jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
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 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 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 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 planètes telluriques. Note remise le 19 novembre 1992, acceptée le 12 janvier 1993. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES P. BACHÈLERY, J.-P. GRATIER et
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 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 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. 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., 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.
Dynamics of hawaiian volcanoes: an overview, U.S. Geol. Surv. Prof. 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., 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. 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 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,
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 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 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 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
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 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 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 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 volume (vpµ) and the water content of the sample (θ)
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 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 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 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 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
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 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 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 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 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
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 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 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 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
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 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, 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 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).
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 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). 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 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 and 3; ferruginous soils: samples 4, 5 and 6 and hydromorphic soils: samples 7, 8, 9 and 10). Teneur Volume
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 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 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 0,666 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) 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