ISTerre - Institut des Sciences de la Terre

Projet Geothest 2019-2023

Jean-Luc GOT — 2021-01-08T08:17:53Z

La sismicité induite est un facteur fortement limitant des projets géothermiques moyenne enthalpie, réalisés à proximité des centres urbains, où l'exploration géophysique est difficile. Dans ce projet nous proposons l'utilisation couplée de méthodes de corrélation de bruit sismique et MT pour déterminer la présence de fluides en profondeur, réaliser le suivi temporel de leur pression, connaître la relation pression-sismicité ainsi que les paramètres hydrodynamiques du réservoir.
Nous utilisons pour cela (1) 5 stations du Réseau Accélérométrique Permanent à Annecy, où un aquifère profond (2km) met en charge hydraulique une faille active, et où le calcul des variations de vitesses sismiques révèle des variations saisonnières, une forte corrélation aux précipitations et à la sismicité, et (2) des mesures MT qui permettent de réaliser des modèles 1D – 3D de résistivité dont l'inversion couplée avec celle des variations de vitesse peut permettre d'imager la teneur en eau.

1. Contexte scientifique et positionnement
La lutte contre la pollution atmosphérique induite par les centrales de chauffage urbain utilisant les ressources fossiles ou carbonées rendent nécessaire la recherche pour une meilleure utilisation des ressources géothermiques moyenne enthalpie (température comprise entre 50 et 100°, profondeur entre 1,5 et 3 km). En France, l'utilisation de la chaleur géothermique profonde pour le chauffage collectif est essentiellement restée limitée à des régions tectoniquement stables et aux aquifères naturellement perméables très favorables à ce type d'exploitation (Ile de France et Aquitaine). Dans d'autres régions, la mise en pression de l'eau pour stimuler la fracturation hydraulique des roches et améliorer la perméabilité peut induire une sismicité bien ressentie et mal acceptée (Bâle (2006), St-Gall (2013), Vendenheim (2019)), ce qui peut conduire à l'échec des projets. La compréhension de la sismicité induite et de son déclenchement est donc une question importante. Par ailleurs, les ressources géothermiques pour le chauffage urbain sont nécessairement recherchées au voisinage des villes, un environnement qui ne facilite pas l'exploration géophysique ; ceci est un défi (1) pour les méthodes électromagnétiques passives, par exemple magnéto-tellurique (MT), qui peuvent être performantes pour retrouver les fluides profonds mais nécessitent un traitement de données avancé en présence de bruit anthropique corrélé, et (2) pour la mise en évidence de petits séismes locaux. Il est donc difficile de connaître le sous-sol péri-urbain et notamment les aquifères profonds (1,5-3 km) et leur potentiel en termes de ressource et de risque de sismicité induite.
Dans ce contexte, les méthodes basées sur la corrélation de bruit sismique ont un potentiel à explorer, et les méthodes MT peuvent être adaptées ; le couplage des deux méthodes peut être très productif.

Figure 1 : Coupe ESE-WNW perpendiculaire à l'axe du pli chevauchant d'Aix-les-Bains, représentant la circulation des eaux thermales entre le sommet des calcaires tithoniens (La Charve) et le chevauchement, ainsi que l'emplacement du forage Chevalley (Carfantan et al., 2003).

2 Objectif du projet
Ce projet a pour objectif de contribuer à combler cette lacune par le développement de méthodes géophysiques pour l'estimation des ressources et des paramètres hydrodynamiques, ainsi que pour l'étude du couplage hydromécaniques et du risque de sismicité induite. Nous avons d'abord choisi un site expérimental exceptionnel : le site d'Epagny-Annecy. Il représente bien la problématique générale commune aux régions d'avant-pays, où les contraintes tectoniques résiduelles sont encore présentes. Annecy est situé comme Aix-les-Bains dans le bassin molassique péri-alpin, la molasse surmontant des formations calcaires et marneuses du Crétacé et Jurassique, plissées (style tectonique jurassien, plis chevauchants). Les formations calcaires régionales sont connues pour être karstiques et aquifères (Figure1). Dans la région d'Aix-les-Bains le forage Chevalley a retrouvé l'eau thermale (72 °C, 2 km de profondeur) dans les calcaires tithoniens, sous pression, en provenance du sommet des plis chevauchants. A Annecy, le contexte géologique est similaire et la question de l'exploitation d'éventuelles ressources géothermales est posée, mais la région est traversée par une faille alpine majeure, la faille du Vuache, au voisinage de laquelle a eu lieu le séisme d'Epagny (M5.3) en 1996 (Thouvenot et al., 1998).

L'observation géologique et la sismique réflexion montrent que les calcaires urgoniens et tithoniens locaux potentiellement aquifères et sous pression sont également traversés par cette faille, qu'ils peuvent éventuellement mettre en charge hydraulique. L'étude des répliques du séisme M5.3 d'Epagny (1996) montre une migration des hypocentres vers le Nord-Ouest et le Sud-Est (Figure 2) après le séisme principal. Cette migration peut être interprétée comme résultant de la diffusion d'une perturbation de pression fluide interstitielle ; cette diffusion ne peut qu'avoir lieu dans les formations calcaires karstiques et fracturées. Ce site peut être compris comme un analogue naturel d'expérience de fracturation hydraulique, semblable à celles de Bâle, St-Gall, Vendenheim.

Figure 2 : Distribution spatio-temporelle des répliques du séisme d'Epagny, 17-31 Juillet 1996. L'échelle de couleur représente la date en jours après le séisme nombre d'évènements par intervalle entre crochets). L'étoile noire est située à l'épicentre du séisme principal (15/07 1996). La ligne mauve représente la trace cartographique de la faille du Vuache.

3. Travaux en cours.
3.1 Analyse des enregistrements sismiques
Collaboration : C. CAUDRON, A. WICKHAM-PIOTROVSKY, Bhutwala RAJ, Sophie GIFFARD-ROISIN, Josipa MAJSTOROVIC, Léonard SEYDOUX, Philippe LESAGE.
A la suite du séisme d'Epagny (1996), 5 stations du RAP (Réseau Accélérométrique Permanent), avec enregistrement en continu depuis fin 2012, ont été installées sur une surface d'environ 15 km 2 . Nous avons détecté la petite sismicité locale enregistrée par le réseau, et calculé en continu les variations relatives de vitesse par corrélation de bruit sismique. Ce dernier calcul, réalisé station par station par intercorrélation de composantes entre 7 et 0,5 Hz à l'aide du code MSNoise, montre clairement une variation saisonnière des vitesses (Figure 3), pendant 7 ans. Les vitesses sont plus faibles entre Janvier et Juillet, plus fortes entre Juillet et décembre. La sismicité a lieu presque exclusivement entre Janvier et Juillet lorsque les vitesses sont faibles. Les variations saisonnières de vitesse basse fréquence sont directement corrélées à la température et évoquent un contrôle de l'infiltration des précipitations par l'évapotranspiration. Les variations de vitesse haute fréquence sont directement corrélées aux précipitations (Figure 3b), avec un décalage temporel d'une dizaine de jours. L'utilisation des temps de premières arrivées P et S, tP et tS, et de la différence tS-tP des séismes qui ont lieu sous les stations (rais verticaux) indiquent une profondeur hypocentrale d'environ 2 km. L'ensemble est cohérent avec un modèle d'aquifère pressurisé, dans lequel les fractures s'ouvrent lorsqu'il est sous pression, faisant baisser le module d'Young et les vitesses, et favorisant les ruptures et les microséismes. Les variations de vitesse pré- et post-sismiques du séisme M2.7 de Meythet (2013) montrent une dépressurisation du système, qui s'atténue avec le temps, probablement par diffusion de fluide.

Figure 3 Les variations de vitesse saisonnières (ab) et leur dépendance de la profondeur (c). a) Variation relative de vitesse sismique mesurée à la station OGEP, en %, dans la bande de fréquence 1-2 Hz, en fonction du temps en jours, sur une année. En rouge est représentée la moyenne, par jour, entre le 01/01/2013 et le 31/12/2019 ; les autres couleurs représentent les 7 courbes annuelles entre ces dates ; b) En bleu : dérivée temporelle de la variation relative de vitesse mesurée à la station OGEP, en fonction du temps, pour l'année 2019 ; en rouge : hauteur de pluie normalisée mesurée à Meythet, en fonction du temps. c) les amplitudes (crête-à-crête) des variations temporelles de vitesses saisonnières en fonction de fréquence.

3.2 Acquisition et analyse des signaux magnéto-telluriques.
Collaboration : V. RATH, A. JUNGE, A. THIEDE (Uni Francfort, Allemagne), S. BYRDINA, L. METRAL
La magnétotellurique est un outil classique d'exploration des cibles géothermiques potentielles [e.x., Munoz 2014 ; Thiel 2019]. Nous avons réalisé un ensemble de mesures sur une quinzaine de sites dans la région, péri-urbaine, d'Annecy-Epagny (Figure 4).

Figure 4 : inversion 1D Markov chain Monte Carlo pour le site MT ANN9 (Brodie & Jiang, 2018). a) Réseau des sites magnéto-telluriques représenté par ellipses dont les couleurs correspondent aux valeurs du tenseur de résistivité apparente à fréquence de 3 Hz. b) Résistivité apparente, module (en haut), et phase en degrés (en bas), en fonction de la fréquence. c) log géologique du site. d) l'ensemble des modèles 1D de résistivité, en Ohm.m, en fonction de la profondeur ; à droite. Le niveau <20> 100 Hz) et une lointaine, situé à Wittstock en Alemagne, 1500 km de la zone d'interet (station permanente maintenu par GFZ Potsdam) pour basses frequences <90 Hz (Ritter et al, 2015). Grace à ces deux stations il est possible d'obtenir les fonctions de transfer et les tippers jusqu'au 2 Hz. Les modèles de résistivité 1D ont été calculés pour chaque site et montrent des résistivités inférieures à 30 Ohm.m à 2km de profondeur (Figures 4-5). Dans un premier temps un modèle 3D du tenseur des phases a été obtenu à l'aide du code ModEM, l'inversion 3D de l'impédance reste préliminaire sans corrections statiques. Le modèle 3D (Figure 5) montre la trace et l'offset vertical de 600m de la faille du Vuache mais manque la résolution latérale ainsi que la profondeur d'investigation.

Figure 5. a) Réseau des sites magnéto-telluriques représenté par ellipses dont les couleurs correspondent aux valeurs du tenseur de résistivité apparente à fréquence de 144 Hz. Coupes du modèle 3D : AA' à travers de la faille du Vuache (b) ; coupe BB' (c) .

4 Perspectives
Le premier objectif (1) de ce travail est de connaître la variation de pression nécessaire pour déclencher la sismicité locale. L'étude préliminaire des variations de vitesse sismique par corrélation de bruit n'a été faite qu'en station unique, pour 2 stations (OGEP – Epagny et OGME – Meythet) en inter-composantes ; nous devons continuer pour les 3 autres stations et faire le calcul par couple. L'objectif suivant sera de suivre les variations temporelles de pression en plusieurs points du site. Pour cela il faudra trouver et vérifier la relation entre variations de vitesses sismiques et de pression hydraulique en utilisant une loi de transfert hydraulique (p. ex., la loi cubique). Nous utiliserons ensuite la corrélation entre vitesses et sismicité pour en déduire la variation de pression nécessaire pour déclencher la sismicité.

Le modèle 3D de résistivité préliminaire obtenu souffre d'un manque de résolution spatiale, aussi bien horizontalement que verticalement. Pour l'augmenter, et obtenir un modèle 3D d'impédance (Objectif 2), nous devrons réaliser le doublement du nombre de sites MT, et l'ajout de capteurs MT basse fréquence LEMI pour augmenter la profondeur d'investigation, ainsi que la réalisation des corrections statiques par TDEM.

Remerciements
Nous remercions l'IRD et la Fondation USMB pour le financement des instruments MT,. Le SYANE (Haute Savoie) pour le soutien logistique et financier de notre travail sur le terrain ; la plateforme SIG d'ISTerre et le RAP pour la maintenance du reseau accélérométrique permament. Nous remercions Oliver Ritter and Tobias Reise de GeoForschungsZentrum pour les données de la station permanente à Wittstock.

References :
Brodie & Jiang, 2018, Trans-Dimensional Monte Carlo Inversion of Short Period Magnetotelluric Data for Cover Thickness Estimation, https://github.com/GeoscienceAustralia/rjmcmcmt
Egbert (1997), Robust multiple‐station magnetotelluric data processing, Geoph. J.Int, 130
Guiltinan & Becker (2015), Measuring well hydraulic connectivity in fractured bedrock using periodic slug tests, J. Hydrol., 521, 100–107
Hering P. (2019 ) PhD thesis Advances in magnetotelluric data processing, interpretation and inversion
Kelbert et al (2014) Modem : a modular system for inversion of electro-magnetic geophysical data, Comput Geosci 66:40–53
Muñoz G (2014), Exploring for geothermal resources with electromagnetic methods. Surv. Geophys. ,35(1):101–122
Ritter, O., Muñoz, G., Weckmann, U. et al, (2015) : A Permanent Magnetotelluric Reference Station in Wittstock, Germany (Report), (Scientific Technical Report - Data ; 15/09) (GIPP Experiment- and Data Archive), Potsdam : Deutsches GeoForschungsZentrum GFZ. DOI : http://doi.org/10.2312/GFZ.b103-15092
Thiel S (2017), Electromagnetic Monitoring of Hydraulic Fracturing : Relationship to Permeability, Seismicity, and Stress, Surv Geophys, 38:1133–1169
Thouvenot et al., (1998). The Ml 5.3 Epagny (French Alps) earthquake of 1996 July 15 : a long awaited event on the Vuache fault. Geophysical Journal International, 135, 876-892.

Sismologie volcanique

Jean-Luc GOT, Jean-Philippe METAXIAN, Philippe LESAGE — 2013-12-06T14:40:02Z

L'activité sismique est l'un des principaux signes précurseurs des éruptions volcaniques. En effet, cette activité, qui est faible lorsque le volcan est au repos, peut augmenter fortement dans les mois, les semaines ou les jours qui précèdent les éruptions. L'étude de la sismicité des volcans est à la base des méthodes de surveillance et de prédiction des éruptions. L'analyse des différents types de séismes qui se produisent dans les volcans permet de mieux comprendre les processus physiques se produisant dans les systèmes magmatiques et hydrothermaux.

Nous développons des méthodes spécifiques pour l'étude des séismes volcaniques, basées sur l'analyse spectrale ou autorégressive, sur l'utilisation d'antennes sismiques, ou sur la localisation précise des sources de ces événements. Nous essayons également d'expliquer cette sismicité en terme de mécanismes physiques, en distinguant les séismes associés à des ruptures de la roche solide et les séismes liés à la présence de fluides dans le système (magma, eau, gaz). Nous essayons donc d'extraire des observations sismiques des informations utiles pour contraindre les modèles de processus magmatiques.

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Figure : Enregistrement de l'activité sismique du volcan de Colima, Mexique, pendant 24 heures. Les séismes sont représentés d'une couleur qui dépend du type d'événement (rouge = explosion, vert = séisme lié à la présence de fluide, etc.). Cette classification par type de séisme est réalisée de façon automatique par un algorithme de reconnaissance vocale adapté à la sismologie (collaboration avec l'Université de Grenade, Espagne, et l'Université de Colima)..

Ces travaux de recherche sont basés sur des enregistrements de séismes et de bruit de fond provenant de réseaux permanents de surveillance ou d'expériences temporaires sur le terrain. Dans la mesure du possible, nous interprétons les données sismiques en relation avec d'autres observations géophysiques. Les méthodes mises au point sont ensuite transférées dans des observatoires volcanologiques où elles contribuent à améliorer la surveillance des volcans.

Nos études portent principalement sur l'activité de volcans d'Amérique latine (Mexique, Costa Rica, Pérou), d'Indonésie (Mérapi) et sur le Piton de la Fournaise (Île de la Réunion).

Volcano seismology

Anaïs SCHNEIDER, Jean-Luc GOT, Jean-Philippe METAXIAN, Philippe LESAGE — 2013-12-06T14:40:02Z

Seismic activity is one of the main precursors of volcanic eruptions. This activity, which is low during volcanic quiescence, can strongly increase in the months, weeks or days preceding eruptions. The study of volcanic seismicity is the basis of monitoring methods and eruption forecasting. Furthermore, the analysis of the various types of earthquake which occur inside volcanoes allow understanding better physical processes in magmatic and hydrothermal systems.

We develop specific methods for volcanic earthquakes studies which are based on spectral or autoregressive methods, seismic array processing, or precise source location. We aim at explaining in term of physical mechanisms both the seismic events associated with ruptures of solid rock and the vibrations related to the fluids (magma, water, gas) that fill cavities in the structure. Thus, we try to extract from seismic observations useful information in order to constrain models of magmatic processes.

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Figure : 24 hours recording of the seismic activity of Colima volcano, Mexico, during 24 hours. Earthquakes are drawn in colors that depend on the type of event (red = explosion ; green = fluid related event ; etc.). This classification is carried out automatically using a voice recognition system adapted for volcano seismology (collaboration with University of Granada, Spain, and University of Colima, Mexico).

These researches are based on the analysis of records of seismic events and ambient noise from permanent monitoring networks or from temporary field experiments. Whenever possible, we interpret the seismic data together with other geophysical observations. The methods which are developed can be implemented in volcanological observatories where they improve volcano monitoring.

We mainly study the seismic activity of volcanoes in Latin America (Mexico, Costa Rica, Peru), in Indonesia (Merapi), and Piton de la Fournaise volcano (La Reunion Island).

Enseignement

Jean-Luc GOT — 2013-07-08T09:04:49Z

Responsable Master pro GAIA (Géosciences Appliquées à l'Ingénierie de l'Aménagement) :

– En savoir plus

Mesure par InSAR de la déformation en région volcanique

Jean-Luc GOT, Virginie PINEL — 2013-04-03T09:12:51Z

Nous utilisons l'InSAR (Interférométrie de données produites par des Radars à Synthèse d'Ouverture) afin d'obtenir des cartes de déplacement du sol en région volcanique. Ces déplacements sont induits par le stockage et le transport du magma dans la croûte, la charge des dépôts volcaniques ou des instabilité d'édifices. Leur étude permet, en particulier, d'imager les zones de stockage magmatique.

Figure 1 : Déformation à Colima (Mexique) sur la période 2002-2006 obtenue avec les données ENVISAT. Vitesse moyenne dans la direction de la ligne de visée en mm/an pour la zone sommitale du Volcan de Colima (les valeurs positives correspondent à un déplacement vers le satellite). Les carrés noirs marquent la zone de référence où la vitesse moyenne est fixée arbitrairement à zéro. a) Track descendante 384, b) Track ascendante 48. Ce déplacement peut être modélisé par une charge circulaire uniforme de 1.3 Mm3/an avec un rayon de 500 m et une source de déflation ponctuelle située à 2.5 km de profondeur avec V = 0.23*106 m3/an. NCV : Volcan de Nevado de Colima, CV : Volcan de Colima. (à partir de Pinel et al, 2011).

Figure 2 : Déformation à Colima (Mexico) sur la période 2007-2010 obtenue avec les données ALOS. Superposition de la vitesse moyenne de déplacement (track ascendante 195) sur l'image Google Earth. Le trait rouge représente 6.5 km. Un cycle de couleur correspond à une vitesse de 2.7 cm/an.

Deformation of volcanoes measured by InSAR

Anaïs SCHNEIDER, Jean-Luc GOT, Virginie PINEL — 2013-04-03T09:12:51Z

InSAR (Interferometry of Synthetic Aperture Radar data) is used to obtain maps of surface displacements in volcanic areas. Displacements are induced by magma transport and storage at shallow depth, loading due to eruptive deposits emplacement or volcanoes instabilities. They are used to image magmatic storage zones.

Figure 1 : Deformation at Colima Volcano (Mexico) from 2002 to 2006 obtained by ENVISAT data. Mean velocity in LOS in mm/year for the summit area of Colima Volcano (positive values are for displacements directed towards the satellite). Results are superimposed on the SRTM Digital Elevation Model. Black boxes are for the area of reference where the mean velocity is arbitrarily set to zero. a) Mean velocity obtained for the descending track 384. b) Mean velocity obtained for the ascending track 48. Displacements can be modeled considering both a uniform circular load of 1.3 Mm3/y with a 0.5 km radius and a Mogi deflating source at 2.5 km depth with ΔV=0.23*106m3/y. NCV : Nevado de Colima Volcano, CV : Colima Volcano. The outline of the 1998 lava flow is reported in panel a). (from Pinel et al, 2011).

Figure 2 : Deformation at Colima Volcano (Mexico) from 2007 to 2010 obtained by ALOS data. Superposition of the mean velocity obtained using the ascending track 195 on the Google Earth image. The red line is for 6.5 km. One cycle of color is for a velocity of 2.7 cm/y.

Imagerie des structures volcaniques par tomographie sismique

Jean-Luc GOT, Virginie PINEL — 2013-03-28T09:14:13Z

La connaissance de la distribution des masses (donc des densités) et des modules élastiques dans un édifice volcanique est nécessaire pour avancer dans la compréhension de son comportement mécanique et la bonne modélisation de ses déformations. Dans ce cadre nous avons mis au point une méthode d'inversion tomographique de temps d'arrivée de séismes, comportant une régularisation bayésienne de l'inversion, et un calcul très précis des temps d'arrivée théoriques. Cette méthode permet d'obtenir la distribution spatiale des vitesses sismiques de façon stable et précise. Elle a été notamment utilisée au Kilauea (Monteiller et al., 2005 ; Got et al., 2008), au Piton de la Fournaise (Prono et al., 2008), et au Popocatepetl (Berger et al., 2011).

Figure 1 : Distribution spatiale des vitesses sismiques des ondes P à 6 km de profondeur calculées par inversion tomographique de temps d'arrivée de séismes. La carte montre les principaux éléments topographiques, les stations sismiques (triangles noirs) et les séismes utilisés (points blancs) pour la tomographie. Le modèle présenté est le plus simple qui ajuste les données (information a priori optimale pour les vitesses : longueur de corrélation 5 km, écart-type 1 km/s) (d'après Got et coll., 2008).

Imaging volcanic structures by seismic tomography

Anaïs SCHNEIDER, Jean-Luc GOT, Virginie PINEL — 2013-03-28T09:14:13Z

The knowledge of the distribution of masses (densities) and elastic modules in a volcanic edifice is needed to understand its mechanical behaviour and to perform the modelling of its deformation. In this frame we set up an earthquake arrival-time tomographic inversion method, using an accurate numerical scheme for the computation of theoretical travel times and a bayesian regularization of the inverse problem. This method allows us to get a stable and accurate spatial distribution of the seismic velocity. It has been used at Kilauea (Monteiller et al., 2005 ; Got et al., 2008), Piton de la Fournaise (2008) and Popocatepetl (Berger et al., 2011) volcanoes.

Figure 1 : Spatial distribution of the P-wave seismic velocity at 6-km depth, computed by tomographic inversion of earthquake arrival-times. The map shows the main structural features, the seismic stations (black triangles) and the earthquakes (white dots) used in the tomographic inversion. The model is the simplest that best fits the data (optimal a priori information for velocity parameters : 5-km correlation length, 1-km/s standard deviation) (from Got et al., 2008).

Comportement mécanique des édifices volcaniques

Jean-Luc GOT, Virginie PINEL — 2013-03-28T08:14:17Z

La modélisation numérique est utilisée afin d'étudier et quantifier :
– la stabilité des édifices et réservoirs magmatiques (condition de formation des calderas) ;
– la rhéologie des édifices, le rôle de l'édifice dans l'interaction édifice/croûte et magma/édifice ;
– l'évolution du champ de contrainte lors du transfert de magma ;
– l'effet d'une perturbation externe (déstabilisation d'édifice, variation de charge glaciaire…) sur une zone de stockage magmatique (déformation, sismicité induite, évolution de la stabilité) ;
– les conséquences des injections magmatiques dans un plan de détachement sur la stabilité d'un volcan bouclier.

Figure 1

Figure 1 : Evolution du volume de magma émis suite à la disparition de 20 % de l'édifice volcanique pour un strato-volcan (cône de pente 30 degrés). Les résultats sont présentés en fonction des tailles du réservoir et du volcan dans le cas d'un réservoir sphérique rempli de magma incompressible. Le coefficient de Poisson est de 0.25. Trois valeurs différentes de profondeur du toit de chambre sont considérées : a) 0.5 km b) 1 km , et c) 3 km. (A partir de Pinel et Albino, 2013)

Figure 2

Figure 2 : Interaction entre édifice et croûte océanique, dans le cas des grands volcans hawaiiens : Mauna Loa et Kilauea : les édifices sont représentés par des noyaux élastiques denses (modules d'Young 100 GPa, coefficient de Poisson 0,25, masse volumique 2900 kg/m3) et une couverture élasto-plastique légère (module d'Young 60 GPa, coefficient de Poisson 0,25, cohésion 1 MPa, angle de frottement interne 15°, masse volumique 2600 kg/m3) ; les paramètres élastiques sont déduits par tomographie sismique, les paramètres plastiques sont déduits d'essais sur les échantillons de forages profonds effectués sur le Kilauea. Le plan de décollement est représenté par un interface qui suit une loi de frottement de Coulomb (angle de frottement interne 10°). La croûte océanique est représentée par un matériau élasto-plastique (module d'Young 100 GPa, coefficient de Poisson 0,25, cohésion 1 MPa, angle de frottement interne 15°, masse volumique 2900 kg/m3) . La déformation plastique effective (norme quadratique du tenseur déviatorique des déformations plastiques) est représentée en couleur. Le critère de plasticité utilisé est le critère de Drücker-Prager (d'après Got et coll., 2008).

Mechanical behaviour of volcanic edifices

Anaïs SCHNEIDER, Jean-Luc GOT, Virginie PINEL — 2013-03-28T08:14:17Z

Numerical modeling is used to characterize :
– the stability of volcanic edifices and magma storage zones (condition for caldera formation) ;
– the edifice rheology, the role of the edifice in the crust/edifice and magma/edifice interaction ;
– the stress field during magma transfer ;
– the consequences of a given external perturbation (edifice collapse, surface unloading due to glacier retreat…) on a magma storage zone (resulting deformation, seismicity, evolution of the stability) ;
– the consequences of magmatic injections in a detachment level on volcano stability.

Figure 1

Figure 1 : Evolution of the erupted volume of magma following the removal of the upper 20% of a conical edifice with a slope of 30°. Results are presented as a function of the reservoir and edifice radius. Calculations are performed for a spherical reservoir filled with incompressible magma. Crustal Poisson's ratio is equal to 0.25. Three different values for depth to the top of the magma reservoir are considered : a) 0.5 km depth, b) 1 km depth, and c) 3 km. (from Pinel & Albino 2013.

Figure 2

Figure 2 : Edifice/crust interaction in the case of the large hawaiian volcanoes (Mauna Loa and Kilauea). Edifices are represented by dense and elastic cores (Young's modulus 100 GPa, Poisson's ratio 0,25, density 2900 kg/m3) and a light elasto-plastic cover (Young's modulus 60 GPa, Poisson's ratio 0,25, cohesion 1 MPa, friction angle 15°, density 2600 kg/m3) . Elastic parameters are deduced from seismic tomography, plastic parameters result from tests on rock samples issued from deep drillings in the Kilauea volcano. The décollement plane is represented by an interface with a Coulomb friction law (friction angle 10°). Oceanic crust is represented by an elasto-plastic material (Young's modulus 100 GPa, Poisson's ratio 0,25, cohesion 1 MPa, friction angle 15°, density 2900 kg/m3) . Effective plastic strain (norm of the deviatoric plastic strain tensor) is represented by colours (from Got et al., 2008).