusieurs paramètres tels que : a) le degré de polymérisation, b) l'état redox du fer, c) la teneur en eau dissoute et d) la pression. Une équation générale a été formulée qui permet prédire avec précision la teneur en eau dissoute des verres naturels d'après les spectres micro-Raman (Mercier et al., 2009), en bon accord avec les mesures par spectroscopie FTIR (Figure ci-dessous). La méthode a été appliquée avec succès à différents magmas et produits (basaltes riches en fer; inclusions vitreuses vésiculées de l'andésite de Montserrat (Williamson et al., 2010); micro-cheveux de Pelé du Piton de la Fournaise; inclusions vitreuses du Yasur).
<figure><img src="image_26.png" /></figure>

Figure - Analyse de l'eau dissoute dans les verres volcaniques par spectroscopie micro-Raman : a) Calibration externe de l'intensité du pic H₂Oₜ (3550 cm⁻¹) dans les spectres Raman en fonction de la concentration en eau pour 6 verres synthétiques de composition différente (basanite à rhyolite); b) Inter-comparaison entre contenus en eau dans des verres naturels mesurés par spectroscopies micro-Raman et FTIR (Mercier et al., 2010).

## 2. Signature géochimique de la source des magmas

### 2.1 Etna (éléments traces, teneur en eau et rapport isotopique D/H)

Participants : Métrich N., Allard P.; Collaborations : E. Deloule (CRPG-Nancy), Kamenetsky V. (Univ. Tasmanie), Pompilio M. (INGV-Pise, Italie), Sobolev A. et Kuzmin D.W. (Max Planck Institute, Germany).

L'Etna est situé dans un contexte géodynamique complexe, à la frontière des plaques Africaine et Européenne et à l'arrière de la subduction ionienne. La source des magmas étnéens a fait l'objet de nombreux débats et publications. Pour approfondir cette question nous avons premièrement étudié le magma picritique riche en olivine (Fo90) de l'éruption explosive sub-plinienne datée à 3900 ans BP, l'un des magmas plus primaires de l'histoire récente du volcan. On montre que les roches totales et les inclusions vitreuses des olivines ont des teneurs en éléments en traces et des rapports entre ces éléments parfaitement comparables (Kamenetsky et al., 2007; Métrich et al., 2007). Ces picrites et les basaltes actuels ou historiques de l'Etna ont des rapports

Th/U et Ce/Th compatibles avec leur dérivation d'une source de mantélique de type OIB à affinité HIMU. Leurs rapports U/Nb, Sr/Nd et H₂O/Ce indiquent cependant une contamination de cette source par un fluide métasomatique (lié ou non à la subduction de la lithosphère ionienne), avec un enrichissement marqué du magma picritique en eau et CO₂ (Figure ci-contre). Les pressions de piégeage du liquide magmatique, comprises entre 400 et 500 MPa, correspondent à des profondeurs comprises entre le manteau et la croûte inférieure sous l'Etna.

Le rapport isotopique de l'eau dissoute dans les magmas étnéens a ensuite été mesuré par SIMS dans les inclusions vitreuses des olivines des du magma picritique de 3900 BP et dans

les basaltes primitifs produits par les deux puissantes éruptions de 2001 et 2002. Les résultats révèlent une eau magmatique enrichie en deutérium (δD ~ -30‰) comparée aux valeurs caractéristiques du manteau supérieur (δD ~ -60‰), indiquant une source enrichie en eau recyclée par subduction. De plus, l'évolution des δD en fonction de la pression permet de tracer les fractionnements isotopiques associés au dégazage en système fermé ou ouvert des magmas lors de leur remontée vers la surface (Allard et al., 2009 and in prep.).

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

### 2.2. Géochimie isotopique des magmas primaires de l'arc des Antilles (St Vincent, Grenade)

Participants : Bouvier A.S., Métrich N. Collaborations : E. Deloule (CRPG-Nancy), ANR-UD Antilles.

Ce travail est entrepris dans le cadre de l'ANR-UD-Antilles (2006-2008) a fait l'objet de la thèse d'Anne Sophie Bouvier co-dirigée avec E. Deloule. L'arc volcanique des Petites Antilles résulte de la subduction de la plaque Atlantique sous la plaque Caraïbes, à une vitesse relativement lente de 2 à 4 cm par an. Les laves sont à dominante andésitiques, les basaltes primaires riches en MgO (HMB) n'étant présents qu'au sud de l'arc. Les
magmas aux Antilles sont engendrés par la fusion d'un manteau type MORB modifié par des fluides provenant de la croûte océanique altérée et des sédiments subductés. Cependant, la nature des fluides contaminants issus de la plaque en subduction varie du nord au sud de l'arc et fait l'objet de débats. Nous avons donc étudié les magmas primaires de l'arc pour clarifier cette question. Les scories basaltiques magnésiennes (MgO ~ 12 à 15%) de Grenade et St Vincent (sud de l'arc) ont été échantillonnées puis, après sélection, ont été analysées pour leurs inclusions vitreuses les plus représentatives des magmas primaires (Figure 23). Les concentrations en H2O, Li, B, Cl, F et S des inclusions, ainsi que les compositions isotopiques de Li, B, O et S, ont été systématiquement déterminées par microsonde ionique (IMS 1270) au CRPG.

<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>**Figure 22** : Inclusions vitreuses et spinelles piégés par une olivine riche en MgO (Mg# 0.90) provenant de lapilli basaltiques (dépôts pré-Somma) de l'île de St Vincent</figcaption></figure>

**Figure 23** : Variations des teneurs en B et Li (a) et de δLi (b) dans les inclusions vitreuses piégées par les olivines Fo90 des basaltes de St Vincent. Les pôles représentés sont ceux des MORB, de la croûte océanique altérée (AOC) et des sédiments subductés.

Sont reportées les inclusions représentatives des magmas primaires (symboles pleins) et évolués par cristallisation (symboles) évidés

<figure><img src="image_29.png" /></figure>

Les résultats acquis sur les basaltes magnésiens de St Vincent sont extrêmement intéressants. Les inclusions ont des compositions très variables, compatibles avec la contamination d'une source type MORB par deux fluides : l'un issu de la déshydratation de la croûte océanique, et l'autre des sédiments subductés sous le sud de l'arc (Figure 22). Les teneurs en eau des inclusions, rapportés aux travaux expérimentaux (Pichavant & McDonald, 2007), permettent de contraindre les conditions de pression et température de genèse des magmas (Bouvier et al., 2008). Un travail identique mené sur les liquides primaires de l'île de Grenade, piégés en inclusions vitreuses, conforte ces observations nouvelles (Bouvier et al., 2010).

## 3. Comportement de la phase gazeuse et dynamismes éruptifs

Ce paragraphe regroupe et résume différents travaux effectués sur les dégazages magmatiques et les dynamismes éruptifs, étudiés tant à partir des abondances et du comportement des éléments volatils dissous dans les magmas, qu'à partir des mesures de composition chimique et de flux massique des émissions gazeuses volcaniques en surface.

### 3.1 Mécanismes à l'origine de l'activité explosive et des paroxysmes du Stromboli. Dualité magma/gaz.

Participants : P. Allard, N. Métrich, A. Di Muro, O. Belhadj, D. Massare. Collaborations : A. Bertagnini, P. Landi, M. Burton (INGV-Pise, Italie), M. Rosi (Univ. Pise, Italie), A. La Spina, F. Murè (INGV-Catane, Italie), A. Aiuppa (CFTA, Univ. Palerme, Italie)

Stromboli est fameux pour son activité explosive récurrente (activité strombolienne) qui, chaque 10 à 20 minutes, donne lieu à des jets de gaz et de scories denses (riches en cristaux : 50% de plagioclase, pyroxène, olivine) aux cratères sommitaux, et ceci depuis environ 1500 ans. Cependant, Stromboli produit aussi des paroxysmes explosifs isolés, particulièrement dangereux, dont la fréquence moyenne varie de 1 à 3 par an pour les explosions 'majeures', et de 1-2 par décennie pour les plus violents paroxysmes de type vulcaniens. Une caractéristique unique et commune à ces paroxysmes est l'éruption, sous forme de ponce aphyrique et vésiculée, du basalte shoshinitique riche en gaz qui alimente le volcan (Bertagnini et al., 2003; Métrich et al., 2005).

Nos travaux ont permis de caractériser la source (profondeur) des différents évènements explosifs du Stromboli et de proposer des modèles quantitatifs pour leur genèse.
L'activité explosive strombolienne est engendrée par l'ascension puis la rupture de poches de gaz (slugs) formées en profondeur par coalescence de bulles plus petites. La profondeur d'origine de ces poches de gaz était estimée à environ 250-400 m sous les cratères d'après les signaux sismiques et acoustiques associés aux explosions. Or, nos mesures des gaz par spectroscopie infrarouge à transformée de Fourier en parcours ouvert (OP-FTIR) ont permis de montrer (i) que les slugs gazeux responsables des explosions étaient notablement enrichis en CO₂ par rapport au dégazage calme persistant (Figure ci-dessous) et (ii) se forment à des profondeurs allant de 1 à 3 km sous les cratères, soit entre la base du volcan et le niveau de la mer, bien supérieures aux estimations admises jusque là. Ces résultats ont été publiés dans Science (Burton et al., 2007).

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>**Figure 10** : Analyse OP-FTIR à distance (240 m) de la composition chimique des gaz émis pendant et entre les explosions récurrentes du Stromboli (1 spectre chaque 4 sec). Variations de concentrations (et rapports) des espèces gazeuses lors des explosions (pics d'intensité radiative) et des bouffées de gaz ('puffs'). (Burton et al., 2003, 2007)</figcaption></figure>

La genèse des paroxysmes explosifs a fait l'objet d'études minutieuses de leurs produits solides et des volatils piégés dans les inclusions vitreuses de leurs cristaux d'olivine (Bertagnini et al., 2008 ; Francalanci et al., 2008 ; Landi et al., 2008 ; Métrich et al., 2010 ; Aiuppa et al., 2010). Il en ressort un modèle de remontée rapide de 'blobs' de magma primitif, riche en gaz (≥3% poids de H₂O+CO₂+S+Cl), depuis des pressions de 240-250 MPa (environ 7-8 km de profondeur sous le sommet du volcan). Ce modèle rend bien compte des explosions paroxysmales historiques mais aussi de l'explosion paroxysmale du 5 Avril 2003.

Toutefois, sur la base de différentes observations et d'un modèle de dégazage du magma basaltique basé sur le comportement des volatils en fonction de la pression, un modèle alternatif a été proposé (Allard, 2010) qui fait jouer un rôle moteur au dioxyde de carbone exsolvé et accumulé en profondeur. Les explosions majeures, mais aussi certaines explosions paroxysmales au moins, seraient principalement déclenchées par de larges poches de gaz riches en CO₂ accumulées aux discontinuités du système d'alimentation. Ce modèle est compatible avec les anomalies de tremor sismique décelées une quinzaine d'heures avant le paroxysme du 5 Avril 2003 (Pino et al., in press), ainsi qu'avec des variations de flux de CO₂ enregistrées depuis quatre ans avant chaque explosion 'majeure' (Aiuppa et al., soumis). Il est possible, cependant, que les deux mécanismes proposés opèrent
séparément ou simultanément selon les circonstances et la profondeur de genèse des paroxysmes, les différences portant sur les rôles respectifs de la phase gazeuse et du liquide magmatique.

## 3.2 Processus et bilans de dégazage magmatique dans l'arc du Vanuatu (Yasur et Ambrym)

Participants : P. Allard, N. Métrich, A. Di Muro, O. Belhadj, D. Massare, G. Sawyer. Collaborations : P. Bani, B. Pelletier (IRD, Noumea), Bertagnini, M. Burton (INGV-Pise, Italie), A. Aiuppa, F. Parello (CFTA, Univ. Palerme, Italie), E. Garaebiti (DGMWR, Vanuatu)

Les dégazages magmatiques aux deux volcans Yasur (trachyandésite) et Ambrym (basalte) ont été étudiés en détail dans le cadre des contrats ANR 'Arc Vanuatu' et 'Volgaspec' (2007-2010).

### Yasur :

L'analyse des produits solides anciens et actuels du complexe volcanique à caldera Siwi-Yasur (ignimbrite de Siwi, produits explosifs du Yasur depuis 1400 ans) et de ses émissions gazeuses nous a permis de démontrer (Métrich et al., 2008, 2009, 2011; Allard et al., 2008, 2011 et en prép.): (i) son alimentation, depuis au moins 2 millions d'années, par un même basalte parent, relativement anhydre, qui se différencie en magma trachyandésitique par 50% de cristallisation fractionnée; (ii) un dégazage continu, partiellement ouvert du magma trachyandésitique (1107±15°C) entre 5-4 km de profondeur et la surface, associé à un flux de chaleur intense; (iii) un flux total de $15 \times 10^3$ tonnes/jour de gaz magmatique (97 mol% d'H$_2$O), dont ~700 tonnes/jour de SO$_2$ et 165 tonnes/jour de HCl, qui, normé aux teneurs pré-éruptives en soufre et chlore dissous, implique un taux moyen d'alimentation en basalte de 0.05 km$^3$/an; enfin, (iv) l'accumulation de 26 km$^3$ de magma trachyandésitique dégazé en 1000 ans sous la caldera de Siwi, qui suffirait amplement à expliquer la résurgence cumulée (2.8 km$^3$) du horst du Yenkahe dans le même temps (Figure 1, ci-dessus).

<figure><img src="image_31.png" /></figure>

### Ambrym :

Des investigations fines ont été menées (i) sur le contenu en volatils des basaltes du volcan Ambrym (H$_2$O-CO$_2$-S-Cl-F dissous en inclusion vitreuses des olivines) et (ii) sur les gaz émis par ce volcan à lac de lave (Post-doc ANR Volgaspec de G. Sawyer). Les inclusions ont été analysées par spectroscopie micro-Raman (H$_2$O), microsonde nucléaire (CO$_2$) et microsonde électronique (éléments majeurs, S, Cl et F). Les résultats obtenus, les tout premiers sur ce volcan, révèlent: (i) une grande homogénéité chimique des liquides basaltiques d'Ambrym, vérifiée par l'analyse des roches totales; (ii) l'existence, cependant, de liquides calciques riches en volatils (olivine Fo88), communs à d'autres volcans d'arc mais dont l'origine reste mal comprise; (iii) des concentrations massiques relativement modestes en CO$_2$ (0.1%), H$_2$O (1.2%), S (0.15-0.17%) et Cl (~0.1%) des liquides basaltiques les moins évolués (olivine Fo83); et (iv) une exsolution rapide, lors de la décompression, du CO$_2$ par rapport à l'eau et du soufre par rapport au chlore (Figure ci-contre qui va faire varier les rapports entre ces espèces dans la phase gazeuse en fonction de la pression.

<figure><img src="image_32.png" /></figure>

Figure – Inclusions vitreuse dans les olivines des basaltes d'Ambrym: évolution du rapport soufre sur chlore lors de la décompression et différenciation (P$_2$O$_5$) du liquide basaltique

Les pressions totales de fluides calculées à partir des teneurs en CO$_2$ et H$_2$O dissous indiquent une alimentation à plus de 6 km de profondeur (olivine Fo83) et un réservoir magmatique superficiel situé à ~4 km sous le volcan, en bon accord avec les premières données sismiques existantes (Legrand et al., 2005). C'est ce réservoir qui alimente le dégazage continu et l'activité à lacs de lave d'Ambrym (Allard et al., 2009, et en soumission), dont la composition a pu être mesurée pour la première fois par spectroscopie OP-FTIR (Figure page suivante).
Les flux de gaz, normés au flux de SO$_2$ mesuré par spectroscopie DOAS aéroportée, montrent qu' Ambrym est l'un des plus forts émetteurs volcaniques de matière volatile dans l'atmosphère, produisant environ 10% des flux volcaniques globaux de SO$_2$, HF, Cu, As, Se, $^{210}$Po et $^{210}$Pb (Allard et al., 2008,2009, et en soumission) et une fraction importante du budget total en SO$_2$ de l'arc du Vanuatu (Bani et al., en révision). Combinés aux analyses du soufre dissous en inclusions vitreuses, les flux de SO$_2$ permettent de calculer un taux d'alimentation magmatique moyen de 10 m$^3$/s (Allard et al., 2009).
<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Figure – Composition chimique des gaz magmatiques émis par le lac de lave basaltique du volcan Ambrym, Vănuatu, enregistrée chaque 4 secondes par spectroscopie OP-FTIR (Allard et al., en soumission).</figcaption></figure>

## 3.3 Un archétype des éruptions basaltiques dues à la propagation latérale de dykes d'origine profonde: l'éruption de l'Etna en février-avril 1974

Participants: N. Métrich, P. Allard, Fourmentraux C. ; collaborations: R. Corsaro, D. Andronico, L. Miraglia (INGV, Catania, Italy)

L'Etna, comme les autres stratovolcans basaltiques, produit des éruptions latérales, dont les coulées de lave constituent un risque majeur pour les populations avoisinantes. Ces éruptions résultent de la propagation du magma dans des fractures (dykes) qui, soit drainent les conduits centraux, soit se propagent depuis un réservoir sous le volcan indépendamment des conduits centraux. Quelques rares éruptions appartenant à cette seconde catégorie ont eu lieu en 1763, 1974, 2001 et 2002. Elles ont eu en commun une très forte explosivité et la particularité d'avoir produit des magmas riches en gaz et très peu cristallisés. Appelées 'excentriques', ces éruptions peuvent cependant se produire en différents points du volcan, selon le lieu et l'altitude d'émergence des dykes. L'origine et les conditions de remontée de leurs magmas restent de plus mal connues. Ceci nous a conduit à étudier en détail les produits de l'éruption latérale de 1974 (1650 m, sur le flanc ouest), évènement 'clef' dans l'histoire de l'Etna en raison de son explosivité, de son déroulement en deux phases séparées, et surtout de la composition anormale de son magma basaltique, enrichi en alcalins (K, Rb), en $^{226}$Ra et strontium radiogénique. L'éruption fut précédée et accompagnée par deux fortes crises sismiques. Elle a produit $4.5 \times 10^6 \text{ m}^3$ de lave et formé deux nouveaux cônes de scories (Mt. De Fiore I et II, Figures 6-7).

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>**Figure 6 :** Vue du Nord Est du cône de scories (Mt. De Fiore II) construit en ~3 jours
Projection de lambeaux de lave incandescente et de cendres (Photo: B. Puglisi)</figcaption></figure>

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>**Figure 7 :** Inclusions vitreuses piégées par une olivine des scories de Mt Fiori</figcaption></figure>

Nous avons repris et développée l'étude minéralogique et géochimique des laves et scories de l'éruption, ainsi que celle des inclusions vitreuses de leurs cristaux d'olivine (Figure 7). Combinés aux données sismiques, les résultats obtenus nous permettent de démontrer que l'éruption de 1974 a résulté successivement de : (i) la fracturation tectonique du flanc ouest du volcan puis de la croûte profonde, (ii) la décompression du système d'alimentation intermédiaire et la nucléation, à environ 15 km de profondeur, d'un dyke qui s'est propagé vers la surface à une vitesse moyenne de l'ordre du centimètre par seconde, et enfin (iii) la remontée rapide, en système fermé du magma et des gaz jusqu'à faible profondeur (1 km) sous le site de l'éruption. La richesse initiale en eau (3% poids) du basalte et son ascension rapide ont empêché la cristallisation du plagioclase. La composition du basalte démontre l'injection d'un nouveau magma enrichi en alcalin dans le système d'alimentation de l'Etna, mélangé à 75%/25% au magma préexistant, qui fut émis pour la première fois en 1974. Pour cette éruption, archétype des éruptions 'excentriques' de l'Etna, nous proposons une nouvelle nomenclature qui peut être généralisée à d'autres volcans basaltiques (Corsaro et al., 2009).
# 4. Autres activités

## - Traçage isotopique de la source des magmas ou/et des interactions fluides magmatiques/aquifères par les isotopes de l'hélium

* Premières analyses isotopiques de l'hélium dans les fluides volcaniques hydrothermaux de l'archipel des Açores (Jean-Baptiste et al., EPSL 2009 ; collab. avec l'Univ. des Açores et programme CNRS-JNICT).

* Premières analyses isotopiques de l'hélium dans les fluides et les olivines de l'arc volcanique du Vanuatu (Jean-Baptiste et al., 2009, et en cours).

* Etude des eaux thermales de Tunisie et premières analyses isotopiques de l'hélium dissous (Fourré et al., en révision; collaboration avec l'Univ. Al Manar de Tunis).

## - Spéciations et flux volcaniques de mercure

* Soufrière de Guadeloupe et Italie (Bagnato et al., 2008, 2009)

* Flux volcaniques globaux (Bagnato et al., 2010)

## List of publications

### 2010

Aiuppa, A., Bertagnini A., Métrich N., Moretti R., Liuzzo M., &. Tamburello G. (2010) A model of degassing for Stromboli volcano. *Earth Planet. Sci. Let.* 295, 195-204, doi: 1.1016/j.epsl2010.03.040

Allard P. (2010) A CO₂-rich gas trigger of explosive paroxysms at Stromboli basaltic volcano. *J. Volcan. Geotherm. Res.*, 189, 363-374.

Bagnato E., Aiuppa A., Parello F., Allard P., Shinohara H., Liuzzo M., Giudice G. (2010) New clues on the contribution of Earth's volcanism to the global mercury cycle. *Bull. of Volcanology*, DOI 10.1007/s00445-010-0419.

Bouvier A.-S., Deloule E. & Métrich N. (2010) Fluid inputs to magma sources of St. Vincent and Grenada (Lesser Antilles): new insights from trace elements in olivine-hosted melt inclusions. *J. Petrol.* 51/8, 1597-1615, doi:10.1093/petrology/egq031.

Bouvier A.-S., Métrich N., & Deloule E (2010). Light elements, volatiles, and stable isotopes in basaltic melt inclusions from Grenada, Lesser Antilles. Inferences for magma genesis. *Geochim. Geophys. Geosyst*, 11, Q09004, doi: 10.1029/2010GC003051.

Mercier M., Di Muro A., Métrich N., Giordano, D., Belhadj O., Mandeville C. W. (2010). Spectroscopic analysis (FTIR, RAMAN) of water in mafic and intermediate glasses and glass inclusions. *Geochim. Cosmochim. Acta* 74, 5641-5656, doi: 10.1016/j.gca.2010.06.020.

Métrich N., Bertagnini A., Di Muro A. (2010) Conditions of Magma Storage, Degassing and Ascent at Stromboli: New Insights into the Volcano Plumbing System with Inference on the Eruptive Dynamics. *J. Petrol.* 51/3, 603-626.

Métrich N. and Mandeville C.W. (2010) Sulfur in magmas. *Elements* 6, 81-86.

Métrich N., Allard P., Aiuppa A., Bani P., Bertagnini A., Belhadj O., Di Muro A., Garaebiti E., Massare D., Parello F., and Shinohara H. (2010) Magma and volatile supply to post-collapse renewed volcanism and block resurgence in Siwi caldera (Tanna island, Vanuatu arc). *Journal of Petrology*, in press.

Pino A., Moretti R., Allard P., Boschi E., Seismic precursors of a basaltic paroxysmal explosion track deep gas accumulation and slug upraise. *J. Geophys. Research – Solid Earth*, 2009JB000826R, in press.

Williamson B.J., Di Muro A., Horwell C.J., Spieler O., and Llewellin (2010) Injection of vesicular magma into an andesitic dome at the effusive-explosive transition. *Earth and Planetary Science Letters*, 295, 83-90.

### 2009

Bagnato M., Allard P., Parello F., Aiuppa A., Calabrese S., Hammouya G. (2009) Mercury gas emissions from La Soufrière volcano, Guadeloupe (lesser Antilles). *Chemical Geology*, 226, 276-282.

Catinon M., Ayrault S., Clocchiatti R., Boudouma O., Asta J. Tissut M., Ravanel P. (2009) The anthropogenic atmospheric elements fraction: A new interpretation of elemental deposits on tree barks. *Atmos. Env.* 43, 1124-1130.

Corsaro R.A., N. Métrich, P. Allard, D. Andronico, L. Miraglia, C. Fourmentraux (2009) The 1974 eruption of Mount Etna: a milestone in the recent volcano evolution and an archetype for sub-volcano dyke (SVD) eruptions on basaltic strato-volcanoes. *J. Geophys. Res. Solid Earth*, 114, B07204, doi:10.1029/2008JB006013.

Di Muro A., Métrich N., Mercier M., Giordano G., Massare D. & Montagnac G. (2009) Micro-Raman Determination of Iron Redox State in Dry Natural Glasses: Application to Peralkaline Rhyolites and Basalts. *Chem. Geol.* 259, 78-88

Jean-Baptiste P., Allard P., Fourré E., Ferreira T., Coutinho R., Queiroz G., Gaspar J. (2009) Helium isotopes in hydrothermal volcanic fluids of the Azores Archipelago. *Earth Plan. Sci. Letters*, 281, 70-80.

Mercier M., Di Muro A., Giordano D., Métrich N., Lesne P., Pichavant M., Scaillet B., Clocchiatti R., & Montagnac G. (2009) Influence of glass polymerisation and oxidation on microRaman water analysis in alumino-silicate glasses. *Geochim. Cosmochim. Acta* 73, 197-217. doi:10.1016/j.gca.2008.09.030.

Métrich N., A. J. Berry, H. St. C O'Neill & J. Susini (2009) Oxidation state of sulphur in synthetic and natural glasses determined by X-ray absorption spectroscopy. *Geochim. Cosmochim. Acta.* 73, 2382-2399. doi:10.1016/j.gca.2009.01.025.
2008

Allard P., Aiuppa A., Burton M., Caltabiano T., Federico C., Salerno G., La Spina A. (2008) Crater Gas Emissions and the Magma Feeding System of Stromboli Volcano. In: Learning from Stromboli Volcano: insights from the 2002-2003 eruption (eds. S. Calvari, S. Inguaggiato, G. Puglisi, M. Ripepe, M. Rosi), *AGU Geophys. Monograph. Series*, vol. 182, Washington DC, Chap. 1.5, 65-80.

Allard P., Aiuppa A., Bani P., Parello P., Shinohara H., Gauthier P-J., Bagnato M., Bertagnini A., Métrich N. (2008) Magma-derived Volatile Emissions from Ambrym and Yasur Volcanoes (Vanuatu Arc). IAVCEI Gen. Assembly, Reykjavik, Iceland, 17-23 August 2008, 513 (invited talk).

Allard P., Métrich N., Deloule E., Spilliaert N., Mandeville C. (2008) Water and Sulfur Isotopic Ratios of Olivine-hosted Melt Inclusions in Primitive Etna Basalts: Magma Degassing Processes and Volatile Source(s). RST-2008, Nancy, 8-e.

Bagnato E., Aiuppa A., Parello F., D'Alessandro W., Allard P., Calabrese S. (2008) Mercury concentration and speciation in volcanic aquifers: measurements in Italy and Guadeloupe (West Indies). *J. Volcanol. Geotherm. Res.*, 179, 96-106.

Bertagnini A., Métrich N., Francalanci L., Landi P., Tommasini S., & Conticelli S. (2008) Volcanology and magma geochemistry of the present-day activity: constraints on the feeding system. In: Learning from Stromboli, (eds. S. Calvari, S. Inguaggiato, G. Puglisi, M. Ripepe, M. Rosi), *AGU Geophys Monograph*, vol. 182, Washington DC, pp. 399-416.

Bouvier AS, Métrich N, & Deloule E (2008) Slab-derived fluids in magma sources of St Vincent (Lesser Antilles Arc): volatiles and light element imprints. *J. Petrology* 49, 1427-1448, doi:10.1093/petrology/egn031.

Burton M., Allard P., Murè F., La Spina A. (2008) Lessons learnt from 8 years of FTIR measurements on Mt. Etna. Europ. Geophys. Union Assembly, Vienna, Austria, April 2008.

Burton M., Allard P., Puglisi G. (2008) Ground deformations and magma degassing at Mt. Etna. IAVCEI Gen. Assembly, Reykjavik, Iceland, 17-23 August 2008, 765.

Francalanci L., Bertagnini A., Métrich N., Renzulli A., Vannucci R., Landi P., Del Moro S., Menna M., Petrone C.M., & Nardini I. (2008) Mineralogical, Geochemical and Isotopic characteristics of the ejecta from the 5 April 2003 paroxysm at Stromboli, Italy: Inferences on the understanding of the eruptive dynamism. In: Learning from Stromboli, (eds. S. Calvari, S. Inguaggiato, G. Puglisi, M. Ripepe, M. Rosi), *AGU Geophys Monograph*, vol. 182, Washington DC, pp. 399-416.

Landi P., Métrich N., Bertagnini A., & Rosi M. (2008) Recycling and “re-hydration” of degassed magma inducing transient dissolution/crystallization events at Stromboli (Italy). *J. Volcanol. Geotherm. Res.* 174, 325-336.

Mariet C., Belhadj O., Leroy S., Carrot F., & Métrich N. (2008) Relevance of NH₄F in acid digestion before ICPMS analysis. *Talanta*, doi:10.1016/j.talanta.2008.07.007

Métrich N. & Wallace P. (2008) Volatile abundances in basaltic magmas and their degassing paths tracked by melt inclusions. In: Minerals, Inclusions & Volcanic Processes, (eds K. Putirka & F. Tepley), *Rev. Mineral. Geochem. & Geochim. Cosmochimica et Cosmochimica Acta* 71, 2637-2655.

2007

Allard P., Volcanic fluxes of water from Mount Etna and Stromboli (Italy): measurements and implications. Union Gen. Assemb., April 2007, Vienna, Austria, GMPV8-09799, Abstract (2007).

Allard P., Burton M., Puglisi G. (2007) Reconciling ground deformation and degassing at Mount Etna. IUGG Gen. Assembly, Perugia, Italy, 2-13 July 2007, VS005-10.

Allard P., Métrich N., Deloule E., Belhadj O., Spilliaert N., Mandeville C. (2007) D/H isotope Ratios of Olivine-hosted Melt Inclusions in Mount Etna Primitive Basalt. IUGG Gen. Assembly, Perugia, Italy, 2-13 July 2007, VW003-13, 2007.

Bureau H., B. Ménez, V. Malavergne, A. Somogyi, A. Simionovici, D. Massare, H. Khodja, L. Daudin, J.-P. Gallien, C. Shaw, M. Bonnin-Mosbah (2007) In situ mapping of high-pressure fluids using hydrothermal diamond anvil cells. *High Pressure Research* 27, N°2, 1-13.

Burton M., Allard P., Muré F., La Spina A. (2007) Magmatic gas composition reveals the source depth of slug-driven Strombolian explosive activity, *Science*, 317, 227, DOI: 10.1126/science.114190.

Halama R., Joron J.L., Villemant B., Markl G. and Treuil M. (2007) Trace element constraints on mantle sources during mid-Proterozoic magmatism: Evidence for a link between the Gardar (South Greenland) and Abitibi (Canadian Shield) mafic rocks. *Can. J. Earth Sci.* 44, 459-478.

Kamenetsky V, M. Pompilio, N. Métrich, A.V. Sobolev, D.V. Kuzmin and R. Thomas (2007) Arrival of extremely volatile-rich high-Mg magmas changes explosivity of Mount Etna. *Geology*, 35, 255-258; doi: 10.1130/G23163A.1

Malavergne V., M. Tarrida, R. Combes, H. Bureau, J. Jones, C. Schwandt (2007) New High-Pressure and High-Temperature Metal/Silicate partitioning of U and Pb: Implication for the Cores of the Earth and Mars. *Geochimica et Cosmochimica Acta* 71, 2637-2655.

Ménez B., H. Bureau, J. Cauzid, V. Malavergne, A. Somogyi, A. Simionovici, M. Munoz, L. Avoscan, C. Rommevaux-Jestin and B. Gouget (2007) In Situ X-Ray Microscopy at High Temperature and Pressure, in *Modern Research and Educational Topics in Microscopy*, sous presse.

Mercier N., Valladas H., Froget L., Joron J.L., Reyss J.L., Weiner S., Golberg P., Meignen L., bar-Yosef O., KuhnS.L., STiner M.C., Tillier A.M., Arensburg B., Vandermeersch B. (2007) Hayonim Cave: a TL-based chronology for this Levantine Mousterian sequence. *Journal of Archaeological Science*.

Métrich N., V. Kamenetsky, P. Allard, M. Pompilio (2007) Trace element and volatile signature of Etna magma source(s): a melt inclusion approach. (Invited) Goldschmidt conference. Cologne 19-24 August 2007, Germany.
Richter D., Mercier N., Valladas H., Jaubert J., Texier P.J., Brugal J.P., Kervazo B., Reyss J.L., Joron J.L. and Wagner G.A. Thermoluminescence dating of heated flint from the Mousterian site of Bérigoule, Murs, Vaucluse, France. *Journal of Archaeological Science*, vol. 34, issue 4, pp 532-539.

# Géophysique des volcans, ISTerre, LGIT, Chambéry

## Composition de l'équipe

<table><thead><tr><td>Nom</td><td>Statut</td><td>Thématique principale</td></tr></thead><tbody><tr><td>Byrdina Svetlana</td><td>CR</td><td>Systèmes hydrothermaux</td></tr><tr><td>Collombet Marielle</td><td>MCF</td><td>Modélisation des écoulements</td></tr><tr><td>Got Jean-Luc</td><td>PR</td><td>Sismologie et mécanique</td></tr><tr><td>Lesage Philippe</td><td>MCF</td><td>Sismologie volcanique</td></tr><tr><td>Métaxian Jean-Philippe</td><td>CR</td><td>Sismologie volcanique</td></tr><tr><td>Pinel Virginie</td><td>CR</td><td>Modélisation mécanique et déformation</td></tr><tr><td>Revil André</td><td>DR</td><td>Méthodes électriques</td></tr><tr><td>Vandemeulebrouck Jean</td><td>MCF</td><td>Systèmes hydrothermaux</td></tr></tbody></table>

## 1. Introduction

Dans les dernières années, la volcanologie a connu de rapides progrès dans plusieurs domaines. Les systèmes d'observation, qu'ils soient permanents ou temporaires, se sont grandement améliorés, entraînant une augmentation de la qualité, de la quantité et de la variété des données disponibles. Pour exploiter la masse d'information obtenue, des méthodes d'analyse détaillée et de traitement systématique des signaux ont été développées. Des observations multi-méthodes se multiplient et l'interprétation conjointe des différents types de données permet de mieux comprendre les phénomènes dans les systèmes magmatiques et hydrothermaux. Ces résultats apportent des contraintes à des modèles physiques de ces systèmes. Par exemple, des modèles de dynamique des écoulements de magma dans des conduits et de l'évolution des dômes de lave rendent compte de nombreux aspects du comportement complexe des éruptions de volcans andésitiques. D'autres études montrent que les effets du dégazage des colonnes magmatiques jouent un rôle fondamental dans l'évolution des systèmes et dans leur réponse sismique (Collombet, 2009). Une meilleure compréhension des processus physique dans les volcans repose donc sur le développement de modèles conceptuels et numériques ainsi que sur des expériences analogiques. En parallèle, les études de structure ont été l'objet de développements remarquables. La résolution des méthodes d'imagerie a été améliorée grâce à la densification des réseaux de capteurs et à l'amélioration des méthodes. Sur des volcans très actifs et particulièrement bien instrumentés comme l'Etna, des tomographies à 4D ont mis en évidence des évolutions temporelles de la structure en relation avec des intrusions magmatiques. Toutefois, malgré les progrès mentionnés ci-dessus, la connaissance partielle que l'on a des structures génère de fortes incertitudes sur la localisation et le mécanisme des sources sismiques.

## 2. Sismo-mécanique et structure des volcans

Notre effort a porté sur la mise au point d'une méthode de tomographie en doubles-différences (Monteiller, 2005). Cette méthode permet l'utilisation de décalages temporels d'ondes P premières arrivées, mesurés très précisément par méthode interspectrale dans le cas de séismes semblables, pour une tomographie en vitesse sismique du milieu de propagation. Cette méthode nécessite un calcul direct très précis (effectué par retracé des rais dans le champ des temps de parcours calculé par un algorithme Podvin-Lecomte) et une inversion robuste, une attention particulière étant portée aux problèmes de conditionnement du système d'équations à inverser. Elle a nécessité la mise en œuvre d'un algorithme d'inversion Tarantola-Valette dans l'espace des paramètres, et donc une approximation correcte de l'inverse de la matrice de covariance des paramètres (vitesses), réalisée grâce à une relation de récurrence originale. L'application réalisée sur le volcan Kilauea a permis de mettre en évidence, à petite échelle, le système d'approvisionnement magmatique du volcan avec une résolution et une stabilité jamais atteintes jusqu'ici (Monteiller et al., 2005).

Deux autres résultats notables de cette étude ont été la mise en évidence dans le volcan et ses rifts d'un noyau rapide (donc dense, mis en place par intrusion) entouré de matériau lent (léger, mis en place par extrusion), et d'un système plan de décollement (au toit de la croûte océanique) - faille inverse (dans la croûte océanique) à la limite du noyau rapide. Une modélisation mécanique des déformations du volcan a été effectuée en différenciant le noyau dense et élastique de la couverture périphérique, légère et élasto-plastique. Elle permet de retrouver une faille inverse dans la croûte, créée sous l'action du poids du noyau et des contrastes de propriétés mécaniques noyau/remplissage. Un édifice de la taille du Mauna Loa peut atteindre la masse critique permettant de poinçonner profondément la croûte océanique, en engendrant un système de faille qui
traverse la croûte, créant les conditions pour l'ascension du magma et la naissance d'un nouvel édifice volcanique (le Kilauea et ses rifts).

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Modélisation mécanique du volcan Mauna Loa, Hawaii, et de la lithosphère sous-jacente (Got et al., 2008)</figcaption></figure>

L'introduction d'une poussée horizontale du magma provoque un poinçonnement de la couverture d'origine effusive, légère et élasto-plastique par le noyau dense et plus rigide, engendrant une zone de déformation intense exactement à l'endroit où l'on observe les gigantesques escarpements de failles d'Hilina Pali, dont les mouvements sont à l'origine de tsunamis (Got et al., 2008).

La même méthode, comportant une nouvelle paramétrisation en Vp, Vp/Vs et un nouveau test de validation de la position des séismes localisés, a été utilisée pour étudier la structure des volcans Cotopaxi (Equateur) et Etna (Italie). Pour le Cotopaxi, l'étude a nécessité la mise au point d'un modèle de vitesse régional à l'échelle de l'Equateur, puis à celle du volcan Cotopaxi. Le résultat montre une zone de vitesse plus élevée au Sud-Est du Cotopaxi, dans la région où Molina et al. (2009) ont localisé un essaim de séismes très longue période accompagnant une intrusion. Cette zone rapide délimite probablement le système d'alimentation du volcan.

### 3. Etude et modélisation des sources sismo-volcaniques

Nous avons étudié les sources sismo-volcaniques et la sismicité des volcans en combinant plusieurs méthodes. En collaboration avec l'OPGC, Nous avons développé une approche multi-méthode pour observer en détail des explosions volcaniques. Elle consiste à déployer simultanément un réseau de sismomètres large-bande, des antennes sismiques, des capteurs acoustiques, un radar Doppler, complétés si possible par des mesures de flux de gaz par spectromètres UV (DOAS) et des enregistrements vidéo. Cette approche permet de mieux mettre en évidence la complexité et la variabilité des phénomènes et aussi de mieux contraindre les modèles interprétatifs. Des expériences de ce type ont été menées sur les volcans Arenal (Costa rica), Popocatépetl (Mexique) et Yasur (Vanuatu). Les données obtenues sont en cours d'analyse (Mora et al., 2009) et montrent une grande complexité des phénomènes. Nous avons proposé un modèle conceptuel de la source des trémors volcaniques de l'Arenal (Lesage et al., 2006). Ce modèle fait intervenir un couplage entre un flux intermittent de gaz à travers des fractures du bouchon de lave et la résonance du conduit magmatique. Les observations multi-méthodes effectuées récemment sur ce volcan sont en accord avec ce modèle.

Les localisations de sources d'événements émergents, tels que les séismes LP et les trémors, que l'ont peut effectuer à l'aide d'antennes sismiques, sont fortement perturbées par les hétérogénéités de la structure. Nous avons étudié et pris en compte les effets de topographie et des couches superficielles à faibles vitesses en calculant les sismogrammes synthétiques complets par la méthode Lattice-Boltzman de O'Brien et Bean (2004). Nous avons montré ainsi que l'on peut améliorer les localisations et mieux choisir les sites d'installation des antennes (Métaxian et al., 2009).

La localisation, le mécanisme et la fonction temporelle des sources sont des informations essentielles pour mieux comprendre la dynamique des systèmes éruptifs. Nous avons abordé le problème de la détermination du tenseur des moments sismiques des sources associées aux explosions par l'inversion des formes d'onde. Ce

travail est mené en collaboration avec l'University College of Dublin et l'INGV de Pise. Nous avons appliqué cette méthodologie aux explosions de l'Ubinas (Pérou) qui présentent des formes d'onde très similaires suggérant une source non destructive. Dans ce cas, le modèle de source le plus probable correspond à une fracture de 40° de pendage (Monteiller et al., 2008). D'autres applications sur les volcans Arenal (Davi et al., 2008, 2010) et Yasur (thèse de Laurence Perrier) sont en cours.

<figure><img src="image_37.png" /><figcaption>Modèle de source sismique dans le volcan Ubinas</figcaption></figure>
Par ailleurs, nous avons développé divers outils d'analyse. Un logiciel dédié au traitement des signaux sismovolcaniques avec interfaces graphiques a été réalisé et distribué dans des observatoires et des groupes de recherche (Lesage, 2008 ; 2009). Un système de classification automatique de signaux basé sur les Chaînes de Markov Cachées (Benitez et al., 2009) a été mis au point en collaboration avec l'Universidad de Granada (Espagne) et l'Universidad de Colima (Mexique). Celui-ci sera intégré dans des systèmes de surveillance pour améliorer les diagnostiques en temps réel. De plus, ce système sera utilisé pour classer l'ensemble des événements enregistrés sur plusieurs volcans et obtenir des catalogues complets et cohérents de sismicité par classe d'événement.

## 4. Evolution temporelle des signaux géophysiques (sismicité, déformation) associée au stockage et au transport du magma.

Des modèles mécaniques prenant en compte le couplage entre la roche encaissante et le magma fluide ont été développés afin d'expliquer l'évolution temporelle de la sismicité et de la déformation induite par le stockage et le transport du magma. Ces modèles ont été appliqués avec succès à plusieurs volcans basaltiques. Lengliné et al. (2009) montrent une évolution exponentielle de la sismicité et de la déformation au Kilauea (Hawaii) et au Piton de la Fournaise (La Réunion) compatible avec un stockage de magma dans un réservoir superficiel alimenté par une source profonde ayant une pression constante. La constante de temps déterminée apporte une information sur les dimensions du système d'alimentation profond. Traversa & Grasso (2009) et Traversa et al. (2010) montrent une stationnarité de la sismicité lors de l'épisode de propagation de dyke sur plusieurs volcans basaltiques (par ex. Etna, Piton de la Fournaise) compatible avec un flux d'injection de magma constant dans le temps. Ce modèle apporte des contraintes sur la taille et la surpression du réservoir superficiel nourrissant l'intrusion magmatique. Par ailleurs, Albino et al. (2010) ont montré que l'étude des déformations enregistrées sur un cycle éruptif et des volumes de magma émis permettait d'obtenir une estimation de la résistance à la fracturation en tension des roches et de la compressibilité du magma. Enfin, Pinel et al. (2010) montrent que ces modèles peuvent également servir à interpréter des données pétrologiques obtenues à des échelles de temps beaucoup plus grandes : ils permettent d'expliquer des variations temporelle de flux magma émis en surface.

Un travail important a été effectué sur les effets des perturbations externes au système volcanique. Nous avons caractérisé la déformation induite par une variation superficielle de charge. Ceci a apporté une estimation du module de Young caractérisant la croûte superficielle en Islande (Pinel et al., 2007; Grapenthin et al., 2006) et de séparer la déformation induite par un apport de magma de celle due à des phénomènes externes (Sturkell et al., 2008 ; Pinel et al., 2009). Nous avons estimé les perturbations de pression induite dans une zone de stockage superficielle et les conséquences pour la sismicité enregistrée et le déclenchement des éruptions (Pinel et al., 2009 ; Albino et al., 2010). Les modèles développés apportent une information sur la forme du réservoir magmatique, sa taille et sa profondeur.

<figure><img src="image_38.png" /></figure>

Vitesse moyenne dans la ligne de visée du satellite pour le volcan de Colima (les valeurs positives correspondent à un éloignement du satellite). Les résultats sont présentés sur le Modèle Numérique de Terrain SRTM. (d'après Pinel et al., 2008).

Les modèles développés ayant montré l'intérêt d'avoir une bonne information sur l'évolution temporelle de la déformation, nos efforts ont également porté sur l'acquisition de données de déformation par InSAR dans le cas des strato-volcans andésitiques. Ces volcans présentent des changements rapides et mal compris de leur dynamisme éruptif et leur étude par interférométrie présente des difficultés certaines principalement due à la topographie importante des édifices. Nous avons travaillé sur des séries temporelles de données SAR en incorporant des corrections des artéfacts atmosphériques par apport d'informations météorologiques. Cette étude a été appliquée à deux volcans Mexicains : le Popocatepetl et le Colima (Pinel et al., 2008).
## 5. Dynamique des fluides hydrothermaux

Cet axe de recherche vise à reconnaitre et comprendre les processus physiques qui régissent le fonctionnement des systèmes hydrothermaux. Il s'appuie d'une part sur l'observation et l'imagerie géophysique de ces systèmes, et d'autre part sur la modélisation analogique et numérique.

L'observation des processus naturels a été réalisée par des suivis temporels et des **campagnes d'imagerie géophysique multi-méthodes** (a) à grande échelle sur des volcans actifs, (b) à petite échelle, sur des zones laboratoires choisies pour leur activité cyclique comme la zone hydrothermale de Waimangu (thèse A. Legaz, 2008) ou les geysers de Yellowstone (thèse en cours d'E. Cros). Les techniques d'imagerie utilisées, acoustique, thermique et électrique, se sont révélés très complémentaires et bien applicables aux champs hydrothermaux (Revil et al., 2008). L'application des méthodes géophysiques est allé de pair avec des **développements méthodologiques** en acoustique et électrique, comme par exemple l'application de techniques acoustiques sous-marines, comme le Matched Field Processing (Legaz et al, 2008) en liaison avec l'équipe acoustique du LGIT, le développement de méthodes inverses en polarisation spontanée (Jardani et al., 2008) et en méthode sismo-électrique, et le développement d'un modèle mécanistique en polarisation provoquée.

La **modélisation analogique** des systèmes hydrothermaux a tout d'abord permis de caractériser leurs instabilités intrinsèques, ces systèmes étant gravitationnellement instables à cause de leur structuration thermique (liquide au dessus de vapeur). En utilisant des milieux poreux saturés soumis à des conditions thermiques similaires aux systèmes naturels, on a d'abord pu montrer qu'ils pouvaient présenter une activité cyclique naturelle (Vandemeulebrouck et al., 2005), similaire à celle observée sur plusieurs sites volcaniques dont Waimangu (Vandemeulebrouck et al., 2008). Dans un deuxième temps, nous avons étudié la réponse mécanique et thermique d'un système hydrothermal à un forçage externe, comme un dégazage d'origine magmatique. L'injection instantanée de vapeur à la base du milieu poreux étudié précédemment provoque une rapide surrection du milieu, suivie d'une lente subsidence sur laquelle viennent se superposer des oscillations amorties. Une telle évolution est tout à fait semblable aux variations du mouvement du sol observées depuis 1980 aux Champs Phlégréens (Italie), comme le montre la figure ci-dessous, et prouve que la réponse hydrothermale est complexe et contient des composantes non magmatiques. Une coopération en cours avec M. Todesco de l'INGV Bologne sur l'application du **code numérique** TOUGH2 va permettre d'étudier le passage à grande échelle des processus observés analogiquement à petite échelle.

<figure><img src="image_39.png" /></figure>

Comparaison (a) de la déformation verticale obtenue suite à d'un injection de vapeur (trait pointillé) sur un modèle poreux analogique avec (b) le déplacement vertical du sol mesuré aux Champs Phlégréens, d'après Chiodini et al., 2003. Le modèle analogique montre qu'une seule injection suffit pour générer la totalité de l'évolution observée, y compris les épisodes de mini-uplifts.

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## Institut de Physique du Globe, UMR7154 (CNRS-Univ. Paris Diderot) et LGSR (Université de la Réunion, St. Denis)

L'Institut de Physique du Globe de Paris exerce la responsabilité de la surveillance des volcans français d'Outre-mer (Antilles et Réunion) et est actuellement co-tutelle de l'Observatoire volcanologique de Montserrat. Il développe en même temps des recherches dans différentes disciplines de la volcanologie. Les travaux mentionnés ci-dessous ne font état que des rapports reçus.

### 1. Modélisation des transferts et stockages magmatique au Piton de La Fournaise à partir de leur signature géophysique de surface

#### A. Peltier et collaborateurs (IPG, UMR 7154 CNRS-Univ. Paris Diderot, Paris)

La thématique abordée aux travers de ces études est de mieux contraindre et comprendre le fonctionnement du système d'alimentation du Piton de La Fournaise, allant de son système de stockage superficiel à la propagation des dykes vers la surface.

Au Piton de La Fournaise, cette étude jouit d'une activité volcanique soutenue (1 à 2 éruptions par an depuis 20 ans) ainsi que d'un large nombre de données géophysiques de surface collectées par l'observatoire volcanologique. L'analyse croisée des données de déformation et de leur modélisation numérique, des données sismologiques ainsi que des données géochimiques de la période 1998-actuel a permit d'imager un réservoir superficiel localisé aux alentours de 2000-2500m de profondeur et contraindre les différents chemins préférentiels empruntés par les dykes se situant aux limites structurales est et ouest du cratère Dolomieu.

Les études les plus récentes (post 2007) des déformations de surface ont permis également de caractériser l'influence de l'effondrement du cratère Dolomieu d'Avril 2007 sur l'activité actuelle du volcan. Les résultats préliminaires suggèrent que l'augmentation de la fréquence des intrusions avortées en 2008 et 2009, serait influencée par les conséquences de l'effondrement du cratère Dolomieu (Peltier et al., 2010). Les changements
de distribution de contrainte dans l'édifice suite à l'effondrement, ont temporairement au moins, favorisés l'arrêt des dykes en profondeur.

## Publications

Peltier, A., P. Bachèlery, T. Staudacher (2011), Early detection of large eruptions at Piton de La Fournaise volcano (La Réunion Island): contribution of a distant tiltmeter station, J. Volcano. Geotherm. Res., 199, Issues 1-2, 96-104.

Peltier, A., M. Bianchi, E. Kaminski, J-C Komorowski, A. Rucci, T. Staudacher (2010), PSInSAR as a new tool to monitor pre-eruptive volcano ground deformation: validation using GPS measurements on Piton de la Fournaise, Geophys. Res. Lett., 37, L12301, doi:10.1029/2010GL043846.

Peltier, A., T. Staudacher, P. Bachèlery (2010), New behaviour of the Piton de La Fournaise volcano feeding system (La Réunion Island deduced from GPS data: influence of the 2007 Dolomieu crater collapse, J. Volcano. Geotherm. Res., 192, 48-56.

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Staudacher, T., V. Ferrazzini, A. Peltier, P. Kowalski, P. Boissier, P. Catherine, F. Lauret, F. Massin (2009), The April 2007 eruption and the Dolomieu crater collapse, two major events at Piton de la Fournaise, J. Volcano. Geotherm. Res., 184(1-2), 126-137.

Michon L., V. Cayol, L. Letourneur, A. Peltier, N. Villeneuve, T. Staudacher (2009), Edifice growth, deformation and rift-zone development in basaltic setting: insights from Piton de La Fournaise basaltic shield volcano (La Réunion Island, Indian Ocean), J. Volcano. Geotherm. Res., 184(1-2), 14-30.

Peltier, A., T. Staudacher, P. Bachèlery, V. Cayol (2009), Formation of the April 2007 caldera collapse at Piton de La Fournaise volcano: insights from GPS data, J. Volcano. Geotherm. Res., 184 (1-2), 152-163.

Peltier, A., V. Famin, P. Bachèlery, V. Cayol, Y. Fukushima. T. Staudacher (2008), Cyclic magma storages and transfers at Piton de La Fournaise volcano (La Réunion hotspot) inferred from deformation and geochemical data, Earth and Planetary Science Letters, 270 (3-4), 180-188.

Letourneur, L., A. Peltier, T. Staudacher, A. Gudmundsson (2008), The effects of rock heterogeneities on dyke paths and asymmetric ground deformation: The example of Piton de la Fournaise (Réunion Island), J. Volcano. Geotherm. Res., 173 (3-4), 289-302.

Vlastélic, I., A. Peltier, T. Staudacher (2007), Short-term (1998-2006) fluctuations of Pb isotopes at Piton de la Fournaise volcano (Reunion Island): Origins and constrains on the size and shape of the magma reservoir, Chemical Geology, 244, 202-220.

Peltier A., T. Staudacher, P. Bachèlery (2007), Constraints on magma transfers and structures involved in the 2003 activity at Piton de La Fournaise from displacement data, J. Geophys. Res., 112, B03207, doi:10.1029/2006JB004379.

## 2. Modélisation

a. Développement d'un modèle de turbulence mieux adapté à la dynamique des panaches volcaniques, prenant en compte notamment l'impact de l'échelle de ces écoulements et l'effet de la flottabilité dans les jets volcaniques. Nous avons mis en oeuvre des expériences analogues pour valider ces modèles avant de les appliquer aux cas géologiques.

b. Développement d'un modèle théorique pour l'extraction des liquides magmatiques dans les milieux visco-élastiques.

c. Modèle de détection des liquides magmatiques dans le manteau par l'anisotropie sismique.

## Publications

E. Kaminski, A.-L. Chenet, C. Jaupart and V. Courtillot, Rise of volcanic plumes to the stratosphere aided by penetrative convection above large lava flows, Earth Planet. Sci. Lett., 10.1016/j.epsl.2010.10.037, 2011.

A. Peltier, M. Bianchi, E. Kaminski, J.-C. Komorowski, A. Rucci and T. Staudacher, PSInSAR as a new tool to monitor pre-eruptive volcano ground deformation: Validation using GPS measurements on Piton de la Fournaise, Geophys. Res. Lett., 37, L12301, doi:10.1029/2010GL043846, 2010.

G. Carazzo, E. Kaminski and S. Tait, The rise and fall of turbulent fountains: a new model for improved quantitative predictions, J. Fluid Mech., 2010.

G. Carazzo, E. Kaminski and S. Tait, On the dynamics of volcanic columns: a comparison of field data with a new model of negatively buoyant jets, J. Volcanol. Geotherm. Res., in press, doi:10.1016/j.jvolgeores.2008.01.002, 2008.

B. Chauveau and E. Kaminski, Porous compaction in transient creep regime and implications for melt, petroleum, and CO2 circulation, J. Geophys. Res., 113, B09406, doi:10.1029/2007JB005088, 2008.
G. Carazzo, E. Kaminski and S. Tait, On the Rise of Turbulent Plumes: Quantitative Effects of Variable Entrainment for Submarine Hydrothermal Vents, Terrestrial and Extra Terrestrial Explosive Volcanism, J. Geophys. Res., 113, B09201, doi:10.1029/2007JB005458, 2008.

E. Kaminski, The interpretation of seismic anisotropy in terms of mantle flow when melt is present, Geophys. Res. Lett., 33, L02304, doi:10.1029/2005GL024454, 2006.

G. Carazzo, E. Kaminski and S. Tait, The route to self-similarity in turbulent jets and plumes, J. Fluid Mech., 547 - pp. 137-148, 2006.

# 3. Synthèse de la recherche en volcanologie menée entre 2007 et 2010 par le Laboratoire Géosciences Réunion de l'Université de la Réunion.

## Préambule:

Le laboratoire GéoSciences Réunion comprend 6 enseignants-chercheurs, 1 chercheur CNRS depuis juillet 2010, et entre 6-8 doctorants. Depuis 2005, les membres du laboratoire ont intégré l'équipe Géologie des Systèmes Volcaniques de l'UMR 7154 de l'IPGP. Notre recherche s'articule autour de plusieurs thématiques qui ont pour finalité de renforcer notre compréhension globale des systèmes volcaniques.

## 1- Structure Mantellique des points chauds

La mise en commun des données PLUME (2001-2005) et BBOBS a permis d'obtenir une couverture suffisante pour effectuer une tomographie du Pacifique sud par les ondes de volume. 1500 temps d'arrivée (P et PP) ont été utilisés (Tanaka et al., 2008) dans une tomographie régionale et dans un modèle de tomographie globale du manteau. La tomographie régionale met en évidence une anomalie lente à 400 km sous le point chaud de la Société et s'enracinant dans le manteau inférieur (Figure 1). Une large anomalie lente est visible sous le centre du superswell jusqu'à 1600 Km de profondeur. La prise en compte de données sismologiques temporaires (Suetsugu et al., 2009) enregistrées dans le Pacifique Sud dans un modèle de tomographie globale (Fukao et al., 2003) a mis en évidence une anomalie lente de vitesse sismique culminant à 1000 Km de profondeur (Tanaka et al., 2009a; Tanaka et al., 2009b), c'est à dire bien en dessous de l'interface à 660 Km qui avait été proposée comme limite supérieure d'un "superplume" dans le manteau inférieur. La modélisation du superswell à partir de ces données tomographiques (Adam et al., 2010) montre que l'anomalie bathymétrique est très bien expliquée par les anomalies de densité dans le manteau supérieur.

<figure><img src="image_40.png" /></figure>

Figure 1: Coupes de l'ensemble du manteau sous le pacifique Sud à travers le modèle tomographique global en prenant en compte les données PLUME (2001-2005) et BBOBS (Suetsugu et al., 2009; Tanaka et al., 2008). La tomographie régionale met en évidence une anomalie lente à 400 km sous le point chaud de la Société et s'enracinant dans le manteau inférieur. Le modèle de tomographie globale (Fukao et al., 2003) a mis en évidence une anomalie lente de vitesse sismique culminant à 1000 Km de profondeur (Tanaka et al., 2009a; Tanaka et al., 2009b), c'est à dire bien en dessous de l'interface à 660 Km qui avait été proposée comme limite supérieure d'un "superplume" dans le manteau inférieur.

L'utilisation des ondes SKS dans le Pacifique sud est rendue complexe par le faible nombre de données utilisables. En effet, il faut être situé à des distances épicentrales supérieures à 85° pour pouvoir utiliser les phases SKS et caractériser l'anisotropie du manteau. Le Pacifique ouest et sud ne sont pas des endroits les plus propices à ces mesures (couleurs bleues sur la carte) (Barruol et al., 2002).

Malgré un nombre assez réduit de données aux stations temporaires, nous avons pu caractériser l'anisotropie sous la plupart des stations du Pacifique sud. L'anisotropie a été détectée sous toutes les stations temporaires excepté sous Tahiti, malgré un grand nombre de données analysées.
Les mesures effectuées montrent des directions rapides proches de celle du déplacement de la plaque Pacifique (N120°) qui peuvent être expliquée par un **cisaillement asthénosphérique** induit par le déplacement de la plaque, et des directions parallèles aux failles transformantes (N70°), parallèles aux anciennes directions d'expansion (Figure 2). Des variations azimutales des paramètres anisotropes observées en certaines stations sont compatibles avec la présence de **deux couches d'anisotropie** (Fontaine et al., 2007) actuelle (dans l'asthénosphère) et ancienne (dans la lithosphère).

<figure><img src="image_41.png" /></figure>

Figure 2: Carte d'anisotropie sous le Pacifique sud (déphasage d'ondes SKS) aux stations permanentes et temporaires PLUME (Fontaine et al., 2007) ainsi qu'aux OBS (Barruol et al., 2009; Suetsugu et al., 2009). Les points chauds sont indiqués par les étoiles jaunes. Les mesures effectuées montrent des directions rapides proches de celle du déplacement de la plaque Pacifique (N120°) qui peuvent être expliquée par un **cisaillement asthénosphérique** induit par le déplacement de la plaque, et des directions parallèles aux failles transformantes (N70°), parallèles aux anciennes directions d'expansion. Des variations azimutales des paramètres anisotropes observées en certaines stations sont compatibles avec la présence de **deux couches d'anisotropie** (Fontaine et al., 2007) actuelle (dans l'asthénosphère) et ancienne (dans la lithosphère).

Les mesures des déphasage des ondes SKS incluant les données des OBS ont montré que l'anisotropie observée sur les fonds océaniques non affectés par les points chauds est très semblable à celle observée sur les îles. Les stations localisées au dessus du point chaud de la Société semblent dépourvues d'anisotropie, ce qui peut être expliqué par un flux mantellique vertical, ou bien par la présence d'un flux asthénosphérique parabolique lié à l'étalement du panache sous la lithosphère en mouvement (Barruol et al., 2009).

## 2- Interaction points chauds édifices

L'influence du point chaud sur le développement des édifices volcaniques a été évaluée par l'étude multi-échelle des structures volcano-tectoniques des volcans réunionnais (Michon et al., 2007). Ce travail a révélé un fort parallélisme entre les structures lithosphériques héritées de l'accrétion océanique, des failles majeures recoupant le Piton des Neiges et la majorité des rifts zones des Piton de Neiges et Piton de la Fournaise. Une telle superposition des orientations a été interprétée comme le résultat d'un contrôle structural de la lithosphère sur le développement et l'évolution du Piton des Neiges et du Piton de la Fournaise.

Par ailleurs, les données sismiques acquises pendant la campagne REUSIS suggéraient une absence de flexure lithosphérique au droit de la Réunion (de Voogd et al., 1999). Cette caractéristique, bien différente des points chauds du Pacifique (Hawaii et Marquises) où la lithosphère s'infléchit sous la charge des édifices (Figure 3a), serait liée à l'érosion thermique de la base de la lithosphère réunionnaise (Figure 3b). La capacité d'un point chaud à éroder la lithosphère dépendrait à la fois de l'ampleur de l'anomalie de température et de la vitesse de déplacement de la plaque (Michon et al., 2007).

<figure><img src="image_42.png" /></figure>

Figure 3: a) Impact de l'emplacement d'un plume mantellique sous une plaque se déplaçant rapidement. Le déplacement rapide empêche une érosion thermique efficace de la base de la lithosphère. La charge liée à l'édifice provoque donc une flexure lithosphérique comme à Hawaii ou aux Marquises. Les formes en pointillés représentent l'anomalie à différentes périodes. b) Erosion thermique efficace d'une lithosphère se déplaçant lentement. L'érosion thermique induit un déséquilibre isostatique et un bombement qui contre-balance la charge de l'édifice comme à la Réunion.