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Université Blaise Pascal – Clermont-Ferrand II
U.F.R Sciences et Technologies Laboratoire Magmas et Volcans
Apports des méthodes géophysiques (résistivités électriques, gravimétrie) dans l’étude des édifices volcaniques et comparaison avec la tomographie
muonique : exemple du Puy de Dôme
Mémoire de Master 2 Recherche PORTAL Angélie
Encadrants : M. Philippe Labazuy
M. Jean-François Lénat
Soutenu le 18 juin 2012 devant le jury composé de : Mme. Valérie Cayol M. Anthony Finizola M. Ken Koga M. Hervé Martin M. Ivan Vlastelic M. Franck Donnadieu (rapporteur)
Photo de couverture : Soissons, P.
REMERCIEMENTS
Je tiens à remercier mes deux encadrants, Philippe Labazuy et Jean-François Lénat qui m’ont
guidés et soutenus tout au long de ce stage. Merci de l’opportunité qu’ils m’ont offerte, de m’avoir fait
confiance pour les expériences de terrain et de m’y avoir accompagné (et fait souffrir). Un grand merci
pour leur patience et leur incroyable capacité à me supporter. J’espère que le résultat sera à la hauteur
de leurs espérances.
Je remercie Didier Miallier pour sa connaissance du Puy de Dôme et de ses secrets,
géologiques et archéologiques. Merci aussi à Pierre Boivin, pour son aide et son enthousiasme à
découvrir les modèles géophysiques. Je voudrais aussi remercier Ariel Provost, pour son aide précieuse
lors du traitement des données.
Je remercie aussi Camille d’avoir passé autant de temps à m’épauler, sur le terrain et au
bureau. Merci pour les prêts d’ordinateurs !!
Un grand merci à toutes celles et ceux qui ont eu la gentillesse de m’accompagner sur le Puy
de Dôme, lors de mes expériences de terrain, dans des conditions parfois difficiles : Elodie (et Claudio),
Camille, Lucie (Pierrette), Grace, Jean-Louis, Yohan, Carine, Basile et Lydie (quand le Dabou galère !!).
Sans eux le GPS serait resté au labo, et j’aurais peut-être abandonné le gravimètre dans la neige ou
sous la grêle !!!! Je les remercie pour leur disponibilité (leur courage parfois), et de la bonne humeur
que chacun a pu m’apporter lors de journées parfois longues ! Je tiens aussi à remercier toutes les
personnes présentes lors du week-end "électrocution Puy de Dôme" sans qui je n’aurais pu obtenir de
si jolis modèles !
Merci aussi à mes camarades de promo, qui ont rendu cette année chargée, en souvenirs
impérissables : Alex, Becky, Corentin, Grace, Liliana, Lizzie, Lucie, Ludo, Nina, Silvia et Steve. Je les
remercie aussi pour ces bonnes soirées de rédaction dans les derniers jours de labeur.
Enfin merci à mes proches pour leur soutien permanent et l’intérêt qu’ils portent à cette
passion qu’est "l’étude des cailloux" !!
1
SOMMAIRE
REMERCIEMENTS
TABLE DES ILLUSTRATIONS ........................................................................................................................ 3
1. Figures ........................................................................................................................................... 3
2. Tableaux ........................................................................................................................................ 4
INTRODUCTION ............................................................................................................................................ 6
PARTIE 1 : PROBLEMATIQUE DE L’ETUDE ............................................................................................. 7
PARTIE 2 : CONTEXTE GEOLOGIQUE DU SITE D’ETUDE : LE PUY DE DÔME .................................... 9
1. Contexte géologique et géodynamique .................................................................................. 9
a. Localisation .................................................................................................................................................................. 9
b. La Chaîne des Puys ................................................................................................................................................... 9
c. Le Puy de Dôme ...................................................................................................................................................... 10
2. Données géophysiques existantes .......................................................................................... 13
PARTIE 3 : DESCRIPTIONS DES METHODES DE PROSPECTION ....................................................... 14
1. Tomographie des résistivités électriques .............................................................................. 14
a. Généralités ................................................................................................................................................................ 14
i. Théorie ................................................................................................................................................................... 14
ii. Dispositifs expérimentaux .............................................................................................................................. 16
b. Traitement et inversion des données ............................................................................................................. 17
i. Présentation du logiciel Res2Dinv .............................................................................................................. 17
ii. Choix du type d’inversion .............................................................................................................................. 18
c. Acquisition des données et protocole expérimental ............................................................................... 19
2. Mesures gravimétriques ........................................................................................................... 21
a. Théorie ........................................................................................................................................................................ 21
b. Traitement des données ...................................................................................................................................... 22
i. Généralités ........................................................................................................................................................... 22
ii. Correction des dérives ..................................................................................................................................... 22
iii. Rattachement des mesures au réseau international ........................................................................... 23
c. Calcul de l’anomalie de Bouguer ..................................................................................................................... 24
i. Corrections sur les données .......................................................................................................................... 24
ii. Calcul de G0 ......................................................................................................................................................... 24
iii. Correction à l’air libre (CAL) ou d’altitude ............................................................................................... 25
iv. Correction de plateau (ou correction de Bullard_B) ............................................................................ 25
v. Correction topographique ............................................................................................................................. 26
vi. Incertitude sur l’anomalie de Bouguer ..................................................................................................... 26
2
d. Logiciel d’inversion GROWTH2.0 ..................................................................................................................... 28
e. Protocole de mesure ............................................................................................................................................. 29
3. Positionnement des points de mesure ................................................................................... 31
a. Positionnement des profils électriques ......................................................................................................... 31
b. Positionnement des stations de mesures gravimétriques ..................................................................... 32
PARTIE 4 : TRAITEMENTS ET MODELISATIONS .................................................................................. 33
1. Etude de la distribution des résistivités électriques du Puy de Dôme ............................. 33
a. Partie sommitale : modèles le long des profils à 5m ............................................................................... 33
b. Structure interne de l’édifice .............................................................................................................................. 35
2. Etude de la distribution des densités ..................................................................................... 37
a. Cartes d’Anomalie de Bouguer ......................................................................................................................... 37
i. Choix de la densité de correction ............................................................................................................... 37
ii. La composante régionale ............................................................................................................................... 39
iii. Cartes d’anomalie de Bouguer de la zone proximale du Puy de Dôme ..................................... 40
b. Modèles de contraste de densité ..................................................................................................................... 40
i. Coupes des modèles de contrastes de densité ..................................................................................... 40
ii. Etude des coupes horizontales dans le modèles 3D ........................................................................... 43
PARTIE 5 : DISCUSSION ......................................................................................................................... 44
1. Comparaison des modèles de résistivités électriques et de densité ................................. 44
2. Comparaison croisée des modèles d’imagerie : Gravité et Muographie .......................... 45
3. Structure interne du Puy de Dôme ......................................................................................... 46
CONCLUSION .............................................................................................................................................. 48
BIBLIOGRAPHIE .......................................................................................................................................... 49
3
TABLE DES ILLUSTRATIONS
1. Figures
Figure 1: a) Carte volcanologique de la zone autour du Puy de Dôme (France) : les principaux édifices abordés dans ce mémoire sont indiqués (modifiée d’après Boivin et al., 2004). b) MNT LiDAR de la Chaîne des Puys (acquis en 2011). Coordonnées en projection UTM 31N, WGS 84) ...................................................................... 9
Figure 2 : Bloc diagramme des structures morpho-structurales de la Chaîne des Puys (Boivin et al. 2004) ............... 10 Figure 3 : Photo de la faille de la Limagne. A l’Ouest on peut observer l’alignement volcanique de la Chaines des
Puys. ......................................................................................................................................................................................................... 10 Figure 4 : Faciès de trachyte présents sur le Puy de Dôme. a) Affleurement de trachyte avec trace de circulation
hydrothermale (trachyte altéré) ; b) échantillon de trachyte altéré ; c) faciès sain du trachyte présent sur le Puy de Dôme. ...................................................................................................................................................................................... 11
Figure 5 : Schéma structural des dômes et dépôts associés constituant l’édifice du Puy-de-Dôme. a) Flanc Sud du Puy de Dôme depuis le Puy de la Vache, b) MNT Lidar (2011, résolution 50cm) (Projection UTM 31N, WGS84) ................................................................................................................................................................................................... 12
Figure 6 : Représentation du champ électrique généré par l'injection d'un courant électrique dans le sol : A et B sont les électrodes d'injection, M et N sont les électrodes mesurant la différence de potentiel due à la propagation du champ électrique .............................................................................................................................................. 14
Figure 7 : Diagramme de fonctionnement du logiciel d’inversion Res2Dinv. Les cases en pointillés représentent les phases de prétraitement. ................................................................................................................................................................ 17
Figure 8 : distribution des erreurs sur les données électriques. La fonction f écrite pour chaque distribution représente la fonction minimisée lors de l’inversion (modifiée d’après Al-Chalabi, 1992). ............................... 19 Figure 9: Photos du dispositif expérimental de tomographie des résistivités électriques. a) Centre du dispositif ; b) Electrode. (Photo Jean-François Lénat)......................................................................................................... 20
Figure 10 : Carte de positionnement des profils électriques sur le Puy de Dôme. a) Position des profils électriques à 35m ; b) Position des profils électriques à 5m sur la partie sommitale du Puy de Dôme. ............................. 20
Figure 11 : Effet de la force d’attraction terrestre sur un point P localisé à sa surface ......................................................... 22 Figure 12 : Diagramme représentant l’ensemble des corrections à apporter aux données gravimétriques brutes
pour obtenir l’Anomalie de Bouguer. En bleu la correction intégrée au gravimètre relatif, en vert les corrections postérieures à la mesure (schémas d’après Gailler, 2010). ...................................................................... 24
Figure 13 : Principe de la correction de courbure. a) Plateau d’extension infinie (gris clair) considéré dans la correction classique ; b) Calotte hémisphérique (gris foncé) considéré dans la correction de Bullard (d’après Froger, 1996). ..................................................................................................................................................................... 26
Figure 14 : MNT intégrés à la correction topographique. a) MNT France SRTM (Shutle Radar Topographic Mission) avec une résolution de 200m ; b) MNT IGN à environ 15km autour du Puy de Dôme, d’une résolution de 10m (correction composante régionale) ; c) MNT LiDAR haute résolution, 50cm, acquis en 2011 (correction en champ proche) ...................................................................................................................................................... 26
Figure 15 : diagramme de fonctionnement du logiciel GROWTH2.0. En bleu les fichiers exécutables, en noir les fichiers ASCII ou les figures (modifié d’après Camacho et al. 2011). ........................................................................... 28
Figure 16 : a) Gravimètre CG-5 relatif Scintrex en cours de mesure, b) schéma de fonctionnement du gravimètre : mesure de la pesanteur par évaluation de l’étirement d’un ressort. ........................................................................... 29
Figure 17 : Carte de localisation des stations gravimétriques occupées lors de la campagne de mesure sur le Puy de Dôme en mars 2012 (les stations des Cézeaux et de la Chambre de Commerce ne sont pas indiquées). ................................................................................................................................................................................................................... 30
Figure 18 : Schéma d’organisation d’un prospect gravimétrique quotidien. ............................................................................ 31 Figure 19 : Modèle des résistivités électriques de la partie sommitale du Puy de Dôme. a) modèle issu des
données acquises le long du profil orienté N-S ; b) modèle obtenu par inversion des données acquises le long de profil E-W. ............................................................................................................................................................................ 33
Figure 20 : Modèle de distribution des résistivités électriques sur l’ensemble de l’édifice du Puy de Dôme. a) Profil N-S ; b) Profil E-W.............................................................................................................................................................................. 35
Figure 21 : Corrélation des variations de l’Anomalie de Bouguer avec la topographie en contexte volcanique (à gauche), et les contrastes de densité (à droite) (d’après Gailler, 2009). ..................................................................... 37
4
Figure 22 : Carte d’Anomalie de Bouguer résiduelle de la zone proximale du Puy de Dôme pour différentes densités de correction. Le tracé présent sur la carte d’Anomalie de Bouguer calculée pour une densité de correction de 2.0 représente le profil selon lequel les coupes servant à déterminer la densité de correction optimale (méthode de Nettleton) ont été faites. ....................................................................................... 38
Figure 23 : Anomalie de Bouguer calculée pour différentes valeurs de la densité de correction le long du profil E-W (profil visible sur la figure). ................................................................................................................................................... 39
Figure 24 : Traitement des cartes d’anomalie de Bouguer de la zone proximale du Puy de Dôme, calculée pour une densité de correction de 2.0.103 kg.m-3. a) Carte d’anomalie de Bouguer comprenant la composante régionale ; b) Composante régionale modélisée par un polynôme de degré 1 ; c) Carte d’anomalie de Bouguer résiduelle obtenue après soustraction de la composante régionale à la carte brute. ................................................................................................................................................................................................... 40
Figure 25 : Modèles de distribution des contrastes de densité dans le sous-sol, calculés à partir d’une densité de correction de 2.0kg.m-3. a) profil N-S ; b) profil E-W. .................................................................................................... 41
Figure 26 : Coupes horizontales du modèle de distribution des contrastes de densité obtenu par inversion des données gravimétriques pour les altitudes de 800, 1000 et 1200m. Les lignes en pointillés illustrent la position des coupes effectuées dans le modèle et présentées précédemment. ................................................ 43
Figure 27 : Comparaison des modèles de résistivités électriques et de distribution des densités dans la direction N-S ........................................................................................................................................................................................................ 44
Figure 28 : Mise en relation des modèles de résistivités électriques et de distribution des densités dans le sous-sol dans la direction E-W. .................................................................................................................................................................. 45
Figure 29 : Comparaison des modèles de densité obtenus par mesure gravimétrique et muographie. ...................... 46 Figure 30 : Coupes géologiques simplifiées du Puy de Dôme. a) orientation N-S ; b) orientation E-W. ...................... 47
2. Tableaux
Tableau 1 : Valeurs de résistivités pour différentes roches ............................................................................................................... 15 Tableau 2 : comparaison des principales caractéristiques des dispositifs Wenner et Wenner-Schlumberger. Les
pseudo-sections représentant l’agencement des points de mesures correspondent à des dispositifs de 28 électrodes (d’après Loke, 2011). .................................................................................................................................................. 16
Tableau 3 : Bases de gravité absolues réoccupées lors de la campagne de juin 2012 (d’après Compte Rendu CR/G 213 de l’IGN et du SGN par Gattacceca T., 2006) ................................................................................................................. 23
Tableau 4 : tableau des différentes incertitudes intervenant dans l’erreur due les valeurs d’anomalie de Bouguer. Les valeurs extrêmes correspondent aux valeurs minimales et maximales des incertitudes pour chaque correction. ............................................................................................................................................................................................. 28
5
6
INTRODUCTION
Les édifices volcaniques ont souvent une construction complexe, en plusieurs étapes, qui
s’étale de plusieurs milliers d’années à plusieurs dizaines de milliers d’années, ne permettant pas
d’identifier toutes les phases de leur évolution. Afin de mieux contraindre cette évolution, il est donc
indispensable de connaitre la structure interne d’un volcan. Pour cela les méthodes d’imagerie
géophysique sont des outils pertinents pour caractériser l’intérieur des volcans, inaccessible autrement.
Le Puy de Dôme est un volcan trachytique de la Chaîne des Puys, qui constitue un ensemble
de volcans monogéniques, situé sur le bord occidental du fossé d’effondrement de la Limagne. Il a
récemment été choisi comme site expérimental, dans le cadre du projet ToMuVol, qui vise le
développement d’une technique d’imagerie par tomographie muonique.
L’objectif de cette étude est de comparer les résultats issus de cette technique d’imagerie très
innovante et relativement récente pour ses applications en volcanologie, à des méthodes plus
conventionnelles et utilisées classiquement sur les édifices volcaniques. L’ensemble des résultats visera
aussi à parfaire notre connaissance de la structure interne du Puy de Dôme, dont le mode de
formation reste, pour l’essentiel, méconnu.
Le présent mémoire présente les résultats de ces campagnes géophysiques, et est articulé en
cinq parties :
- la problématique de l’étude et les enjeux qui y sont liés ;
- les bases géologiques du site d’étude, le Puy de Dôme, depuis la formation de la Chaîne des
Puys, jusqu’à la dernière éruption du dôme ;
- la description des méthodes d’imagerie géophysique utilisées dans cette étude ;
- la présentation des résultats obtenus après traitement et inversion des données ;
- une comparaison des modèles issus des campagnes géophysiques du Puy de Dôme et la
présentation des résultats de la muographie, qui seront comparés aux résultats de notre étude.
7
PARTIE 1 : PROBLEMATIQUE DE L’ETUDE
Cette étude géophysique et structurale s’insère dans un projet de grande envergure qui
regroupe des laboratoires aux compétences complémentaires : le projet ToMuVol
(http://www.tomuvol.fr/). Il constitue l’un des quatre projets internationaux qui visent au
développement et au déploiement de détecteurs de muons atmosphériques, appliqués à l’étude et la
surveillance des édifices volcaniques. Le Laboratoire Magmas et Volcans (LMV), le Laboratoire de
Physique Corpusculaire (LPC), l’Institut de Physique Nucléaire de Lyon (IPNL) et l’Observatoire de
Physique du Globe (OPGC) participent activement à ce projet. Cette collaboration est soutenue, dans
le cadre de deux projets, le Labex ClerVolc (Centre Clermontois de Recherche sur le Volcanisme) et le
Contrat à Objectifs Partagés (COP, 2012-2014), par plusieurs institutions : l’Université Blaise Pascal, le
Centre Nationale de la Recherche Scientifique (CNRS) et deux de ses instituts, l’IN2P3 (Institut National
de physique Nucléaire et de Physique des Particules), l’INSU (Institut National des Sciences de
l’Univers), la Région Auvergne et le Conseil Général du Puy-de-Dôme (CG63), notamment.
La tomographie muonique des édifices volcaniques est une technique d’imagerie récente et
novatrice. Les rayons cosmiques qui voyagent dans l’atmosphère terrestre entrent en collision avec les
particules atmosphériques, et créent ainsi des rayonnements secondaires dont font partie les muons.
La capacité des muons, très énergétiques, à traverser plusieurs centaines de mètres à plusieurs
kilomètres de roches, fournit l’opportunité de radiographier les volcans, en analysant ces particules.
L’interaction des muons avec la roche entraine une atténuation du flux de particule, à travers
les édifices volcaniques : cette atténuation est proportionnelle à la densité des roches traversées. Les
flux de particules traversant sont mesurés grâce à un détecteur, placé sur un versant du volcan. Dans le
cadre de l’étude des édifices volcaniques, seuls les muons quasi-horizontaux sont utilisés, le flux de
particules étant alors le plus important (Tanaka et Yokoyama, 2008). Les données sont ensuite
inversées, selon la méthode de Monte Carlo, qui permet de recalculer la trajectoire des muons à
travers le volcan et de déterminer leur énergie initiale (Tanaka et al., 2007). On obtient alors une
cartographie du coefficient d’absorption, intégré au travers de l’édifice. Cette grandeur permet, après
traitement, d’aboutir à une carte densitométrique de l’édifice étudié.
Des expériences, menées sur le Mont Asama, les volcans Usu et Satsuma-Iwojima (Japon) ont
fourni des résultats pertinents et prometteurs (Tanaka et al., 2007 ; Tanaka et Yokoyama, 2008 ; Tanaka
et al., 2009a ; Tanaka et al., 2009b). Ces études ont permis d’imager des structures internes (dôme de
lave, remplissage de cratère) avec une précision de quelque %.
Des travaux en cours sur le dôme de la Soufrière de Guadeloupe (Petites Antilles) visent à
comparer les données issues de la muographie avec des modèles issus d’expériences de tomographie
électrique et gravimétrique (Gibert et al., 2010 ; Lesparre et al., in press). D’autres édifices volcaniques,
réunissant les caractéristiques requises pour ce genre d’expériences, sont, ou vont prochainement être,
8
le sujet d’expérimentations in situ : le Vésuve et le Stromboli (projet Mu-Ray, Italie, Macedonio et
Martini, 2010) et le Puy de Dôme (projet ToMuVol).
Le site expérimental du Puy de Dôme a été choisi pour accueillir une série d’expériences, car il
présente des caractéristiques géologiques et morphologiques particulièrement intéressantes, et
constitue un formidable laboratoire naturel, à proximité de nos structures de recherche. Depuis 2011,
des mesures géophysiques ont débuté sur ce volcan. L’objectif principal de la présente étude est de
comparer des modèles d’imagerie géophysique avec le modèle de tomographie muonique, la
muographie, pour valider et qualifier la pertinence de cette dernière. Des mesures de tomographie des
résistivités électriques vont permettre une comparaison indirecte des résistivités avec les contrastes de
densité des modèles issus de la muographie. Les modèles calculés à partir d’une campagne
gravimétrique de haute densité spatiale sont, dans un premier temps, directement comparés au
modèle issu de la tomographie muonique. L’objectif sera, dans un deuxième temps, d’intégrer les
données gravimétriques et muoniques dans un processus d’inversion couplée. Ce type d’inversion a
été développé par Nishiyama et al. (2012), dont les résultats, très prometteurs, démontrent l’intérêt
qu’apportent de telles inversions pour la modélisation de la structure des édifices volcaniques.
A long terme, l’objectif est de développer un ou plusieurs processus d’inversion couplé, afin
d’utiliser et de modéliser simultanément un ensemble de données géophysiques de différentes
natures (ERT, gravimétrique, muonique,…), et ainsi de contraindre plus rigoureusement les modèles
structuraux des édifices volcaniques.
9
PARTIE 2 : CONTEXTE GEOLOGIQUE DU SITE D’ETUDE : LE PUY DE DÔME
1. Contexte géologique et géodynamique
Localisation a.
Le Puy de Dôme est un édifice volcanique appartenant à la Chaîne des Puys (figure 1). Il se
situe à 10 km à l’ouest de la ville de Clermont-Ferrand, approximativement au centre de l’alignement
volcanique. Il est l’édifice le plus imposant de l’ensemble de la Chaîne.
Figure 1: a) Carte volcanologique de la zone autour du Puy de Dôme (France) : les principaux édifices abordés dans ce mémoire sont indiqués (modifiée d’après Boivin et al., 2004). b) MNT LiDAR de la Chaîne des Puys (acquis en 2011). Coordonnées en projection UTM 31N, WGS 84)
La Chaîne des Puys b.
La Chaîne des Puys est l’expression la plus récente du volcanisme du Massif-Central dès le
Paléocène pour les premières traces de volcanisme (Boivin et al., 2004). L’hypothèse d’un rifting, actif
ou passif, pour expliquer l’origine de ce volcanisme, reste encore aujourd’hui source de débats ; Merle
et Michon en 2001, ont proposé un modèle tectonique alternatif : la présence de volcanisme dans
cette zone serait une réponse aux contraintes d’extensions subies par le Massif-Central, au moment où
les Alpes subissaient un régime compressif. Cette phase d’étirement de la lithosphère aurait permis
son amincissement, et la formation de nombreux grabens (dont celui de la Limagne), durant
l’Oligocène. Les flux asthénosphériques engendrés par la subduction alpine auraient provoqué une
érosion thermique de la lithosphère, au niveau du Massif-Central (Merle et Michon, 2001).
L’amincissement de la lithosphère durant la majeure partie de l’Oligocène entraine une décompression
progressive, responsable, au début du Miocène, de la fusion partielle du manteau, et déclenchant un
10
premier épisode volcanisme épars, dans le Massif Central. La plus grande partie de l’activité volcanique
de la Chaîne des Puys, débute au Miocène supérieur, lors d’un second évènement magmatique (Merle
and Michon, 2001), et se termine avec la dernière éruption du Lac Pavin, au sud, il y a environ 6700 ans
(Boivin et al. 2004).
L’ensemble volcanique de la Chaîne
des Puys se situe sur un plateau granitique
hercynien, le Plateau des Dômes, qui
s’élève 700m environ au-dessus de la
Limagne, fossé d’effondrement comblé de
sédiments oligocènes (figure 2). Ces deux
structures sont séparées par une faille
majeure orientée NNE-SSW, la faille de la
Limagne, parfaitement visible dans le relief clermontois (figure 3). Cette faille correspond en fait à la
limite ouest de l’hémi-graben de la Limagne. La Chaîne des Puys, s’étend du Gour de Tazenat au nord
jusqu’au Puy de Monténard au sud (Camus 1975).
Elle couvre une zone de 30 km de
long, sur 4 km de large, compte tenu des
nombreux dépô ts e t épanche ment s
v o l c a n i q u e s . D ’ u n p o i n t d e v u e
pétrographique , la Cha îne des Puys
représente une série magmatique potassique
(de Goer de Hervé, 1984). La diversité des
magmas présents montre une évolution des
séries magmatiques et des dynamismes
éruptifs associés au cours du temps : en effet,
les études pétrologiques (Boivin et al., 2004)
ont montré que les premiers magmas émis
Figure 3 : Photo de la faille de la Limagne. A l’Ouest on peut observer l’alignement volcanique de la Chaines des Puys.
dans la Chaîne des Puys étaient basaltiques. Les séries magmatiques vont ensuite évoluer vers des
compositions intermédiaires (trachybasaltes) pour enfin passer, entre 15000 et 7000, à des séries
basaltiques à trachytiques (Sforna, 2008). La grande majorité des édifices qui constituent la Chaîne des
Puys est monogénique, certains, comme le Puy de Dôme, ayant eu une évolution complexe.
Le Puy de Dôme c.
Ce cumulo-dôme de lave trachytique a une base de 1,5km diamètre, une altitude de 1465m et
une hauteur de 400m par rapport à sa base. Son activité est datée à plus de 9000 ans (Boivin et al.,
2004).
Figure 2 : Bloc diagramme des structures morpho-structurales de la Chaîne des Puys (Boivin et al. 2004)
11
Le trachyte qui forme le Puy de
Dôme se présente sous deux faciès : un à
biotite et un à biotite et pyroxène
(Sourisseau, 2007) (figure 5c).
De nombreuses évidences d'activité
hydrothermale sont visibles à l’affleurement
sur le dôme. En effet le trachyte présente des
zones de très forte altération, due à une
circulation fumerolienne (Boivin et al., 2004 ;
Miallier et al. , 2010). Des fractures de
circulation de fluides hydrothermaux sont
aussi visibles à l’affleurement (figure 4a) ;
elles contiennent des résidus de trachyte très
altéré, de couleur jaune-ocre (figure 4b).
Une étude récente (Miallier et al.,
2 0 1 0 ) a m o n t r é q u ’ u n e é r u p t i o n
phréatomagmat ique/phréat ique très
Figure 4 : Faciès de trachyte présents sur le Puy de Dôme. a) Affleurement de trachyte avec trace de circulation hydrothermale (trachyte altéré) ; b) échantillon de trachyte altéré ; c) faciès sain du trachyte présent sur le Puy de Dôme.
explosive avait eu lieu au sommet du Puy de Dôme. Le cratère issu de cet évènement est
probablement situé à proximité du centre de l’édifice.
Dès 1751 le Puy de Dôme est définit comme un édifice volcanique à part entière (Camus,
1975). Sa nature et sa formation vont alors donner lieu à de nombreuses hypothèses, études et
polémiques. En 1908, Lacroix met en parallèle les observations de la croissance du dôme de la
Montagne Pelée (Martinique) en 1902, avec les structures morphologiques du Puy de Dôme.
Des ressemblances avec la Soufrière de Guadeloupe ont aussi été notées par Glangeaud en
1913 et Camus en 1975. Une formation en deux phases du Puy de Dôme a été proposée (Camus, 1975 ;
Condomines, 1997 ; Boivin et al., 2004). Après d'édification d'un premier dôme, celui-ci se serait
partiellement effondré vers l'est. Un deuxième dôme se serait mis en place dans la cicatrice (figure 5a).
Les expressions morphologiques de ces phases peuvent être identifiées sur le relevé LIDAR (Light
Detection And Ranging) de 2011 (figure 5b). Par analogie avec les observations de l'édification du
dôme de la Montagne Pelée ou de celui de la Soufrière Hills de Montserrat (Miallier et al., 2010), cette
succession de phases a pu être rapide (quelques mois). Cependant, des observations récentes, en
particulier grace aux travaux en cours pour l'aménagement touristique du site, suggèrent une histoire
et une structure plus complexe, impliquant une forte activité hydrothermale, la mise en place de
coulées et une activité explosive tardive (Miallier et al., 2010). Il est clair que la structure du Puy de
Dôme demeure encore en grande partie mal connue.
12
Figure 5 : Schéma structural des dômes et dépôts associés constituant l’édifice du Puy-de-Dôme. a) Flanc Sud du Puy de Dôme observé depuis le Puy de la Vache, b) MNT LIDAR (2011, résolution 50cm) (Projection UTM 31N, WGS84)
La partie orientale de l’édifice, est plus étroite que la partie ouest au sommet et s’évase
régulièrement vers la base du volcan (figure 5). Les pentes y sont aussi plus régulières et moins fortes.
Elles présentent des similitudes avec ce l’on peut observer sur des dômes actifs tels que le Mérapi où
les pentes sont principalement constituées de dépôts de nuées ardentes. Sur ce flanc, des formations
d’érosions contenant des produits de différents appareils volcaniques situés dans la zone (Kilian, Petit
Puy d Dôme,…) sont présentes.
13
Le flanc ouest du Puy de Dôme présente des crêtes radiales à pics : ces structures sont
caractéristiques des dômes hérissés ayant subi des phases d’éboulement intenses lors de leur
croissance (Boivin et al., 2004) (figure 5a). Ce flanc est très irrégulier et abrupt au voisinage du sommet.
Les pentes s’adoucissent vers la base de l’édifice qui correspond probablement à des dépôts de
pyroclastites et d'éboulements (Miallier et al., 2010). La forme actuelle de cette partie de l’édifice laisse
penser que le sommet correspondait à une zone plus ou moins plane, comparable au sommet du
dôme hérissé de la Soufrière de Guadeloupe. Il semble que cette formation soit les vestiges de la
première phase de construction du Puy de Dôme. Les dépôts qui en résultent sont interstratifiés avec
les dépôts du Kilian, cratère éruptif situé au sud du Puy-de-Dôme. Sur ce flanc on peut voir des
projections trachytiques et des dépôts d’effondrements. En bas de la pente des sondages
géotechniques ont mis en évidence la présence de retombées volcaniques (BRGM).
Au sud une importante cicatrice d’effondrement est visible. De part et d’autre de cette
structure des affleurements de trachyte très massif sont identifiés, épais (environ 5m) ils laissent
supposer des écoulements de trachyte (Miallier et al., 2010).
2. Données géophysiques existantes
De nombreuses études géophysiques ont été menées dans la Chaîne des Puys. Les premières
investigations électriques débutent dans les années 1970 dans le but de mieux caractériser les
formations superficielles (jusqu’à quelques centaines de m) de la Chaîne des Puys (Aubert et Perrier,
1971 ; Aubert et Camus, 1974 ; Dupis, 1978). Dès les années 1980, les travaux se focalisent sur l’étude
de certains édifices particuliers, comme le Maar de Beaunit (Aubert et Camus, 1984) ou encore le Puy
de Pariou (Fournier, 1989). Aujourd’hui, des mesures sont fréquemment réalisées pour des études
ponctuelles sur certains édifices, ou pour délimiter les aquifères de la région.
Les premières données gravimétriques, ont été acquises lors d’une étude nationale débutée en
1954 (Camus, 1975). S’en sont suivies des études plus régionales, destinées à définir l’Anomalie de
Bouguer au niveau du Massif Central (Perrier et Ruegg, 1973) et de la Chaîne des Puys (Aubert et
Perrier, 1971 ; Camus, 1975). Le Bureau Gravimétrique International (BGI) recense les données
provenant d’études géophysiques ; les données acquises dans la zone du Puy de Dôme ont été
intégrées aux résultats de la campagne présentée dans cette étude.
14
PARTIE 3 : DESCRIPTIONS DES METHODES DE PROSPECTION
1. Tomographie des résistivités électriques
Généralités a.
i. Théorie
L’imagerie électrique est la représentation multidimensionnelle, ou distribution, des propriétés
électriques intrinsèques du milieu, étudiée au moyen de quadripôles (Marescot, 2004 ; Griffiths and
Barker, 1993). Un courant électrique est injecté dans deux électrodes, A et B. Ce courant génère un
champ électrique qui est fonction de la distribution de la conductivité des terrains sous-jacents (figure
6). Deux électrodes de mesure M et N enregistrent la valeur de la différence de potentiel (ddp) créée
par le champ électrique. On peut alors en déduire la valeur de la résistivité apparente du sous-sol,
connaissant la géométrie des électrodes, l'intensité du courant injecté et la ddp.
Figure 6 : Représentation du champ électrique généré par l'injection d'un courant électrique dans le sol : A et B sont les électrodes d'injection, M et N sont les électrodes mesurant la différence de potentiel due à la propagation du champ électrique
La résistivité apparente, ρa, représente le rapport entre le potentiel mesuré sur le terrain, et
celui calculé théoriquement dans les mêmes conditions (géométrie des électrodes et intensité du
courant injectée identiques) pour un terrain homogène de résistivité 1 (Marescot, 2008). Le calcul de la
résistivité apparente utilise les lois de la Physique et les équations de Maxwell. Le postulat de base
est la circulation d’un courant continu dans le sous-sol. La divergence de la densité de courant, Δ.j, est
nulle en tout point, sauf au niveau de la source (Marescot, 2008) :
(1)
La définition du champ électrique est donnée par : (2)
La loi d’Ohm s’écrit : (3)
Avec : j : la densité de courant (A.m²) ; E : le champ électrique (V.m-1) ; V : le champ de potentiel ; ρ : la
résistivité vraie (Ω.m).
15
En substituant j dans l’équation (1) on obtient l’équation de Laplace suivante :
(4)
On considère un milieu semi-infini, homogène et isotrope (figure 6).
On exprime l’équation (4) en coordonnées cylindriques (r, θ, φ). Pour une source de courant
donnée, le flux de courant est symétrique selon les directions θ et φ, on obtient donc :
(
)
(5)
La double intégration de cette équation sur la surface définie par le sol et les équipotentielle, donne le
champ de potentiel V:
(6)
Lorsque r tend vers l’infini, V tend vers 0 donc C2 est nulle. L’équation du courant total permet
de déterminer la valeur de C1
∫
∫
∫
(7)
On obtient finalement :
(8)
Selon le dispositif de mesure utilisé, la résistivité apparente est égale à :
(9)
Avec k : facteur géométrique, dépendant de la géométrie du dispositif utilisé (
(
))
Cette technique d’imagerie du sous-sol est
couramment utilisée dans les domaines de la
géotechnique et de la géophysique appliquée, car elle
est peu couteuse et rapide (Chambers et al., 2006 ).
Mais depuis les années 1990, son utilisation s’est
largement développée dans le domaine de la
recherche, pour modéliser les formations géologiques
de subsurface (entre 0 et 50m de profondeur). La
résistivité d’une roche va dépendre de plusieurs
paramètres comme sa perméabilité, son taux d’altération (s’il y a dépôts de minéraux conducteurs
comme des argiles), ou encore sa saturation en eau (Loke, 2011 ). Si dans de nombreux cas, la
Roches Résistivité (Ω.m) Argilite 70 à 200 Craie 30 à 300
Tuf volcanique 20 à 300 Marnes 20 à 100
Calcaires 200 à 10.103 Quartzite 1000 à 10.103 Granite 1000 à 15.103 Basalte 800 à 15.103
Tableau 1 : Gamme des valeurs de résistivités pour différentes roches (d’après Chapellier, 2000)
16
traduction géologique de la distribution des résistivités est facile, il demeure que des ambiguïtés
peuvent subsister car des lithologies différentes peuvent présenter les mêmes résistivités (tableau 1),
de même qu'une lithologie peut présenter des variations de sa résistivité en fonction de paramètres
comme son degré de saturation en eau.
ii. Dispositifs expérimentaux
Il existe différents dispositifs de mesures de tomographie électrique. Ils diffèrent les uns des
autres par leur géométrie essentiellement. L’utilisation de plusieurs dispositifs lors d’une même
campagne permet d’apporter des précisions sur les formations souterraines. Dans le cadre de cette
étude, deux types de dispositifs expérimentaux ont été utilisés pour effectuer les mesures de terrain :
un dispositif du type Wenner et un du type Wenner-Schlumberger. Ces deux dispositifs ont des
caractéristiques différentes se complètent (tableau 2).
Wenner Wenner-Schlumberger
Géométrie
Pseudo-section
Profondeur
médiane d’investigation
Sensibilité Verticale Horizontale et verticale L = longueur totale du dispositif Tableau 2 : Comparaison des principales caractéristiques des dispositifs électriques Wenner et Wenner-Schlumberger. Les pseudo-sections représentant l’agencement des points de mesures correspondent à des dispositifs de 28 électrodes (d’après Loke, 2011).
Le dispositif Wenner est constitué de 4 électrodes, 2 d’émission, A et B, et 2 de réception, M et
N, espacées d’une même distance a. La première série de mesures s’effectue avec les électrodes 1, 2, 3
et 4. Puis l’ensemble du schéma se déplace d’une distance a. Lors de la seconde série de mesures, la
distance a est doublée : ce sont alors les électrodes 1, 3, 5 et 7 qui sont utilisées pour la première
mesure, et le schéma se déplace à nouveau d’une distance a le long du profil. Une fois l’intégralité du
profil parcouru, la distance entre les électrodes augmente, permettant d'augmenter la profondeur
d'investigation.
Le Wenner-Schlumberger est un dispositif hybride combinant un dispositif Wenner (sensibilité
horizontale) et un dispositif Schlumberger (sensibilité horizontale et verticale) (Marescot, 2008a, Loke,
2011). Le dispositif utilise toujours 1 quadripôle avec des espacements variables des électrodes.
Chaque niveau de la pseudo-section contient plus de données que dans le cas d’un dispositif Wenner
simple, la profondeur d’investigation est donc plus élevée.
17
Traitement et inversion des données b.
i. Présentation du logiciel Res2Dinv
Ce logiciel d’inversion des données électriques permet de modéliser la distribution des
résistivités électriques dans le sous-sol. Il a été développé par Loke en 1996, et permet des traitements
sur les données parfois indispensables.
Res2Dinv permet de visualiser une
pseudo-section des jeux de données acquis in
situ. Il est possible d’identifier les points dits
aberrants, qui sont dus à un rapport
signal/bruit trop faible durant la mesure. Ce
bruit provient essentiellement d’un défaut de
contact, soit entre l’électrode et le câble, soit
entre l’électrode et le sol. Il est possible dans
cette phase de traitement d’éliminer ces points.
Le logiciel permet aussi de concaténer
plusieurs fichiers de mesures (figure 7). En effet,
et c’est le cas dans cette étude, certaines
expériences acquièrent plusieurs jeux de
données, selon des dispositifs différents, le long
d’un même profil (cf. § 1.c). Ceci permet de
mieux contraindre les formations de sub-
surface et de limiter la propagation d’erreur.
Avant de lancer un processus d’inversion,
l’ensemble des mesures est donc regroupé
dans un seul et même fichier, pour permettre
une inversion globale.
L’intégration de la topographie est
aussi une étape importante. Pour cela les
Figure 7 : Diagramme de fonctionnement du logiciel d’inversion Res2Dinv. Les cases en pointillés représentent les phases de prétraitement.
données topographiques sont intégrées en fin de fichier (après concaténation), indiquant l’altitude et
la position de l’électrode.
Après ce prétraitement Res2Dinv va créer un modèle de la sub-surface à partir du jeu de
données (figure 7). Il discrétise le milieu en blocs. Leur agencement est lié à la distribution des points
de mesure, leur profondeur correspondant à la profondeur médiane d’investigation (Loke et Barker,
1996). L’épaisseur de chaque bloc augmente ensuite avec la profondeur, de 10% à chaque niveau, et le
nombre de blocs diminue à partir des extrémités pour prendre en compte la diminution de la
résolution spatiale des résistivités avec la profondeur (Loke, 2011).
18
Lors du processus d’inversion (figure 7), le logiciel calcule des valeurs de résistivité apparentes
(ρapp-calc), dont il déduit les valeurs de résistivités vraies correspondantes (ρvraies_calc). Il compare ensuite
ces dernières aux valeurs de résistivités vraies mesurées (ρmes). La comparaison permet d’obtenir une
erreur (différence entre les modèles), l’erreur RMS (Root Mean Square error). Si cette erreur est
supérieure à une valeur seuil (0,5% par défaut), le processus d’inversion refait un calcul de ρapp-calc et
compare le modèle résultant au modèle réel, lors d’une nouvelle itération. Le processus s’arrête
lorsque l’erreur a été minimisée, ou jusqu’à ce que le nombre d’itérations soit atteint.
De nombreux tests ont été effectués afin de contraindre le choix des paramètres lors de
l’inversion. Pour cela un modèle de contraste de résistivité théorique a été créé grâce au logiciel
Res2Dmod. Pour un jeu de données important, comme dans le cas présent avec les données de Puy de
Dôme, une convergence satisfaisante entre le modèle calculé et le modèle réelle est atteinte entre 10
et 15 itérations. La grande quantité de données, peu habituelle pour ce genre d’expérience, montre
des variations très importantes dans la gamme des résistivités. Des seuils de variations ont donc été
appliqués, en fonction de la valeur de la résistivité réelle à la première itération: il est fixé entre 20 et 5
fois cette valeur, pour les gammes de variation les plus importantes. Enfin une inversion de type
"Robust" a été sélectionnée pour l’inversion, car elle permet d’obtenir les résultats les plus satisfaisants
(erreur rms la plus faible). Le choix du type d’inversion est explicité dans le paragraphe 1.b.ii.
ii. Choix du type d’inversion
La méthode ERT fournit la mesure des résistivités apparentes des formations du sous-sol. La
procédure de modélisation permet de créer un modèle de distribution des résistivités calculé, qui rend
compte des données observées. Dans notre cas, les modèles ont été obtenus par des procédures
d'inversion intégrées dans le logiciel Res2Dinv (cf. § 1.b.i).
Le logiciel Res2Dinv propose trois types d’inversion. Une dite des "Moindre-carrés ", aussi
appelée norme L2, qui suppose une distribution gaussienne des erreurs sur les données (figure 8)
(Marescot, 2004). Dans ce cas l’inversion repose sur la minimisation d’une fonction f aux moindre-
carrés, qui prend en compte la différence entre les valeurs de résistivités apparentes mesurées in situ
(M) et calculées (C) (Al-Chalabi, 1992) :
∑
(1)
Avec N le nombre de mesures
Pour minimiser cette équation il faut annuler la dérivée ∑ . La solution est
∑
: c’est la définition de la moyenne.
19
La seconde est l’inversion dite "Robuste", dont on distingue l’inversion "à contraintes
moindre-carrées" et celle "à contraintes robustes". Elles entrent dans une norme plus faible, L1, qui
suppose une distribution Laplacienne, plus restreinte, des erreurs sur les données (figure 8) (Al-Chalabi,
1992). L’utilisation d’une norme plus faible est nécessaire avec des données affectées de bruits non
aléatoires. Elle permet, en réalité, d’attribuer un poids plus faible que la norme L2 à ces points bruités
(Al-Chalabi, 1992). La solution recherchée par l’inversion robuste n’est plus la moyenne des valeurs
(cas de l’inversion par moindre-carrés), mais la médiane. Cette dernière affecte un poids identique et
égal à 1 à chaque valeur. L’inversion prend alors en compte la différence absolue entre les valeurs
mesurées et calculées par le modèle (Loke, 2011).
Figure 8 : Distribution des erreurs sur les données électriques. La fonction f écrite pour chaque distribution représente la fonction minimisée lors de l’inversion (modifiée d’après Al-Chalabi, 1992).
Lors de l’inversion deux modèles sont comparés, et l’erreur RMS est un paramètre qui permet
d'estimer l'accord entre le modèle et l'observation. Il faut garder en mémoire que les modèles avec de
faibles valeurs RMS, ne représentent pas pour autant la réalité de façon objective. En effet,
théoriquement, une infinité de modèles peut rendre compte des données observées. L'introduction de
contraintes réalistes (par exemple gamme des résistivités permise en fonction des types de roches
attendus) ou de contraintes géologiques (par exemple à partir d'observations de terrain ou de forage)
permet de diminuer très fortement la gamme des modèles possibles. D'autre part certains paramètres
du calcul peuvent être modifiés par l'utilisateur pour privilégier certains types de modèles (par
exemple avec une distribution de résistivités plus ou moins lisse).
Il est donc recommandé de calculer plusieurs modèles, avec des paramètres d’inversion
différents, afin d'obtenir une gamme aussi large que possible de modèles qui permettrons une
interprétation plus objective de la structure (et surtout des incertitudes que l'on aura sur cette
structure).
Acquisition des données et protocole expérimental c.
Pour ces expériences, un dispositif ABEM SAS 4000 à 64 électrodes en acier inoxydable et 16
bobines de câble multi-électrodes ont été utilisés (figure 9). Les électrodes sont reliées au câble par
l’intermédiaire de connecteurs à pinces. Les différentes portions de câble sont aussi reliées entre elles
20
par des connecteurs. Un sélecteur
d’électrode ABEM Terrameter ES 10-
64C est connecté au câble provenant
de part et d’autre du profil et est
placé au centre du dispositif. Il est
associé à un résistivimètre ABEM, et
tous deux sont alimentés par une
batterie (figure 9). Pour obtenir le
meilleur contact possible au niveau
des électrodes, de l’eau salée et de
l’argile (bentonite) sont ajoutées sur
les électrodes.
Figure 9: Photos du dispositif expérimental de tomographie des résistivités électriques. a) Centre du dispositif ; b) Electrode. (Photo Jean-François Lénat)
Deux prospections électriques ont été menées sur le Puy de Dôme, en juin 2011 et juin 2012.
Lors de ces expériences quatre profils ont été réalisés, de la base au sommet du Puy de Dôme
(figure 10) : 2 orientés Nord-Sud et 2 orientés Est-Ouest.
Pour chaque direction un profil a été réalisé de la base au sommet, avec un espacement d'électrodes
de 35m et un autre profil détaillé, colinéaire, a été fait dans la zone sommitale avec un espacement
d'électrodes de 5m.
Figure 10 : Carte de positionnement des profils électriques sur le Puy de Dôme. a) Position des profils électriques à 35m ; b) Position des profils électriques à 5m sur la partie sommitale du Puy de Dôme.
Les lignes de mesures avec un espacement d'électrodes de 35 m sont constituées de 64
électrodes, (soit une longueur de 2,205 km). Le centre du dispositif est placé entre les électrodes 32 et
33, au niveau du sommet du Puy de Dôme. Deux acquisitions, une selon le protocole Wenner et une
selon le protocole Wenner-Schlumberger ont été faites pour chaque ligne.
21
Dans la zone sommitale, les données ont été densifiées en réalisant des mesures selon le
protocole Wenner, avec un espacement inter-électrode de 5 m, le long de 2 profils (N-S et E-W)
colinéaires avec les deux profils à 35m. Cette approche a pour but d'étudier plus en détail la structure
superficielle de la zone sommitale. Ces profils avec des électrodes à 5m ont également été réalisés
avec des lignes de 64 électrodes, avec deux profils en "roll-along" de part et d’autre du dispositif
central, pour une longueur totale de 630 m, et une profondeur d’investigation entre 50 et 100 m.
Ces profils sommitaux permettent de bien contraindre les résistivités en surface, et d’éviter
ainsi la propagation d’erreur sur les données obtenues le long des profils à 35m.
2. Mesures gravimétriques
Théorie a.
La méthode gravimétrique vise à mesurer les variations du champ de pesanteur terrestre
essentiellement dues à l’inégale répartition des densités dans le sous-sol. Cela permet donc de fournir
des informations quant aux structures internes de la Terre.
Les mesures gravimétriques permettent une comparaison entre deux valeurs de pesanteur :
l’une mesurée en un point P (gmes) et l’autre théorique calculée en ce même point P à la surface d’un
modèle de Terre, dont les caractéristiques géométriques et dynamiques sont parfaitement connues
(Froger, 1996).
La force de pesanteur exercée en un point P, immobile à la surface du globe, est la résultante
des forces d’attractions exercées par la Terre et les astres (Lune et Soleil) mais aussi des forces propres
à la Terre (rotation sur elle-même, mouvement autour du soleil).
D’après la 2ème loi de Newton (Perez, 1992) l’accélération de la pesanteur en un point P, g, peut
s’écrire :
(2)
où AT(P) est l’attraction gravitationnelle de la Terre sur le point P, Aa(P) la force d’attraction
exercée par les astres (ou terme de marée) et γP la somme de la force axifuge ω²ρ due à la rotation
terrestre et γ0 la force de déplacement de la Terre.
(3)
En prenant en compte la force d’attraction des astres au centre O de la Terre, de masse MT,
alors MTγ0=MTAa(O). D’où :
( ) (4)
Le premier terme correspond à la pesanteur vulgaire pv (accélération gravitationnelle et
axifuge) et le second est le terme de marée (Gailler, 2010).
22
D’après la troisième loi de Newton et en considérant la Terre
comme une sphère parfaite, la force d’attraction qu’elle exerce sur un
point P de masse m est (figure 11) :
(5)
où R est le rayon terrestre et G=6,67.10-11m3kg-1s-2 est la constante de
gravitation universelle.
Figure 11 : Effet de la force d’attraction terrestre sur un point P localisé à sa surface
Traitement des données b.
i. Généralités
La gravimétrie doit permettre de déterminer des variations de densité dans le sous-sol. Il est
indispensable d’appliquer un certain nombre de corrections aux données brutes, avant de pouvoir
caractériser ces anomalies de densités, par rapport aux valeurs théoriques, définies comme anomalies
de Bouguer. Une étape importante est l’étape de positionnement des stations de mesures, effectué
grâce à un GPS différentiel en mode statique avec post-traitement (cf. positionnement § 3)
La seconde étape consiste à calculer l’Anomalie de Bouguer. Pour cela diverses corrections sont
appliquées (figure 12; cf. § 2.c).
Après correction des dérives, les mesures ne sont cependant pas comparables d’un prospect à
l’autre. En effet, à ce niveau du traitement, on parle de mesures relatives. Il est donc nécessaire de les
transformer en valeurs absolues afin de permettre la comparaison de mesures acquises à différentes
périodes dans le temps (Gailler, 2010).
ii. Correction des dérives
Les cycles d'attraction luni-solaire impliquent une non reproductibilité dans le temps des
mesures gravimétriques, en une station donnée, si ces variations ne sont pas corrigées. De même, la
dérive de l'instrument doit être estimée et prise en compte dans le traitement des mesures.
La dérive luni-solaire est due à la variation des forces d’attraction des astres (aussi appelé
terme de marée). Les variations de pesanteur ont une amplitude maximale de 0.3 mGal environ à la
nouvelle et à la pleine lune (Melcher, 1982). Les gravimètres Scintrex, utilisés lors de la campagne de
mesures sur le Puy de Dôme, possèdent une option qui permet la correction automatique des
variations luni-solaires, à partir d'un modèle intégré au logiciel d’acquisition de l'instrument (cette
option peut être désactivée si on veut appliquer un autre modèle a posteriori).
La dérive instrumentale provient de la fatigue naturelle du ressort du gravimètre. Elle est
principalement liée aux chocs et secousses, lors des transports et des prospections. Malgré la difficulté
de quantifier un tel phénomène, on considère généralement cette dérive comme linéaire au cours
d’une journée (Gailler, 2010). La correction est possible grâce au retour sur une ou plusieurs bases
23
(absolues ou de réoccupation, cf. §2.e), les valeurs de pesanteurs mesurées y étant théoriquement
constantes.
La dérive peut être calculée à chaque station S comme suit :
(10)
où H correspond à l’heure de la mesure.
Cette dérive est appliquée à chaque mesure Si, faite à un temps HS pour chaque prospect :
(11)
iii. Rattachement des mesures au réseau international
L’intégralité du globe est couverte par un réseau de bases absolues, l’International Gravity
Standardization Network, datant de 1971. Chaque station du prospect doit être rattachée à l’une de
ces bases internationales, afin de pouvoir déterminer la gravité absolue en chaque point. Le
rattachement ce fait en deux étapes :
- détermination de l’écart de mesure ΔG entre la station S considérée et la base absolue :
(12)
- ajout de cet écart à la valeur absolue (Gabs) de la force de pesanteur au niveau de cette base :
(13)
Dans le cas de la prospection sur le Puy de Dôme quatre bases internationales de gravité
absolue ont été réoccupées (tableau 3). Cette réoccupation est nécessaire afin de pouvoir corriger la
dérive de l’instrument au cours de la journée. Deux de ces bases, celle située au niveau de la cave
sismique des Cézeaux et l’autre située au sommet du Puy de Dôme (salle pique-nique actuelle, ancien
chalet de l’OPGC), font partie du service d’observation de l’OPGC (Observatoire de Physique du Globe
de Clermont-Ferrand). Les deux autres bases sont intégrées au Réseau Gravimétrique mondial.
Nom Base Gravité absolue (mGal)
Incertitude (mGal)
Cave sismique des Cézeaux 200300000056 980556,879 0,083
Chambre de Commerce 200500000064 980565 ,097 0,072
Eglise d’Orcines 200500000065 980489,0179 123,1
Garage OPGC (Sommet) 200500000067 980341,9954 87,6
Tableau 3 : Bases de gravité absolues réoccupées lors de la campagne de 2012 (d’après Compte Rendu CR/G 213 de l’IGN et du SGN par Gattacceca T., 2006)
24
Calcul de l’anomalie de Bouguer c.
i. Corrections sur les données
Pour une prospection à but structural,
l'interprétation est en général basée sur
l'anomalie de Bouguer. Celle-ci est calculée par
comparaison avec une valeur théorique pour une
Terre homogène. Le calcul de la valeur théorique
à la station est, classiquement, décomposée en
plusieurs étapes: (1) calcul de l'anomalie
théorique sur le géoïde (G0), (2) calcul de
l'anomalie à l'air libre, (3) correction de plateau et
(4) correction de relief (figure 12).
La station de mesure S, d’altitude z, est
projetée sur l’ellipsoïde de référence, au point P,
de coordonnées (x,y,z). On ajoute ensuite un
plateau d’une épaisseur z d’une densité
homogène, dite densité de correction (ρcor). On
modifie ensuite la surface lisse du plateau au
niveau de la station pour rendre compte de la
topographie réelle de la zone.
Figure 12 : Diagramme représentant l’ensemble des corrections à apporter aux données gravimétriques brutes pour obtenir l’anomalie de Bouguer. En bleu la correction intégrée au gravimètre relatif, en vert les corrections postérieures à la mesure (schémas d’après Gailler, 2010).
L’anomalie de Bouguer s’écrit :
(1)
où G0, la valeur théorique de G à la surface de l’ellipsoïde de référence ;
CAL, la correction à l’air libre dépendante de l’altitude de la station de mesure ;
CPBull, la valeur de la correction de plateau pour une densité de correction ρcor ;
CT, la valeur de la correction topographique (reconstituée à la surface du plateau).
ii. Calcul de G0
Cette correction est calculée à partir d’une Formule de Gravité Internationale (FGI), dont les
constantes sont définies sur la base de l’ellipsoïde de référence approuvé par l’Association
Internationale de Géodésie (AIG) (Froger, 1996). Cet ellipsoïde, utilisé pour déterminer la valeur de la
pesanteur vulgaire, modélise de la façon la plus réaliste possible les paramètres dynamiques et
géométriques de la Terre. Il est basé sur des mesures gravimétriques et exprimé à l’aide de la formule
de Somigliana (Cassinis, 1930) :
√
(1)
25
où Géq=978032,67715 mGal la pesanteur théorique à l’équateur ;
k=0,0052790414 et e=0,0000232718 des constantes, sans dimension, dépendantes de la forme et
de la vitesse de rotation de la Terre ; φ la latitude du point considéré.
iii. Correction à l’air libre (CAL) ou d’altitude
D’après la 3ème loi de Newton, la valeur de la gravité diminue selon l’inverse de la distance au
carrée ; cela correspond à la diminution de l’attraction de la Terre lorsqu’on s’éloigne de son
barycentre. La station se trouvant à une altitude z par rapport à l’ellipsoïde de référence, on calcul
l’écart lié à cette différence d’altitude. La formule la plus couramment utilisée par les géophysiciens est
(pour une latitude de 45°) :
(14)
où est la valeur moyenne de la gravité au niveau de l’équateur (en mGal) ; z est l’altitude du point
de mesure (en m).
iv. Correction de plateau (ou correction de Bullard_B)
Il est également nécessaire d’appliquer une correction de plateau aux mesures, afin de
prendre en compte l’attraction gravitationnelle d’un plateau homogène de dimensions infinies, situé
entre l’ellipsoïde de référence et la station de mesure. Elle est donnée par la formule suivante :
(15)
où G = 6,67.10-11 m3.kg-1.s-2, la constante de gravitation universelle ;
ρcor (kg.m-3) la densité de correction, c'est-à-dire la densité moyenne attribuée au plateau ;
z (m) l’altitude de la station de mesure.
Afin de prendre en considération l’effet de courbure de la Terre, il convient de convertir le
plateau en calotte hémisphérique de 166,7 km de rayon (rayon maximal de la zone O du système
Hayford-Bowie), plus conforme à la réalité (Laferh, 1991a) (figure 13). La valeur de ce rayon vient du
fait qu’il minimise au mieux la différence entre l’effet d’une calotte et celui d’un plateau horizontal
infini (Laferh, 1991b). Cette correction de courbure (ou correction Bullard_B) s’écrit :
(16)
où R =R0 +z, distance entre le centre de la Terre et la station de mesure ;
μ et λ des variables, sans dimensions, fonction de l’altitude de la station, du rayon de la Terre au
niveau de la station et de l’angle formé par une section centrée sur le centre de la Terre et dont les
limites extérieures recoupe la surface à 166,7km de part et d’autre de la station (LaFehr, 1991b).
26
Figure 13 : Principe de la correction de courbure. a) Plateau d’extension infinie (gris clair) considéré dans la correction classique ; b) Calotte hémisphérique (gris foncé) considérée dans la correction de Bullard (d’après Froger, 1996).
v. Correction topographique
En plus de la correction de plateau, il est nécessaire de prendre en considération les variations
de topographie au voisinage de chaque station : une correction de relief.
Les corrections topographiques ont été déterminées à l’aide du logiciel Oasis Montaj (Géosoft,
v.6.4.2). Ce dernier permet de travailler sur deux types de MNT. Un MNT régional, qui correspond à une
zone lointaine, s’étend jusqu’à 166,7km à partir de la station : pour cette étude un MNT SRTM à 90m
dégradé à 200m a été utilisé. Un deuxième MNT, local, contenant la zone proximale, a été pris en
compte : un MNT LiDAR à 50 cm de résolution. Cependant ce MNT ne couvrant pas une zone
suffisamment grande autour du Puy de Dôme (moins de 5km dans la direction E-W), et afin de calculer
la composante régionale affectant les mesures, un troisième MNT IGN à 10m (CRAIG, Centre Régional
Auvergnat de l’Information Géographique), couvrant une zone de 15km autour du Puy de Dôme, a été
utilisé (figure 14).
Figure 14 : MNT intégrés à la correction topographique. a) MNT France SRTM (Shutle Radar Topographic Mission) avec une résolution de 200m ; b) MNT IGN à environ 15km autour du Puy de Dôme, d’une résolution de 10m (correction composante régionale) ; c) MNT LiDAR haute résolution, 50cm, acquis en 2011 (correction en champ proche)
Pour la correction proche, le MNT local est éhantilloné en une grille centrée sur la station
considérée. La correction est calculée en se basant sur la contribution de chaque zone : proximale,
intermédiaire et distale.
vi. Incertitude sur l’anomalie de Bouguer
Chaque correction rentrant en jeu dans le calcul final de l’anomalie de Bouguer, l’incertitude
sur cette dernière va dépendre des incertitudes de chaque correction selon la formule suivante :
a b
27
√
(17)
avec σ l’incertitude sur chacune des valeurs.
L’erreur sur la mesure, σmes est calculée par écart quadratique moyen sur les valeurs des
stations réoccupées au moins une fois.
L’incertitude sur G0 est essentiellement due à l’incertitude sur la latitude. Cette dernière est
déterminée à partir de la formule de correction de latitude de 19671, plus facile à dériver que la
formule de géodésie présentée précédemment (équation (12)). Grâce au GPS différentiel, cette
incertitude est relativement faible, donc négligeable.
Les incertitudes sur la correction à l’air libre et sur la correction de plateau sont uniquement
fonction de l’erreur sur les valeurs d’altitude, σz. Ces deux corrections étant liées à la même variable,
et afin de compenser des phénomènes de sous- ou surestimation de l’incertitude présents dans des
calculs séparés, il est possible de calculer l’erreur sur ces corrections d’une manière globale :
(
)
(18)
En ce qui concerne l’incertitude sur la correction de terrain, le raisonnement est plus complexe.
Cette correction est totalement calculée par le logiciel Oasis Montaj. On considère ici que cette
correction est linéairement dépendante des incertitudes planimétriques (σx et σy), directement
calculées par le logiciel de traitement des données GPS (Topcon Tools v.8), il est impossible de savoir
si elles sont corrélées aux incertitudes altimétriques (σz). C’est pour cela que la méthode suivante a été
utilisée pour le calcul de l’incertitude sur la correction topographique :
- les valeurs de corrections topographiques ont été calculées pour des variations de la position
en x (δx = +10m) puis en y (δy = +10m) afin de déterminer l’effet sur les valeurs de correction ;
- la variation obtenue selon x et y, qui correspond donc à la dérivée première de la valeur de la
correction de terrain (CT) par rapport à x et y, a été intégrée à l’équation suivante :
(
)
(
)
(19)
1 Formule de 1967 : avec l la latitude
28
Corrections Incertitudes Valeurs extrêmes de σ
Latitude
avec α et α1 des constantes
Correction à l’air libre
et de plateau (
)
Correction de terrain (
)
(
)
L’incertitude sur les valeurs d’anomalie de Bouguer va de 0,004 à 0,054 mGal avec une
moyenne de 0,38mGal.
Logiciel d’inversion GROWTH2.0 d.
Le logiciel GROWTH2.0, publié par
Camacho et al. en 2011, permet une
inversion non linéaire des valeurs
d’anomalie de Bouguer. Il permet de
modéliser des contrastes de densité,
positifs et négatifs.
Le processus d’inversion, se divise
en trois étapes (figure 29):
- le logiciel GRID3D d i s c r é t i s e
le sous-sol en cellules parallélépipédiques.
Il créé ainsi une grille 3D, qui sera utilisée
dans le logiciel d’inversion à proprement
dit.
- Le logiciel GROWTH2.0 réalise
l'inversion. L'altitude des stations est prise
en compte et les contrastes de densité
Figure 15 : diagramme de fonctionnement du logiciel GROWTH2.0. En bleu les fichiers exécutables, en noir les fichiers ASCII ou les figures (modifié d’après Camacho et al. 2011).
entre les cellules 3D sont ajustés pour rendre compte des données observées. L’inversion détermine
une distribution des contrastes de densité à partir des données gravimétriques mesurées, par une
méthode exploratrice qui test l’ensemble des possibilités de remplissage des cellules, à chaque étape
du processus, pour construire un modèle à partir des cellules initiales (Camacho et al., 2011). L’erreur
sur les mesures est représentée par une distribution Gaussienne. La convergence vers une solution
réaliste est représentative des données réelles mesurées, toutes les solutions possibles sont
Tableau 4 : tableau des différentes incertitudes intervenant dans l’erreur sur les valeurs d’anomalie de Bouguer. Les valeurs extrêmes correspondent aux valeurs minimales, maximales et moyennes des incertitudes pour chaque correction.
29
comparées entre elles, selon une méthode de minimisation suivant l’équation aux moindre-carrées. La
solution qui minimise le mieux cette formule est considérée comme la plus réaliste.
- enfin de logiciel VIEW permet de visualiser les résultats d’inversions en carte de distributions
ou en coupe.
Les principaux paramètres réglables par l’utilisateur, utilisés lors de cette inversion sont:
- la longueur des cellules ;
- la gamme des valeurs de contraste de densité ;
- la profondeur d’investigation ;
- un facteur d’homogénéité α, qui permet de donner au modèle un aspect plus ou moins lissé ;
Enfin il faut aussi prendre en considération le fait que la pertinence des résultats obtenus se
dégrade avec la profondeur de modélisation.
Protocole de mesure e.
Il existe deux méthodes de mesure de la force de pesanteur : une absolue et l’autre relative. La
première repose sur l’observation de corps en chute libre mais elle requiert des dispositifs lourds.
Des campagnes de terrain, comme celle effectuée au Puy de Dôme, comportant une grande
densité de mesures, nécessitent l’utilisation d’instruments de mesure portables (figure 16a) comme les
gravimètres relatifs. Ils mesurent l’élongation d’un ressort, relié à une masse, sous l’effet de la
pesanteur (figure 16). L’évaluation de cet étirement permet d’estimer la force de pesanteur.
Lors de cette campagne nous avons utilisé deux gravimètres Scintrex CG5 du Parc de
gravimètres relatifs de l’INSU (CNRS) : un CG5 #167 du 29/02 au 21/03 et un CG5 #323 du 02/05 au
11/05.
Figure 16 : a) Gravimètre CG-5 relatif Scintrex en cours de mesure, b) schéma de fonctionnement du gravimètre : mesure de la pesanteur par évaluation de l’étirement d’un ressort.
Ce type de gravimètre offre une précision au µGal, et est autonome en énergie ; le nivellement
reste manuel. Il permet une lecture directe de la mesure grâce à un écran, ainsi que la surveillance de
l’erreur sur la mesure (Standard Deviation). La raideur K du ressort est sensible à la température. Afin
de limiter cet effet, le gravimètre est thermostaté à 27°C, grâce à une alimentation électrique continue.
La saisie d’informations temporelles (date et heure) et spatiales (coordonnées du centre de la
zone d’étude), permet une correction automatique du terme de marée à la fin de chaque mesure.
a b
30
Les données gravimétriques utilisées pour ce travail ont été acquises lors d’une campagne de
mesure sur le Puy de Dôme, sur deux périodes d’acquisition : du 29 février au 21 mars et, du 05 au 11
mai 2012.
En ce qui concerne cette étude, les mesures ont été effectuées à partir du sommet et jusqu’à
environ 2 km autour de l’édifice (figure 17). Dans la zone proximale (<1km du sommet), la distance
moyenne entre les mesures est comprise entre 250 et 80m. Elle n’est plus que de 250m en moyenne
dans la zone distale (>1km). Les mesures s’étendent du Col de la Moréno au sud, jusqu’à la base du
Puy de Pariou au nord.
Quatre stations absolues ont été utilisées : 2 à Clermont-Ferrand (Chambre de Commerce et
site des Cézeaux), une à l’Eglise d’Orcines, et une au sommet du Puy de Dôme (figure 17). Deux bases
réoccupées lors des prospects ont été mises en place : une au niveau de Col de Ceyssat au sud du Puy
de Dôme, et une au niveau de l’ancien parking n°2 (près de l’ancien péage routier) à l’est. Le choix de
la position de ces bases a été fait de façon à permettre une réoccupation biquotidienne. Elles ont été
implantées dans des environnements peu susceptibles d’être modifiés, sauf peut-être pour la base de
l’ancien parking se situant au niveau de la zone de chantiers, dans le secteur de l’ancien péage du Puy
de Dôme.
Figure 17 : Carte de localisation des stations gravimétriques occupées lors de la campagne de mesure sur le Puy de Dôme en mars 2012 (les stations des Cézeaux et de la Chambre de Commerce ne sont pas indiquées).
Chaque prospect commence par une mesure au niveau d’une base absolue, suivi d’une
mesure sur une base de réoccupation (figure 18). En fin de prospect deux mesures sont effectuées, une
sur la base de réoccupation, et une sur la base absolue.
31
Les mesures effectuées au niveau des
bases ont systématiquement été doublées, et
lors du prospect, une mesure sur deux a aussi
été doublée. Cette redondance des données
a permis un contrôle statistique sur la qualité
des données, ainsi qu’un suivi de la dérive
des mesures, pouvant être due aux conditions
de terrain ou a un problème de l’appareil. De
plus ce protocole de mesure a permis de
Figure 18 : Schéma d’organisation d’un prospect gravimétrique quotidien.
compenser l’impact du gel-dégel sur les sols, qui entraine des modifications non négligeables dans la
structure du terrain, responsable de faibles déformations.
3. Positionnement des points de mesure
Positionnement des profils électriques a.
Lors de la campagne de mesures électriques de juin 2011, un positionnement au GPS des
électrodes a été effectué. Deux récepteurs GPS TOPCON ont été utilisés en mode RTK (Real Time
Kinematic). Un des récepteurs GPS est placé sur une base, à proximité du lieu de mesures, et un
deuxième récepteur mobile, est placé au niveau de l’électrode. Une connexion radio permet la
communication entre la base et le récepteur mobile. La base reçoit, toutes les secondes, des signaux
satellites : elle détermine alors un vecteur d'erreur sur sa propre position. Le récepteur mobile reçoit
simultanément les signaux provenant des satellites, et les corrections calculées par la base.
La topographie de la zone a affecté la transmission radio entre les deux récepteurs. La série de
mesure a été divisée en trois parties, la base étant déplacée à chaque fois : la partie nord, la zone
sommitale et le flanc sud. La durée d'observation, varie entre 1 et 4 minutes.
En post-traitement, la position exacte de la base fixe est calculée grâce au Réseau GNSS
Permanent regroupant des antennes GPS fixes, dont les positions sont exactement connues. Deux
antennes permanentes, dont 1 station OPGC, situées à Clermont-Ferrand, CLMT (réception des
satellites GPS et Glonass) et CLFD (réception des satellites GPS uniquement), ont été utilisées. Grâce au
modèle de la double différence (double comparaison de signaux satellites), la position exacte de la
base fixe est déterminée, et un vecteur de correction en est déduit. Ce dernier est ensuite appliqué à
l'ensemble des données acquises.
Durant la campagne électrique de juin 2012, le positionnement GPS s'est fait en mode statique
rapide (aucune communication radio entre les récepteurs). L'ensemble des données de mesure a été
traité en post-traitement comme précédemment, grâce au logiciel Topcon Tools. La durée
d'observation pour chaque mesure est de 3 minutes exactement.
32
Positionnement des stations de mesures gravimétriques b.
La position des stations de mesure gravimétriques a été établie par GPS, en mode statique
rapide. Un post-traitement des données grâce au logiciel Topcon Tools (v.8) est nécessaire. Cette
méthode de positionnement repose sur l’observation simultanée des mêmes satellites GPS (au
minimum 4), par plusieurs récepteurs géodésiques (antennes permanente et antenne GPS).
L’utilisation d’un récepteur Topcon HyPer Pro, permit d’atteindre des précisions de mesure
décimétriques, inférieure à 5cm en planimétrie et à 10 cm en altimétrie dans la plupart des cas.
Toutefois la présence de masques, notamment d’arbres, peut dévier ou bloquer les signaux satellites :
les résultats sur le positionnement sont alors dégradés.
Les mesures GPS ont été effectuées au centre du trépied du gravimètre, après la mesure
gravimétrique, afin de ne pas perturber la mesure de la pesanteur.
La durée des observations, sur chaque point GPS, a été définie en fonction de la précision
souhaitée sur les données. Pour cette campagne la durée d’observation varie entre 7 et 20 minutes,
avec un pas d’échantillonnage d'enregistrement des signaux satellites d’une seconde.
33
PARTIE 4 : TRAITEMENTS ET MODELISATIONS
1. Etude de la distribution des résistivités électriques du Puy de Dôme
Partie sommitale : modèles le long des profils à 5m a.
Les deux modèles de distributions des résistivités électriques présentés dans ce paragraphe,
sont issus de l’inversion des données acquises le long de 2 profils perpendiculaires, globalement
orienté N-S et E-W (dispositif de 64 électrodes ; espacement de 5m) (figure 19).
La convergence des modèles est atteinte après 14 itérations, et l’erreur rms est de 5,7%.
Figure 19 : Modèle des résistivités électriques de la partie sommitale du Puy de Dôme. a) modèle issu des données acquises le long du profil orienté N-S ; b) modèle obtenu par inversion des données acquises le long de profil E-W.
Des structures anthropiques, telles que le chemin de ronde ou encore le Temple de Mercure,
représentent des anomalies de résistivités de faibles dimensions et de forte résistivité. En effet les
matériaux de construction utilisés pour la confection des voies de circulation (béton,…) sont très
34
résistants. Le Temple de Mercure est constitué de blocs de trachyte massif (carrière du Kilian), roche
compacte et saine, présentant aussi une résistivité élevée.
En dehors de ces anomalies d’origines anthropiques, les modèles révèlent une structure
générale très hétérogène. On note des structures très résistantes :
- Des structures présentant une résistivité très importante, entre 20 et 30 kΩ.m, R1 et R3 sur le
profil N-S, et R13, R14 sur le profil E-W. Elles sont observables au niveau des ruptures de pentes,
correspondant au début des pentes du dôme, aux extrémités des profils. L’épaisseur de ses formations
va de quelques mètres à la dizaine de mètres.
- D’autres structures de résistivité moyenne (environ 13 kΩ.m) sont présentes à différents
endroits sous le sommet. Elles correspondent à des formations superficielles de faible extension (R2,
R5 et R6), où au contraire à des structures qui semblent être de plus grande dimension (R4 et R7)
- Entre les zones résistantes, le milieu est constitué de matériaux de résistivité assez faible
(<2 kΩ.m).
En termes d’interprétation géologique de la structure de la partie sommitale du dôme, la
distribution des résistivités montre un dôme hétérogène, avec des fractions massives peu ou pas
altérées, et des zones altérées ou de nature bréchique. Des résistivités supérieures à 5 kΩ.m suggèrent
la présence de roches massives, de faible perméabilité, ou des roches bréchiques, totalement sèches
ou dépourvues de fraction argileuse. Au contraire, les faibles résistivités peuvent être expliquées par
des roches présentant une forte teneur en eau, et/ou contenant des minéraux très conducteurs,
comme des argiles issues de l’altération météorique ou hydrothermale.
La formation R2, visible sur le profil N-S, présente une résistivité plus importante que le milieu
qui l’entoure (entre 4 et 8 kΩ.m). Sa position correspond à l’emplacement d’un bâtiment situé au
sommet (Restaurant). Lors des récents travaux d’aménagement, des affleurements ont permis de
mettre à jour, à cet endroit précis, des formations de trachyte sain et très compact.
Le secteur R3 présente des formations très résistantes et de faible épaisseur. Il suggère une
roche massive, peu ou pas altérée. La structure R1 est aussi de faible épaisseur et très résistante. On se
situe dans la partie orientale du Puy de Dôme. De récentes observations (Miallier, comm. pers, 2012)
ont montré l’existence dans cette zone d’une coulée de lave trachytique massive, d’une hauteur
d’environ 5m sur une longueur d’au moins 100m, très fracturée. Ceci s'accorderait bien avec la
structure R1 d’une épaisseur décimétrique.
La structure R4, localisée au niveau de replat sommital entre les deux dômes, est aussi
résistante : entre 6 kΩ.m pour la partie externe, et jusqu’à 12 à 14 kΩ.m pour la partie interne. Cette
formation pourrait correspondre à un compartiment massif de trachyte, sain au cœur et altéré sur les
bords.
Enfin le milieu renfermant toutes ces structures résistantes, présente de faibles résistivités.
Boivin et al. (2004) et Miallier et al (2010), ont mis en évidence l'existence d'une altération
hydrothermale générale du dôme. De plus les travaux effectués au sommet ont permis de mettre à
35
jour des blocs de trachyte altérés et des affleurements où des veines de trachyte ocre sont visibles.
D’après ces informations, les structures résistantes pourraient correspondre à des blocs et méga-blocs
de roche massive, du trachyte sain, ou peu altéré et sec. Les structures plus conductrices
correspondraient quant à elles à des zones plus brèchiques et/ou altérées par les fluides
hydrothermaux.
Structure interne de l’édifice b.
L’inversion des données de tomographie des résistivités électriques, issues des profils de 2,2
km de long (35m espacement inter-électrode) a permis d’obtenir les modèles de distribution des
résistivités électriques (figure 20)
Figure 20 : Modèles de distribution des résistivités électriques sur l’ensemble de l’édifice du Puy de Dôme. a) Profil N-S ; b) Profil E-W.
Les modèles de l’intégralité du dôme confirment l’hétérogénéité générale à l’échelle de
l’édifice. Différents types de formations sont identifiés (figure 20) :
36
- Les structures superficielles identifiées sur les profils courts, R1a et R3, sont présentes
jusqu’à mi-pente, le long des flancs S et N. La formation R1a montre une discontinuité au niveau du
Chemin des Muletiers et se propage le long de la pente S du volcan (R1b).
- Des structures très résistives (>5 kΩ.m) sont visibles à plusieurs endroits (R4, R8, R9, R10,
R11, R15, R16 et R18). L’une d’entre elles est de grandes dimensions (R8) et se situe légèrement au
sud du centre de l’édifice. Les structures en bordures de profils (R10, R11 et R16) semblent enracinées
dans la structure globale de l’édifice et se poursuivre au-delà du modèle.
- Enfin ces différentes structures sont dans un milieu de faible résistivité (inférieure à 2 kΩ.m).
La structure massive, peu ou pas altérée, situé au cœur de l’édifice (R8), suggère la présence
d’une extrusion massive. Sa position, légèrement excentrée, correspond structuralement au dôme
hérissé du volcan.
Les zones superficielles de fortes résistivités sont présentes le long des pentes de l’édifice (R1a,
R1b, R3, R13, R14 et R17). On remarque qu’elles atteignent des distances plus importantes à l’est et
au sud. Leur forme étirée, d’épaisseur variable, laisse supposer une mise en place par écoulement. La
présence sur la pente sud du Puy de Dôme d’affleurements trachytiques denses et fracturés, en
relation avec les éléments issus des modèles de résistivités, renforcent l’hypothèse d’écoulements de
laves trachytiques
Les différentes formations résistantes, observées à petit échelle sur les modèles détaillés de la
zone sommitale, sont également clairement identifiées sur le modèle à grande échelle (R2, R4 à R7).
On note la présence de structures résistantes, de plus grandes dimensions du côté N (R9). L’ensemble
de ces formations, probablement constituées de roche massive, peu ou pas altérée, peuvent
correspondre à des méga-panneaux de trachyte sain.
On remarque la présence de structures très résistantes, et de grande dimension à faible et
moyenne profondeur sous la surface (R15 et R18). On peut supposer d’ailleurs que R8 et R15 forment
une seule et même structure qui se prolongerait de l’ouest au sud. La formation verticale R18 montre
un prolongement vers le bas, en dehors des limites du modèle.
L’ensemble de l’édifice montre un milieu peu résistant (0 à 2kΩ.m), qui enserre les formations
massives, occupe un volume important et se prolonge jusqu’à la base de l’édifice, qui correspond à
peu près à la limite inférieur des modèles présentés. Ce milieu correspond à des roches altérées, voire
très altérées. On note qu’il forme un réseau connecté. Dans cette hypothèse, il pourrait marquer
l'emprise de la partie du dôme altérée par le système hydrothermal lors de sa mise en place et son
refroidissement.
L’unité R10, très résistante (>5kΩ.m), est située à la base du flanc nord du Puy de Dôme. Il
semble qu’elle coïncide avec la présence dans cette zone du Petit Puy de Dôme, cône strombolien plus
vieux que le Puy de Dôme. Ce cône et ses dépôts sont constitués de scories (rouges) très poreuses.
Cette porosité augmente la résistance du matériau à cause de la grande quantité d’air qu’il contient.
37
Entre cette structure et le Puy de Dôme, on remarque là encore une formation (R12) relativement
résistante (entre 4 et 8kΩ.m), en bas de pente, qui pourraient être associée, vu sa position, à des
dépôts d’érosion et/ou de retombées volcaniques.
Au bas de la pente sud du Puy de Dôme, une structure résistante R11 (entre 10 et 16 kΩ.m)
est identifiée. Les données géologiques de la zone (Boivin et al., 2004) montrent la présence d’un cône
strombolien, le Puy Lacroix (ou Puy Redon), antérieur à la formation du Puy de Dôme, qui constituerait
le soubassement, localement, de l’édifice du Puy de Dôme.
On remarque le même type de structure, très résistive, au bas de la pente ouest du dôme
(R16). Une étude de terrain très récente (Miallier, comm. pers, 2012) a mis en évidence, là aussi, la
présence de dépôts stromboliens, très localisés, en place sous les dépôts du Puy de Dôme et du
Cratère Kilian. La présence de bombes volcaniques de grandes tailles laissent supposer que le cratère
d’émission se situe à proximité. Ces informations, couplées à l’interprétation des données électriques,
confortent l'hypothèse de l’existence d’un cône strombolien, antérieur à la formation du Puy de Dôme.
Le Puy de Dôme s’est mis en place sur un soubassement préexistant, constitué de plusieurs
cônes stromboliens partiellement, ou presque intégralement enfouis.
2. Etude de la distribution des densités
Cartes d’Anomalie de Bouguer a.
i. Choix de la densité de correction
La zone de prospection du Puy de Dôme offre des variations de relief très importantes. Dans
ce cas, on observe classiquement des corrélations positives ou négatives entre l'Anomalie de Bouguer
et l'altitude pour diverses densités de correction. On recherche alors la densité de correction qui
minimise cette corrélation, pour privilégier la mise en évidence des anomalies qui ne sont pas
générées par les reliefs. Cependant, en terrain volcanique, l’Anomalie de Bouguer et la topographie
sont souvent fortement corrélées, car la topographie est souvent déterminée par des structures
volcaniques (figure 21).
Figure 21 : Corrélation des variations de l’Anomalie de Bouguer avec la topographie en contexte volcanique (à gauche), et les contrastes de densité (à droite) (d’après Gailler, 2009).
Des cartes d’Anomalie de Bouguer ont été calculées pour des valeurs de ρcor allant de
1,6.103 kg.m-3 à 2,8.103 kg.m-3 (figure 22).
38
Figure 22 : Carte d’Anomalie de Bouguer résiduelle de la zone proximale du Puy de Dôme pour différentes densités de correction. Le tracé présent sur la carte d’Anomalie de Bouguer calculée pour une densité de correction de 2.0 représente le profil selon lequel les coupes servant à déterminer la densité de correction optimale (méthode de Nettleton) ont été faites.
La méthode de Nettleton (1939), permet de comparer graphiquement les variations de
l’Anomalie de Bouguer avec les variations d’altitude le long d’une section. Dans notre cas, un profil
orienté est-ouest, recoupant le Puy de Dôme, a été utilisé (figure 23).
d=1,6 d=1,8 d=2,0
d=2,2 d=2,4 d=2,6
d=2,67 d=2,8 d=3,0
39
La valeur de la densité de correction a, bien
sûr, une influence sur l ’amplitude et
l’extension des anomalies de Bouguer. On
observe que pour des densités de correction
élevées, de 2,4.103 kg.m-3 à 2,8.103 kg.m-3, les
valeurs de l’Anomalie de Bouguer sont anti-
corrélées avec les variations topographiques
(ce qui signif ie que les rel iefs sont
constituées de roches avec une densité
moyenne infér ieure à la densi té de
correction). A l’inverse pour une densité de
co r r e c t io n f a i b l e (p a r e x e m p l e d e
1,6.103 kg.m-3), les anomalies de Bouguer
sont corrélées au relief. Pour la zone étudiée,
u n e d e n s i t é d e c o r r e c t i o n e n t r e
1,8.103 kg.m-3 et 2,0.103 kg.m-3 semblent le
mieux minimiser la relation anomalie-
topographie pour le Puy de Dôme.
Figure 23 : Anomalie de Bouguer calculée pour différentes valeurs de la densité de correction le long du profil E-W (profil visible sur la figure).
ii. La composante régionale
Les cartes d’anomalie de Bouguer sont toutes affectées d’une composante de plus grande
longueur d’onde, due à des structures géologiques profondes et étendues. Elle peut être déterminée
de plusieurs façons différentes. Trois approches sont envisageables :
- un ajustement de l’anomalie de Bouguer régionale par une surface polynomiale ;
- l’utilisation d’un filtre passe-haut, qui fera ressortir les fréquences les plus élevées, et ainsi
amoindrira l’effet de la composante régionale ;
- un prolongement de l’Anomalie vers le haut qui permet de calculer l’anomalie sur une surface
située au-dessus du plan d’observation. Ainsi les grandes longueurs d’ondes deviennent plus visibles,
et donc les tendances régionales aussi (Gailler, 2010).
Sur une zone plus restreinte autour du Puy de Dôme, la composante régionale peut-être
modélisée par un plan (polynôme de degré 1). La soustraction de cette composante, aux valeurs
d’anomalie de Bouguer brutes permet d’obtenir une carte d'anomalie résiduelle (figure 24). Cette
dernière représente les anomalies de Bouguer liées aux structures locales.
40
Figure 24 : Traitement des cartes d’anomalie de Bouguer de la zone proximale du Puy de Dôme, calculée pour une densité de correction de 2.0.103 kg.m-3. a) Carte d’anomalie de Bouguer comprenant la composante régionale ; b) Composante régionale modélisée par un polynôme de degré 1 ; c) Carte d’anomalie de Bouguer résiduelle obtenue après soustraction de la composante régionale à la carte brute.
iii. Cartes d’anomalie de Bouguer de la zone proximale du Puy de Dôme
La méthode de Nettleton a permis de déterminer une densité de correction optimale entre 1,8
et 2,0.103 kg.m-3. D’après les densités apparentes observées pour le trachyte du Puy de Dôme, autour
de 2,034.103 kg.m-3 (Auzanneau et Héritier, 2010), la carte d’anomalies de Bouguer a été calculée pour
une densité de correction de 2,0. 103 kg.m-3 et permet d’observer différentes anomalies (figure 23) :
- des zones où l’anomalie de Bouguer est supérieure à +1mGal, correspondant au socle
granitique ;
- une anomalie de grande longueur d’onde, d’une valeur comprise entre -1 et 0 mGal. Elle
présente une orientation environ N10°-N20°. Les limites septentrionales et méridionales de cette
anomalie ne sont pas évidentes, du fait d’un manque de mesures ;
- une anomalie globalement circulaire, négative (<-2,5 mGal) au N-NE du Puy de Dôme,
localisée à l’aplomb du cône strombolien du Petit Puy de Dôme ;
-deux anomalies négatives, entre -2 et -1,5 mGal, de courte longueur d'onde sur l'édifice du
Puy de Dôme. L’anomalie à l'ouest couvre une surface plus importante que celle située sur le flanc Est.
Modèles de contraste de densité b.
i. Coupes des modèles de contrastes de densité
Le modèle d’inversion est basé sur un découpage de la sub-surface par des cellules de 100m
de large. Les limites de contraste de densité ont été fixées à +/- 650 kg.m-3 ; ces valeurs sont en réalité
des valeurs déterminées par le logiciel par rapport au jeu de données introduit. La profondeur
d’investigation du modèle est de -600m au maximum, et le facteur d’homogénéité a été fixé à une
valeur intermédiaire de 0,5. L’erreur rms sur le modèle est de 30%.
Les modèles d’inversion représentent la distribution des contrastes de densité, selon des
coupes effectuées dans le modèle d’inversion, dans les directions N-S et E-W, le long des profils
électriques.
41
Figure 25 : Modèles de distribution des contrastes de densité dans le sous-sol, calculés à partir d’une densité de correction de 2.0kg.m-3. a) profil N-S ; b) profil E-W.
Les deux coupes illustrent une forte hétérogénéité de densité du Puy de Dôme (figure 25). On
peut distinguer différentes structures :
- une unité D1 de densité élevée (>2,3.103 kg.m-3), située sous le sommet. Les limites
horizontales, assez bien définies, montrent clairement une élongation verticale. L’observation des deux
modèles laisse supposer que la structure a une géométrie cylindrique. Sa limite inférieure semble
située à mis hauteur du dôme, mais il faut garder à l'esprit que la géométrie du plancher des
structures est toujours moins bien définie que les parties hautes et les limites latérales dans les
modèles ;
-des structures moins denses (entre 1,5 et 1,8.103 kg.m-3), observables dans la partie
sommitale avec D4, D6, D8 et D2a, moyennement étendues en profondeur (100m sous la surface
topographique). Les formations D3 et D5, situées au sud et au nord du Puy de Dôme, sont externes au
dôme ;
- des formations à faible densité (1,75.103 kg.m-3 à moins de 1,4.103 kg.m-3) de dimensions
plus importantes, D2b, D7 et D9, situées de part et d’autre de la zone centrale, constituent une part
importante des flancs de l’édifice volcanique ;
42
-enfin l’ensemble de ces structures plus ou moins denses ressortent d’un milieu, à l’échelle de
l’ensemble du cumulo-dôme, d’une densité autour de 2,0.103 kg.m-3 qui est proche de la densité
moyenne estimée pour le dôme d’après le test de Nettleton.
La présence d’une zone très dense D1 (≥ 2,5.103 kg.m-3) sous le sommet, suggère la présence
de roche massive. Des travaux sur les trachytes de la Chaîne des Puys ont montré que les densités les
plus élevées sur les roches du Puy de Dômes sont de 2,034.103 kg.m-3 (Auzanneau et Héritier, 2010).
Cette valeur, issue de l’étude de roches en surface, laisse imaginer une densité plus élevée pour un
trachyte sain en profondeur.
De part et d’autre de ce cœur dense, on peut observer des formations moins enracinées et de
plus faible densité (entre 1,5 et 1,8.103 kg.m-3) qui forment une couronne sur le pourtour de la zone
sommitale : D4 et D2a sur le profil N-S, et D6, D8 sur le profil E-W. Les anomalies de densité
correspondantes sont visibles sur les cartes d’anomalies de Bouguer (figure 24c). Elles semblent, de
plus, coïncider avec les deux parties du dôme : la partie hérissée ouest et la partie récente est. Du côté
est et nord, les affleurements montrent la présence de trachyte massif dans cette zone. Néanmoins il
est très altéré, et des traces de circulation de fluides hydrothermaux sont identifiées à l’affleurement.
Les minéraux peu denses (argiles, oxydes,…) que peuvent déposer ces fluides pourraient être à
l’origine des faibles densités caractérisées dans cette zone.
Du côté nord, au-delà des limites du Puy de Dôme, la structure, D5, de faible densité (entre
1,5 et 1,8.103 kg.m-3), coïncide avec la partie ouest du cône strombolien du Petit Puy de Dôme. Il en est
de même au sud où le cône strombolien du Puy Lacroix coïncide avec D3 et à l'ouest où D7 coïncide
avec la présence présumée d'un autre cône strombolien.
Au sud, D2b (≤ 1,8.103 kg.m-3) montre un prolongement et un rétrécissement en profondeur.
La connaissance actuelle de la zone ne permet pas une interprétation précise : des roches massives
sont présentes en surface, mais la faible densité identifiée sur les modèles, laisse supposer qu’il s’agit
peut-être de formations ne dépassant pas quelques dizaines de mètres d’épaisseur.
La structure D9, présente une similitude avec ces dernières structures, mais comme elle
semble être intra-dôme, il est difficile de lui attribuer comme source un autre cône strombolien.
La formation située à l’extrémité est du modèle (D10), dont la densité varie entre 1,7 et moins
de 1,4.103 kg.m-3, pourrait correspondre à des dépôts de bas de pente peu compactés.
La formation D11, peu étendue dans l’espace, a une densité supérieure à 2,45.103 kg.m-3,
laissant supposer une roche très massive et saine. L’hypothèse de la présence du socle granitique n’est
pas à écarter mais reste à justifier.
43
ii. Etude des coupes horizontales dans le modèles 3D
Afin de voir la géométrie latérale des structures, 3 coupes horizontales ont été effectuées au
niveau du Puy de Dôme à des altitudes de 800, 1000 et 1200m (figure 26).
Figure 26 : Coupes horizontales du modèle de distribution des contrastes de densité obtenu par inversion des données gravimétriques pour les altitudes de 800, 1000 et 1200m. Les lignes en pointillés illustrent la position des coupes effectuées dans le modèle et présentées précédemment.
On remarque une grande anomalie de faible densité à l’Ouest du Puy de Dôme qui semble se
propager vers la surface. La zone du Petit Puy de Dôme est aussi affectée par une anomalie de faible
densité. A partir de l’altitude de 1000m on observe une deuxième structure de faible densité sous le
flanc Est du Puy de Dôme qui se prolonge aussi vers la surface. Sur la coupe à 1200m on peut
identifier une zone de forte densité sous le sommet. Deux structures de faible densité sont visibles de
part et d’autre du sommet. Sous le sommet une formation de forte densité semble être présente.
44
PARTIE 5 : DISCUSSION
1. Comparaison des modèles de résistivités électriques et de densité
Depuis 2011 nos campagnes géophysiques sur le Puy de Dôme ont permis d’acquérir de
nouvelles données, de haute résolution. Deux profils de résistivités électriques orientés N-S et E-W ont
permis de contraindre assez précisément la structure électrique du Puy de Dôme. La campagne
gravimétrique de 2012 permet de modéliser assez finement la structure interne du dôme en termes de
distribution de densité. L'ensemble de ces deux approches devrait permettre d'établir de façon
détaillée la structure interne du dôme. Néanmoins, nous verrons que cette synthèse est relativement
difficile dans le cas du Puy de Dôme, car les paramètres résistivité et densité ne sont pas
systématiquement corrélés. La synthèse présentée ici ne doit être considérée que comme préliminaire
(les dernières données n'ont été acquises il n'y a que quelques semaines). Une confrontation plus
élaborée entre les données électriques, gravimétriques et géologiques doit, dans un avenir proche,
permettre d'affiner la synthèse actuelle.
Les modèles issus des inversions géophysiques, montrent la présence de structures majeures
sous la surface du Puy de Dôme et une grande hétérogénéité dans l’ensemble de l’édifice (figure 27).
Les modèles de la figure
27 représentent les structures
électriques et gravimétriques
selon une coupe N-S.
Quelques structures
semblent communes aux deux
modèles. C'est le cas pour les
structures R10 et R11 du modèle
électrique, et D5 et D3 du
modèle gravimétrique. Il s'agit de
structures extérieures au Puy de
Dôme qui ont été, sans
ambiguïté, associées à des cônes
stromboliens, antérieurs à sa
formation. L’unité D7, grâce à de
récentes observations pourrait
aussi correspondre à un cône
strombolien.
Figure 27 : Comparaison des modèles de résistivités électriques et de distribution des densités dans la direction N-S
En revanche, à l'intérieur du dôme, les corrélations entre structures de résistivité et structures
de densité deviennent peu évidentes. La structure dense D1 n'a pas de contrepartie en résistivité et la
45
plupart des autres structures n'ont que des recouvrements partiels ou pas de corrélation du tout. Ces
observations révèlent une complexité plus grande que celle qui était anticipée.
En effet, l'observation de dômes en construction ou érodés suggère une réponse géophysique
relativement simple. Les extrusions massives devraient avoir une densité et une résistivité relativement
plus grande que les autres parties constituées d'éboulis et de dépôts de pyroclastites. Ces derniers
produits ont, en général, une perméabilité plus grande, qui leur permet de contenir plus d'eau et donc
d'avoir une résistivité électrique plus faible. Offrant de plus grandes surfaces de contact avec les
fluides hydrothermaux, on peut aussi penser qu'ils seront plus affectés par l'altération hydrothermale
qui contribue aussi à abaisser la résistivité des roches. Inversement, ces formations, moins compactes
que les extrusions massives seront moins denses.
Il est clair que dans le cas du Puy de Dôme les corrélations entre les propriétés physiques des
roches et leur nature sont plus complexes. Par exemple, la structure dense majeure D1 ne correspond
pas à une zone à forte résistivité. Or le modèle de densité est suffisamment robuste (très bonne
couverture des données) pour que
D1 soit interprétée sans ambigüité
comme une masse de trachyte
massif. Il faut donc imaginer que
cette structure dense a été rendue
en grande partie conductrice par
des processus de fracturation et
d'altération. Cette complexité doit
probablement être étendue aux
autres formations. Il est donc clair
que l'interprétation conjointe des
deux types de données passera par
une analyse détaillée des propriétés
physiques des types de roches
accessibles à l'affleurement.
Les mêmes difficultés
d'interprétation se posent pour la
coupe W-E (figure 28).
Figure 28 : Mise en relation des modèles de résistivités électriques et de distribution des densités dans le sous-sol dans la direction E-W.
2. Comparaison croisée des modèles d’imagerie : Gravité et Muographie
Nous pouvons comparer qualitativement, les premiers résultats d'une imagerie muonique
obtenue lors des mesures effectuées au niveau de la grotte Taillerie, située à 2km à l'est du sommet
du Puy de Dôme. Un modèle préliminaire de distribution du coefficient d’absorption à travers le Puy
de Dôme, a été obtenu.
46
La figure 29 montre les coupes de l'imagerie muon et du modèle gravimétrique 3D. On peut
noter la présence sur les deux modèles d’un cœur dense sous la surface du Puy de Dôme, centré sous
la surface du dôme. D'autres structures semblent aussi être communes.
Figure 29 : Comparaison des modèles de densité obtenus par mesure gravimétrique et muographie.
3. Structure interne du Puy de Dôme
Les modèles d’inversion des données géophysiques ont permis d’établir deux coupes
géologiques simplifiées de la structure interne du Puy de Dôme (figure 30).
La mise en place du Puy de Dôme, en plusieurs étapes, est complexe. Les données
géophysiques ont mis en évidence la présence, au niveau du sous-bassement de l’édifice, de cônes
stromboliens, pour certains parfaitement identifiés : le Puy Lacroix au sud et le Petit Puy de Dôme au
nord. Un édifice similaire semble aussi être présent à l’ouest, le Puy de Corneboeuf. Du côté est, les
données gravimétriques montrent un défaut de densité important : une structure à la géométrie
comparable aux trois formations décrites précédemment est identifiée. L’hypothèse de la présence
dans cette zone d’un autre cône strombolien n’est pas à écarter. Les modèles ne permettent pas de
quantifier la taille et le limites de cette unité : la mise en place du Puy de Dôme, et des dépôts associés,
ont pu recouvrir ce cône préexistant.
47
Figure 30 : Coupes géologiques simplifiées du Puy de Dôme. a) orientation N-S ; b) orientation E-W.
En ce qui concerne le dôme lui-même, différentes structures sont identifiées. Un cœur dense,
probablement d’origine profonde, recoupe l’édifice jusqu’à la zone sommitale. La partie supérieure
sans doute fracturée, affiche des valeurs de résistivité électrique très variable. Une gaine bréchique,
congénère à la mise en place de ce dôme massif, pourrait être à l’origine de la formation coronitique
de faible densité présente dans la partie supérieure du Puy de Dôme.
Le dôme central est enveloppé par un milieu très hétérogène dont les origines peuvent être
diverses et associées : un hydrothermalisme très actif et une fracturation importante ont pu entrainer
une bréchification de la roche existante.
La zone superficielle est elle aussi très hétérogène. Des structures très résistantes recouvrent la
partie supérieure des pentes ainsi que des portions de la zone sommitale, au nord et à l’est : elles
forment une carapace à la surface du dôme. L’émission de coulées de lave trachytique dans les
dernières phases de l’activité du dôme est peut-être à l’origine de ces formations très résistantes.
En bas de la pente est du Puy de Dôme, des formations peu denses et peu résistives sont
identifiées : elles sont probablement formées de brèches et de dépôts de nuées ardentes, mêlées à
des dépôts d’érosion de l’édifice.
48
CONCLUSION
L’objectif de cette étude était de comparer différentes méthodes d’imagerie géophysiques : la
tomographie électrique et la gravimétrie tout d’abord, puis une comparaison de ces méthodes avec la
muographie. Pour cela plusieurs campagnes ont été menées sur le site du Puy de Dôme depuis juin
2011.
Les résultats issus de ces mesures nous ont permis de mieux contraindre les structures
internes à l’échelle de l’ensemble de l’édifice du Puy de Dôme. Mais cela nous a aussi et surtout permis
de comparer les différents modèles obtenus. Cependant les difficultés d’une telle comparaison, déjà
soulevées par certains auteurs, sont apparues :
- la comparaison de modèle de résistivité et de modèle de densité reste complexe car ce ne
sont pas les mêmes grandeurs qui sont étudiées ;
- la pertinence des modèles est aussi très difficile à qualifier, car dépendante des procédures
d’inversion utilisées, dont les caractéristiques techniques sont parfois délicates à contraindre, dans le
cas d’utilisation de logiciels commerciaux.
Cette première étape de comparaison des modèles nous a permis de cerner la méthode à
employer. Bien évidemment l’étude d’un modèle de densité par muographie plus précis reste à faire,
mais les données nécessitent un traitement plus approfondi. Dans un avenir proche, un tel modèle
sera aussi disponible dans la direction E-W (Campagne du Col de Ceyssat, 2012).
A long terme, il est indispensable d’envisager un processus d’inversion couplée : le principe
sera de réaliser l’inversion simultanée de données géophysiques de différentes sources (ERT,
gravimétrie, muographie,…) afin d’obtenir des modèles structuraux de l’intérieur des édifices
volcanique. Des travaux récents (Nishiyama et al., 2012) ont montré que l’inversion couplée de
données gravimétriques et muoniques offraient de bons résultats et de bonnes perspectives.
Dans le cas du projet mené sur le Puy de Dôme, d’autres campagnes géophysiques sont
envisageables, comme la tomographie sismique, ou encore des mesures de la variation du champ
magnétique. Il s’agit d’élaborer une base de données géophysiques multi-sources de haute résolution,
qui fournira un jeu de données unique pour le développement de procédures d’inversion simultanées
et de méthodes d’imageries qui constitueront, dans un avenir proche, des outils opérationnels d’étude
et de surveillance de l’évolution de l’activité des édifices volcaniques.
49
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Résumé
L’imagerie muonique des édifices volcaniques et d’autres structures géologiques se développe au sein de plusieurs équipes dans le monde. Cette méthode à la capacité de fournir des modèles 2D et 3D de la distribution des densités, avec une bonne précision. Cependant, au stade de développement de cette technique, il est nécessaire de faire des comparaisons avec des modèles issus de méthodes géophysiques courantes, pour valider les résultats obtenus. Une expérience de tomographie muonique a été menée sur le Puy de Dôme, complétée par des campagnes de tomographie des résistivités électriques et de gravimétrie. Le présent mémoire présente les résultats obtenus par les deux dernières techniques ainsi qu’une première comparaison avec le modèle des muons. Le Puy de Dôme est cumulo-dôme de 1465m d’altitude, situé dans la Chaine des Puys. Différentes études géologiques suggèrent une évolution avec deux évènements extrusifs séparés par une destruction partielle de la première construction. Cette interprétation est en accords avec la morphologie actuelle, que l’on peut par exemple observer sur le modèle numérique de terrain obtenu du dernier relevé LiDAR de haute précision (50cm). De plus, Miallier et al., (2010) suggèrent un dernier épisode explosif au niveau du sommet, qui aurait ouvert un cratère de petite dimension il y a 10700 ans. Les vestiges d’une forte activité hydrothermale sont visibles à l’affleurement dans la partie sommitale du dôme. Deux expériences de tomographie électrique ont été menées en juin 2011 et juin 2012, utilisant des profils d’électrodes de 2200m environ (espacement inter-électrode de 35m, réduit à 5m au niveau de la zone sommitale). Les données électriques acquises ont permis d’obtenir des modèles de distribution des résistivités électriques du dôme. Une campagne gravimétrique de haute résolution a été menée entre mars et juin 2012. Plus de 450 stations permettent d’étudier le dôme et ses alentours. L’inversion des cartes d’Anomalie de Bouguer a permis d’obtenir un modèle de distribution des densités à l’intérieur du dôme. Ce modèle est directement comparable aux résultats issus de l’imagerie muonique. Le but ultime de cette étude est de créer un modèle structurale du dôme par l’interprétation jointe de tous ces jeux de données.
Abstract
Muon imagery of volcanoes and other types of geological structures is presently actively developed by several groups in the world. It has the potential capability to provide the 2D or 3D distribution of density with an accuracy of a few percent. However, at this stage of the development of the method, comparisons with the results from established geophysical methods are necessary to validate its results. An experience is presently carried out at the Puy de Dôme volcano involving the concurrent acquisition of muon imagery, electrical resistivity, 2D tomography (ERT) and gravity survey. Here we present the preliminary results for the last two methods. The Puy de Dôme is a 1465 m high composite dome in the Chaîne des Puys (France). Geological studies suggest an evolution with at least two pulses of lava extrusion, separated by a partial destruction of the first construction. This interpretation is in good agreement with the present morphology, as, for example, it can be observed in the new high precision LIDAR elevation model (50 cm resolution). In addition, Miallier and al., (2010) suggest that a final explosive episode formed a small crater on the summit at 10,700 years. Hydrothermal alteration is widespread on the outcrops in the summit area of the dome. Two electrical resistivity tomography experiments have been carried out in June 2011 and June 2012, using a 2200 m long line of electrodes (electrode spacing of 35 m and of 5 m in the summit area). These electric data will provide models of the distribution of the resistivity values down to the base of the dome. A detailed gravity survey has also been carried out between March and June 2012. The dome and its surroundings are now covered with more than 450 gravity stations. The computed Bouguer Anomaly can be interpreted by models of the density distribution within the dome. This will be directly comparable with the results from the muons imagery. Our ultimate goal is to derive a model of the dome using the joint interpretation of all the sets of data.
