jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
sont généralement subverticaux, et leur épaisseur moyenne est de 50 cm. La surveillance des volcans actifs permet d'enregistrer la mise en place de dykes et les déplacements associés en surface : la mise en place d'une intrusion dans une « rift zone » du Kilauea (Hawaï) est caractérisée par un essaim de séismes migrant progressivement depuis la zone centrale vers le haut et latéralement (Yang et al., 1992; Klein et al., 1987). A l'aplomb de ces intrusions sont enregistrées des déformations permanentes, qui correspondent à leur accommodation dans l'édifice. La modélisation de ces déformations permet d'approcher les caractéristiques géométriques des
modélisation de ces déformations permet d'approcher les caractéristiques géométriques des dykes. Ces données apportent des informations complémentaires sur les caractéristiques des complexes de dykes : les intrusions partent du réservoir central et les épaisseurs calculées sont du même ordre de grandeur que celles observées en surface. LE CAS DU CÔNE CENTRAL DU PITON DE LA FOURNAISE (RÉUNION). L'activité récente du Piton de la Fournaise est surtout concentrée sur le cône central et le long des « rift zones » NE et SE. Les données sismologiques et de déformation confirment l'hypothèse d'un foyer magmatique à faible profondeur (1 à 3 km
d'un foyer magmatique à faible profondeur (1 à 3 km sous le sommet) (Lénat et Bachèlery, 1990). Des éruptions le long des « rift zones » suggèrent que le magma est drainé depuis le réservoir, suivant un processus similaire à celui des éruptions fissurales des volcans hawaïens ou islandais. Le cône central, haut d'environ 400 m pour une base d'un diamètre moyen un peu inférieur à 4 km, est caractérisé par un réseau de fissures radiaires et concentriques (ces dernières étant généralement peu éruptives) autour des deux cratères sommitaux (Bachèlery et al., 1983). La distribution des fissures radiaires n'est pas
et al., 1983). La distribution des fissures radiaires n'est pas isotrope : on remarque des concentrations au SW, à l'Est et surtout au Nord et au Sud. Ces derniers secteurs marquent le départ des « rift zones » NE et SE. Perpendiculairement à ces deux directions préférentielles, on note un allongement général E-W du cône central (fig. 1). Fig. 1. — Topographie et réseau fissural du cône central du Piton de la Fournaise (d'après Lénat et Bachèlery, 1990). Les courbes de niveau sont en mètres. Fig. 1. — Topography and fissure network of Piton de la Fournaise central cone (after
fissure network of Piton de la Fournaise central cone (after Lénat and Bachèlery, 1990). Altitude contours in metres. Cet allongement E-W est inattendu; en effet, si la construction du cône était uniquement due à l'activité effusive, il serait orienté suivant l'axe N-S, le long duquel les fissures éruptives sont les plus fréquentes. Ceci nous amène à considérer l'effet à long terme des déformations imposées par la mise en place de dykes dans le réseau fissural. MODÉLISATION. — En estimant l'âge du cône central à environ 3 000 ans (Bachèlery, 1981) et la fréquence des crises à 1 par an pour
et la fréquence des crises à 1 par an pour la période récente, nous simulerons la mise en place d'environ 3000 dykes, à partir d'une zone réservoir centrée à 2 km de profondeur. Les caractéristiques géométriques des intrusions sont variables, mais doivent être de l'ordre de grandeur de celles observées sur le terrain ou déduites des modélisations. Le modèle devra tenir compte des concentrations préférentielles suivant la direction N-S. Les déformations sont calculées à partir du modèle d'Okada, (Okada, 1985). Établi à l'origine pour des failles, il est applicable aux dykes par assimilation à des failles en distension. Des expressions
dykes par assimilation à des failles en distension. Des expressions analytiques permettent de calculer les déplacements en surface dus à des failles en tension dans un demi-espace isotrope et élastique. Ces expressions ne sont valables que pour des dykes (ou failles) à plongement nul, ce qui constitue une des limites des modèles présentés ici. Les caractéristiques générales de la modélisation sont les suivantes : le réservoir magmatique est assimilé à un point situé au centre de la zone et à une profondeur déterminée, d'où partent les intrusions, latéralement et vers le haut. Les calculs de déformation sont effectués aux nœuds
le haut. Les calculs de déformation sont effectués aux nœuds d'une grille plane, pour chaque intrusion (fig. 2), et les déplacements élémentaires sont accumulés au fur et à mesure des intrusions successives. Fig2. Schéma explicatif du modèle utilisé pour simuler le système intrusif. Les intrusions sont assimilées à des parallélépipèdes rectangles (4 sont représentées ici). Elles se développent à partir d'un point assimilé au réservoir magmatique. Les caractéristiques des parallélépipèdes sont tirées au sort suivant des critères définis a priori (cf. texte). Les déplacements sont calculés aux nœuds d'une grille plane. Fig. 2. Sketch showing the basic features of the
plane. Fig. 2. Sketch showing the basic features of the models. Each intrusion is modelled as a rectangular parallelepiped (4 are shown here). All the intrusions start from the same point, which represents the magma reservoir. The characteristics are chosen at random, according to a priori criteria (cf. text). Displacements are calculated at nodes of a planar grid. Plusieurs tests ont été réalisés à partir de ce modèle afin d'évaluer les effets de divers paramètres. Chaque test comporte 3000 tirages de dykes, dont les paramètres géométriques sont aléatoires : la longueur, la hauteur et l'épaisseur des dykes sont tirées au
longueur, la hauteur et l'épaisseur des dykes sont tirées au sort suivant une loi gaussienne, avec une moyenne et un écart-type fixés. Les pendages sont verticaux et les azimuts peuvent avoir une loi de distribution plate ou gaussienne autour d'une valeur déterminée. Pour chaque essai, nous calculons les composantes verticale et horizontales des déplacements cumulés. RÉSULTATS ET DISCUSSION. L'étude d'un cas typique permet de cerner l'ordre de grandeur et la géométrie des effets liés au développement d'un système intrusif. Le coefficient de Poisson des matériaux de l'édifice est pris égal à 0,25. Une source de départ des intrusions est fixée
à 0,25. Une source de départ des intrusions est fixée à 3 km de profondeur. Les dykes ont une longueur, une hauteur et une épaisseur moyennes de respectivement 3 000 m, 2 500 m et 75 cm, leur pendage est subvertical et leur azimut totalement aléatoire. La déformation résultante crée un dôme de pente régulière, d'une hauteur de 142 m et d'un rayon supérieur à 10 km. Les déplacements horizontaux, essentiellement radiaux, atteignent 144 m. L'extension latérale du dôme peut être réduite en diminuant la profondeur de la source des intrusions ou en réduisant la longueur moyenne des dykes. Pour
intrusions ou en réduisant la longueur moyenne des dykes. Pour obtenir un dôme de déformation d'extension comparable à celle du cône central du Piton de la Fournaise, un jeu de paramètres a été choisi comme indiqué sur la figure 3. Le dôme de déformation ainsi obtenu a une hauteur de 72 m et un rayon Fig. 3. — Carte des déplacements verticaux (en mètres) pour un modèle simulant le cône central du Piton de la Fournaise. La source magmatique est fixée à 2 km de profondeur, la longueur moyenne des dykes est de 750 m, leur épaisseur moyenne est de
dykes est de 750 m, leur épaisseur moyenne est de 75 cm et leur pendage est vertical. L'anisotropie de répartition des fissures est traduite par une distribution gaussienne des azimuts géographiques des dykes (écart-type de 25 degrés autour des azimuts 0 et 180). Fig. 3. — Map of vertical displacements (in metres) for a model of the central cone of Piton de la Fournaise. The magma source is fixed at 2 km depth, the dikes are 750 m long, 75 cm thick and their tilts are vertical. The anisotropy of fissure distribution is represented by a gaussian distribution of the
fissure distribution is represented by a gaussian distribution of the strikes (0 and 180 degrees, with a standard deviation of 25 degrees). Les déplacements horizontaux sont dissymétriques : nuls au centre, ils atteignent 130 m à 1 km du centre suivant l'axe E-W, et 29 m perpendiculairement. Du fait de l'anisotropie des intrusions, le dôme de déformation n'est plus régulier, mais présente un allongement E-W, perpendiculaire à la direction majeure des intrusions. On note une constriction du relief selon l'axe N-S du dôme de déformation, qui peut être rapprochée d'un trait similaire observable sur le cône central du Piton de
trait similaire observable sur le cône central du Piton de la Fournaise, en particulier sur sa face nord. Ce modèle indique donc que la mise en place des intrusions aurait une contribution de l'ordre de 20 dans l'élévation du cône central. De plus, le paradoxe de l'allongement E-O de ce dernier serait expliqué par les déformations. S'agissant d'une première approche, seuls les principaux traits morphologiques du cône central ont été abordés. Il serait envisageable, pour une étude plus détaillée, de compléter le modèle en tenant compte du plongement des dykes et de la plus grande mobilité du flanc Est. Un
et de la plus grande mobilité du flanc Est. Un modèle complet devrait aussi simuler la construction par écoulements laviques. CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES. — Les modèles présentés démontrent que le développement des systèmes intrusifs, dans les boucliers basaltiques, a une influence significative sur la croissance et la morphologie des édifices. L'approche utilisée peut être développée pour intégrer des contraintes plus réalistes : plongement des dykes, mobilité ou blocage d'un flanc, cycles de déformation du réservoir magmatique et simulation des coulées. On pourrait aussi l'étendre à d'autres types de volcanisme, en vue d'une meilleure compréhension de l'édification des volcans sur les
vue d'une meilleure compréhension de l'édification des volcans sur les planètes telluriques. Note remise le 19 novembre 1992, acceptée le 12 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES P. BACHÈLERY, J.-P. GRATIER et L. CHEVALLIER, Caractères structuraux des éruptions historiques du Piton de la Fournaise, C. R. Acad. Sci. Paris, 296, série II, 1983, p. 1345-1350. P. BACHÈLERY, Le Piton de la Fournaise (Ile de la Réunion) étude volcanologique, structurale et pétrologique, Thèse, Univ. Blaise Pascal, Clermont-Ferrand, 1981, 273 p.; R. W. DECKER, Dynamics of hawaiian volcanoes: an overview, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 42, 1987, p. 997-1018. F. W. KLEIN, R. Y.
Pap., 42, 1987, p. 997-1018. F. W. KLEIN, R. Y. KOYANAGI, J. S. NAKATA et W. R. TANIGAWA, The seismology of Kilauea's magma system, Geol. Surv. Prof. Pap., 1350, 1987, p. 1019-1185. J. LÉNAT, Patterns of volcanic activity of Piton de la Fournaise (Réunion Island, Indian Ocean). A synthesis based on monitoring data between 1980 and July 1985, and on historic records since 1930, Proceedings in Volcanology, Springer-Verlag, 1, Contr. 19, 1988, p. 312-338. J.-F. LÉNAT et P. BACHÈLERY, Structure et fonctionnement de la zone centrale du Piton de la Fournaise, in Le volcanisme de la Réunion-Monographie, J.-F. LÉNAT éd.,
Fournaise, in Le volcanisme de la Réunion-Monographie, J.-F. LÉNAT éd., publié par le Centre de Recherches Volcanologiques, Clermont Ferrand, 379 p., 1990, p. 257-296. J. G. MOORE, Giant submarine landslides on the Hawaiian Ridge, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 501-D, 1964, p. 95-98. J. G. MOORE, D. A. CLAGUE, R. T. HOLCOMB, P. W. LIPMAN, W. R. NORMARK et M. E. TORRESAN, Prodigious submarine landslides on the Hawaiian Ridge, J. Geophys. Res., 94, B12, 1989, p. 17465-17484. Y. OKADA, Surface deformation due to shear and tensile faults in a half-space, Bull. Seism. Soc. Am., 75, 1985, p. 1135-1154. G. P.
Bull. Seism. Soc. Am., 75, 1985, p. 1135-1154. G. P. L. WALKER, The dike complex of Koolau volcano, Oahu: internal structure of a hawaiian rift zone, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 41, 1987, p. 961-993. X. M. YANG, P. M. DAVIS, P. T. DELANEY et A. T. OKAMURA, Geodetic analysis of dike intrusion and motion of the magma reservoir beneath the summit of Kilauea volcano, Hawaii, J. Geophys. Res., 97, B3, 1992, p. 3305-3324. Centre de Recherches Volcanologiques, Université Blaise Pascal, OPCBL et CNRS-URA n 10, 5, rue Kessler, 63038 Clermont-Ferrand Cedex, France. Each core was rewetted and its shrinkage
Clermont-Ferrand Cedex, France. Each core was rewetted and its shrinkage curve was automatically measured between watersaturation and air-drying (Braudeau, 1987; Braudeau and Boivin, 1993). The air-dried core was then hand-broken into centimetre-sized clods (5-8 cm3) which were analysed in mercury porosimetry (Vachier et al., 1979; Fies, 1984; Bruand et al., 1990). NOTATION. — The values which are suffixed MS, LM, AE and SL, are defined at the points MS, LM, AE and SL of the shrinkage curve of the undisturbed sample (fig. 1 a), respectively. θ: water content of the sample (gram of water per gram of sample). Ag: clay
sample (gram of water per gram of sample). Ag: clay content (gram of clay per gram of sample). θµ: water content of the micropore volume (gram of water per gram of sample). pw: specific mass of water (gram per cubic centimetre of water). vpµ: micropore volume calculated with the shrinkage curve of the undisturbed sample (cubic centimetre per gram of sample). VHg: micropore volume determined by mercury porosimetry (cubic centimetre per gram of sample). Vag: specific volume of the clayey phase (solid and related porosity in cubic centimetre per gram of clay). θag: water content of the clayey phase (gram
of clay). θag: water content of the clayey phase (gram of water per gram of clay) pag: specific mass of the solid constituting of the clayey phase (gram per cubic centimetre of clay). Vpag: pore volume of the clayey phase (cubic centimetre per gram of clay). RESULTS AND DISCUSSION. — The model MRS is based on the identification of two functional macro- and microscopic systems of soil porosity, the latter corresponding to the pore volume of the clayey phase (Braudeau, 1988 a and c). This model enables the calculation of each pore volume, and its water and air content, whatever
each pore volume, and its water and air content, whatever the water content of the sample between watersaturation and air-drying. One of the hypotheses used in the model MRS is that the air-entry point within the micropore volume corresponds to the point AE on the shrinkage curve of the undisturbed sample (fig. 1 a). That hypothesis, which is consistent with results from studies on pure clays and clays extracted from soils (Sposito and Giraldez, 1976; Tessier, 1978), was discussed here by comparing the micropore volume which was determined with mercury porosimetry and with the application of the model MRS to
porosimetry and with the application of the model MRS to the shrinkage curve of the undisturbed soil sample. In mercury porosimetry (Bruand et al., 1990), the micropore volume (vpHg) (table) corresponds to a pore with equivalent diameters ranging between 0.006 and 0.4 um which mainly results from the packing of elementary clay particles (Cambier and Prost, 1981; Bruand and Prost, 1987; Grimaldi and Boulet, 1990). With the shrinkage curve of the undisturbed sample (fig. 1 a), the micropore volume is defined at the point AE (model MRS) and calculated at the shrinkage limit (point SL). The relationship between the micropore
the shrinkage limit (point SL). The relationship between the micropore volume (vpµ) and the water content of the sample (θ) is given by the model MRS (Braudeau, 1988 a and c): (1) dvpµ/dθ = (1/pw)(e~0~-(e-0~) where θ = (θ - θMS)/(θLM - θMS) between MS and LM, θ = 1 between LM and AE, θ = (θ - θSL)/(θAE - θSL) between AE and SL. Thus, integrating equation (1) between AE and SL, and using equations (2) and (3): (4) vpµSL = (1 /pw) (θAE + 0.718 θSL)/(1.718) The values of vpMSL were calculated with equation (4) (table). vpHg and
of vpMSL were calculated with equation (4) (table). vpHg and vpMSL are closely related (r = 0.97; n = 9), thus indicating that the point AE (fig. 1a) corresponds to the air-entry point within the clayey phase and consequently, that the micropore volume corresponds to the pore volume of the clayey phase as assumed by the model MRS. Equations (5) to (11), which enable us to determine the shrinkage curve of the micropore volume, were deduced from the model MRS (Braudeau, 1988 a and c). The shrinkage curve of the clayey phase was determined by referring the micropore volume to
clayey phase was determined by referring the micropore volume to the clay content of the sample as indicated by equations (12) and (13) (fig. 1 b). Shrinkage and water retention properties of the clayey phase were discussed as in other works with the shrinkage curve of undisturbed samples (Braudeau, 1988 b; Grimaldi and Boulet, 1990). The "potential of swelling-shrinkage" of the clayey phase (CGR) and the "available water capacity" (CEU) of the clayey phase were defined by equations (14) and (15), respectively. Values of CGR and CEU were determined for the studied samples (fig. 2). They show low variation of
the studied samples (fig. 2). They show low variation of CGR and CEU for samples collected from the ferrallitic and ferruginous soils, and a strong increase for the samples from the hydromorphic soils. These results indicated that the physical properties of the clayey phase are modified only for hydromorphic soils though, even significant variations in the soil constitution have been indicated from the ferrallitic soils towards the soil sequence to the hydromorphic soils at the bottom (Fritsch et al., 1990). CONCLUSION. Our results, which were obtained for a large range of sample constitutions (Fritsch et al., 1990), showed how the
of sample constitutions (Fritsch et al., 1990), showed how the model MRS enables the determination of the shrinkage curve of the clayey phase. The properties which are deduced from that curve give information on shrinkage and water retention properties of the undisturbed clayey phase within the sample. INTRODUCTION. Le rôle prépondérant de la phase argileuse dans les propriétés hydriques et mécaniques du sol est très généralement reconnu. Ces propriétés du sol sont en effet étroitement dépendantes de celle, particulière à la phase argileuse, qui est de varier en volume en fonction de sa teneur en eau par réorganisation de ses
fonction de sa teneur en eau par réorganisation de ses particules (Pédro et Tessier, 1983; Tessier, 1978). La courbe de retrait de la phase argileuse du sol est de ce fait une caractéristique majeure à prendre en compte dans les études pédologiques. Cependant, cette courbe n'est que très rarement mesurée et, mis à part quelques tentatives pour discuter les propriétés de l'argile d'échantillons non remaniés (Bruand et al. 1988; Bruand et Zimmer, 1992), les mesures portent habituellement sur des argiles modèles ou bien des argiles extraites de sols (Pédro et Tessier, 1983; Tessier, 1980; Tessier et Pédro, 1984). Ceci est
Tessier, 1983; Tessier, 1980; Tessier et Pédro, 1984). Ceci est essentiellement la conséquence de l'absence de moyens conceptuels permettant de quantifier la variation de volume de la phase argileuse à partir de la variation du volume global du sol. Dans cette Note, nous nous proposons d'utiliser un Modèle de Retrait Structural du sol (modèle MRS) établi récemment (Braudeau, 1988 a et c) et de l'appliquer à un ensemble de sols; ceci afin de montrer comment il est possible de calculer la courbe de retrait de la phase argileuse à partir de la courbe de retrait mesurée sur échantillon non remanié,
de la courbe de retrait mesurée sur échantillon non remanié, puis de préciser certaines propriétés caractéristiques de la phase argileuse. II. ÉCHANTILLONS ET MÉTHODES D'ÉTUDE. — Les sols étudiés appartiennent à une toposéquence représentative d'un petit bassin versant du nord de la Côte-d'Ivoire (Booro-Borotou). Au sein de cette toposéquence, on passe latéralement de sols rouges ferrallitiques présents sur le plateau et en haut de versant, à des sols jaunes du domaine ferrugineux en milieu de versant, et enfin à des sols beiges hydromorphes en bas de versant (Fritsch et al., 1990). Les prélèvements d'échantillons ont été effectués dans dix fosses
1990). Les prélèvements d'échantillons ont été effectués dans dix fosses pédologiques réparties le long de la toposéquence, de façon à échantillonner les principales transformations minéralogiques et structurales qui se produisent le long de cette toposéquence. Deux échantillons cylindriques (h = 3 cm, D = 5,6 cm) ont été prélevés dans chaque fosse au niveau de l'horizon minéral situé à 40 cm de profondeur. La courbe de retrait de chaque échantillon cylindrique non remanié est obtenue en mesurant en continu le diamètre du cylindre de sol et sa masse au cours du dessèchement de l'état saturé à l'état sec (Braudeau, 1987).
du dessèchement de l'état saturé à l'état sec (Braudeau, 1987). Le dispositif comprend plusieurs postes montés en série dans une enceinte thermostatée à 28°C (Braudeau et Boivin, 1993). Le cylindre de sol, une fois sec, a été fragmenté à la main en mottes de dimensions centimétriques (58 cm3) en vue de l'analyse de la porosité en porosimétrie au mercure (Vachier et al., 1979; Fiés, 1984; Bruand et al., 1990). Les résultats sont exprimés par rapport à la masse de l'échantillon séché à 105°C pendant 24 h. III. NOTATIONS UTILISÉES. Les grandeurs exprimées aux points MS, LM, AE et SL de
grandeurs exprimées aux points MS, LM, AE et SL de la courbe de retrait de l'échantillon non remanié (fig. 1 a) sont respectivement suffixées TABLEAU Tableau des caractéristiques des échantillons étudiés. Les échantillons sont rangés par ordre depuis le haut de la toposéquence (sols rouges du domaine ferrallitique : échantillons 1, 2 et 3, sols jaunes du domaine ferrugineux : échantillons 4, 5 et 6 et sols beiges du domaine hydromorphe échantillons 7, 8, 9 et 10). Characteristics of the studied samples. The samples are ordered from the top to the bottom of the toposequence (ferrallitic soils: samples 1, 2
the bottom of the toposequence (ferrallitic soils: samples 1, 2 and 3; ferruginous soils: samples 4, 5 and 6 and hydromorphic soils: samples 7, 8, 9 and 10). Teneur Volume Teneur en Teneur en eau Volume massique microporal (g/g) (cm3/g) (cm3/g) argile (g/g) (cm3/g) (cm3/g) Ech. (g/g) OSL OAE OLM OMS VSL VAE VLM VMS VpM Hg VPM SL I. 0,593 0,145 0,164 0,179 0,201 0,695 0,701 0,711 0,718 0,150 2. 0,461 0,117 0,142 0,153 0,194 0,677 0,685 0,692 0,704 0,135 0,132 3. 0,499 0,128 0,152 0,172 0,196 0,687 0,694 0,706 0,713 0,125 0,142 4. 0,447 0,116 0,143 0,150 0,172
0,706 0,713 0,125 0,142 4. 0,447 0,116 0,143 0,150 0,172 0,666 0,674 0,679 0,686 0,121 0,132 5. 0,374 0,097 0,117 0,125 0,155 0,638 0,643 0,647 0,655 0,100 0,109 6 0,354 0,090 0,109 0,119 0,155 0,607 0,611 0,615 0,622 0.108 0,101 7. 0,229 0,053 0,086 0,099 0,157 0,629 0,634 0,639 0,650 0,055 0,072 8. 0,166 0,020 0,057 0,068 0,114 0,627 0,630 0,632 0,636 0,054 0,041 9. 0,104 0,016 0,036 0,061 0,101 0,637 0,638 0,642 0,645 0,040 0,028 10. 0,042 0,003 0,022 0,033 0,076 0,642 0,643 0.645 0.648 0.022 0.014 Fig. 1. Courbe de retrait de l'échantillon de sol non remanié (a)
Courbe de retrait de l'échantillon de sol non remanié (a) et courbe de retrait du volume microporal (h) calculée en appliquant le modèle MRS à la courbe de retrait de l'échantillon non remanié. Fig. 1. — Shrinkage curve of the undisturbed soil sample (a) and shrinkage curve of the micropore volume (b) which was calculated by applying the model MRS to the shrinkage curve of the undisturbed soil sample. MS, LM, AE et SL : teneur en eau de l'échantillon (gramme d'eau par gramme d'échantillon). Ag : teneur en argile de l'échantillon (gramme d'argile par gramme d'échantillon). 6 : teneur