LA SISMOLOGIE, LE SEISME, LE SISMOMETRE, LE SISMOGRAMME, LE TELESEISME

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LES ONDES SISMIQUES

Le terme « onde » vient du mot latin « unda » qui signifie eau courante .Une onde est définie comme la propagation d’une déformation, d’un ébranlement ou une vibration dont l’élongation est une fonction périodique des variables de tempset d’espace (fréquence, célérité).
Les ondes sismiques qui appartiennent aux types des ondes mécaniques se propagent un peu comme les rayons lumineux. Elles peuvent être réfléchies ou réfractées à chaque changement de milieu ; elles peuvent ainsi suivre des trajets très complexes à l’intérieur de la Terre. Elles s’éparpillent à partir du foyer (source d’émission) dans toutes les directions. L’énergie est propagée sous forme de trains d’ondes à l’origine du tremblement de Terre. Ces ondes provoquent un déplacement minime de chaque particule minérale qui oscille autour de sa position d’équilibre. Lors d’un séisme, on distingue deux types d’ondes : les ondes de volume qui traversent la Terre et les ondes de surface qui se propagent à sa surface.

Ondes de volume :

Les ondes de volume se propagent à l’intérieur du Globe. Leur vitesse de propaggation dépend du milieu traversé. Plus les ondes avancent en profondeur, plus le milieu devient plus dense et l’on constate que plus leur vitesse auggmente.
D’une manière générale, la viteesse de propagation ed ces ondes augmente alors cumulativement avec la profondeur.
Elles sont caractérisées parles onndes primaires P et les ondes secondaires S :
-les ondes P ou ondes primairees appelées aussi ondes de compression ou ondees longitudinales sont les ondes les plus rapides (66km/s près de la surface). Elles sont enregistrées en premier sur un sismogramme et sont responsables du grondement sourd que l’on peut entenddre au début d’un tremblement de Terre. Le dépllacement du sol qui accompagne leur passagee se fait par des dilatations et des compressions successives. Et ce déplacement est parallèle à la direction de propagation de l’onde (figure 6)
FIGURE 6: MODE DE PROPAGGATION DES ONDES P (SOURCE : ANATOMY OF SEIISMOGRAM)
La direction de vibration de l’onde P étant parallèle à la direction de propagation . Celle ci n’étant pas forcément perpendiculaire à la surface du sol. La célérité V de cette onde est en fonction d la nature du milieu traversé. Elle augmente avec la distance parcourue et avec la densité du milieu traversé etsa valeur varie de 5.5 Km/s à 12 Km/s.
PAASSAGE DE L’ONDE P (SOURCE 29)
-Les ondes S ou ondes secondaires, appelées aussi ondes de cisailleement ou ondes transversales, arrivent quelques secondes après l’onde primaire P. Elles apparaaissent en second sur les sismogrammes. Les mouvements du sol s’effectuent perpendiculairemment au sens de propagation de l’onde. Ces ondees ne se répandent pas dans les milieux liquides. Elles sont en particulier arrêtées par le noyau externe de la Terre. La célérité V de ces ondes est aussi e fonction de la nature du milieu traversé et varie de 3.5 Km/s à 6.5 Km/s. On peut les symboliser de la façon suivante : FIGURE 8 : MODE DE PROPA GATION DES ONDES S (SOURCE :ANATOMY OF SEIISMOGRAM)
La différence de temps d’arrivéées des ondes P et S suffit, connaissant leur vitessse, à donner une indication sur l’éloignement dess séismes. On peut ussia localiser son épicentree à l’aide de trois sismogrammes enregistrés.
Lors de son passage, les matériaux ne subissent pas de changement de volume.

Les ondes de surface

Ce sont des ondes guidéées par la surface de la Terre ; elles sont moinss rapides que les ondes de volume. Mais leur amplitude est généralement plus forte. Parmi ces ondes, on distingue les ondes de Love (ondes L) et les ondes de Rayleigh (ondes R). Ces ondes circulent parallèlement à la surface de la planète. La célérité V de ces ondes est plus rapidde sous les océan que sous les continents. Ces ondees transportent la plus grande partie de l’énergie.
-Ondes de Love : Leur déplacement est comparable à celui des ondes S sans mouvement. Elles provoquent des ébranlements horizontaux qui causent de nombreux dégâtss. Sa vitesse de propagation est environ de 4.4 km/s. Lors de son passage, les particules oscillent dans un plan horizontal perpendiculaire à la dirrection de propag ation.
FIGURE 9 : LA PROPAGATION DES ONDES DE LOVE (SOURCE : ANATOMY OF SEEISMOGRAM)
-Les ondes de Rayleigh : Elles s’éparpillent au voisinage de la surface des millieux homogènes et non homogènes. A leur passa ge, les particules oscillent dans un plan verticaal et réalisent un mouvement elliptique .Elles sont moins rapides que les ondes de Love
FIGURE 10 : LA PROPAGATION DEES ONDES DE RAYLEIGH (SOURCE: ANATOMY OF SEISMOGRAMME)
On peut résumer la caractéristiq ue du mouvement des particules selon la caracctéristique deces différentes ondes figure 10

STRUCTURE INTERNE DE LA TERRE

L’intérieur de la terre est constitué d’un certain nombre de couches de propriétés physiques différentes. Au centre, le noyau qui se divise en noyau interne et externe, puis le manteau qui est caractérisé par le manteau inférieur, le manteau supérieur et enfin la croûte. La figure 11 suivante représente la constitution interne de la Terre
La croûte terrestre est séparée du manteau lithosphérique par la discontinuité de Mohorovicic.
Elle a un comportement rigide divisé en deux entités distinctes (figure 12):
-La croûte océanique, de composition basaltique (Si, Mg, Fe, Ca) et de densité égale à 3.2. Elle a une épaisseur de l’ordre de 5 à 8 km.
-La croûte continentale, de composition granitique (Si, Al, K, Na) et de densité moyenne égale à 3.Elle a une épaisseur très variable de 30 à 100 km
La discontinuité de Mohorovicic (MOHO) marque une ransition chimique majeure entre la croûte et le manteau supérieur qui a une composition péridotitique (Si et Mg).
Le manteau lithosphérique représente la partie du manteau supérieur. Elle est délimitée par l’isotherme 1300°C, température au-delà de laquelle les propriétés mécaniques du manteau passent de rigide à ductile.
Le manteau lithosphérique est donc la partie rigidedu manteau
La discontinuité de Gutenberg sépare le manteau etle noyau. Une autre discontinuité appelée la discontinuité de Lehmann sépare le noyau interne etle noyau externe.

PROPAGATION DES ONDES SISMIQUES

La vitesse de propagation des ondes sismiques est proportionnelle à la densité du milieu dans lequel ces ondes se répandent. Cette mode de propagation est donnée par la figure 17:
La propagation des ondes de volume P et S implique la notion de réfraction et de la réflexion. Ces ondes sont réfléchies et réfractées à l’interface des différentes couches géologiques formant la croûte terrestre.
Les ondes S ne peuvent pas se propager dans les liquides. Les vitesses sismiques caractérisées par la vitesse de l’onde P et la vitesse de l’onde S sont en fonction des paramètres élastiques et de la densité du milieu. La caractérisation de la itessev de ces ondes implique la structure géologique du terrain étudié.

AZIMUT

Une direction est déterminée par son azimut. C’estl’angle que la direction perfectionne avec le méridien du point de stationnement.
L’azimut se compte sur l’horizon, à partir du Nord, dans le sens des aiguilles d’une montre, de 0 à 360°.

MAGNITUDE

C’est la mesure de l’amplitude d’un séisme. Elle est calculée soit à partir de l’amplitude du signal enregistré par un sismomètre, soit à partir de la durée du signal, lue sur le sismogramme.
Le calcul de la magnitude nécessite plusieurs corrections tenant compte du type de sismographe utilisé, de la distance entre le séisme et la station d’enregistrement, de la profondeur du séisme, de la nature du sous-sol où se trouve la station d’enregistrement.
Les corrections permettent de calculer partout dans le monde la même magnitude pour un même séisme.
La magnitude de volume est définie pour tous les téléséismes et en particulier pour les séismes profonds, car ceux-ci génèrent difficilement des ondes de surface. Elle est calculée à partir de l’amplitude de l’onde P qui arrive au début du sismogramme. En général elle correspond à la formule suivante : Mb = Log (A/T) + Q (d, p) + C (6) (3)
Où :
– A : amplitude zéro à crête du déplacement du solen micromètre.
– T : période en seconde.
– Q (d, p) : terme correctif fonction de la distance épicentrale d et de la profondeurp pour une amplitude mesurée zéro à crête.
– C : terme correctif propre à chaque station.
La magnitude ainsi définie est un nombre sans dimension. Elle est limitée vers le haut par l’énergie des séismes et dépasse rarement8 vers le bas, s’il n’existe pas de limite théorique, il est difficile en pratique de détecter des séismes de magnitude inférieure à 1.

STRUCTURE GEOLOGIQUE DE MADAGASCAR

Madagascar comprend deux grands ensembles géologiques : le socle cristallin et la couverture sédimentaire (Besairie : 1968-1971), figure 16.
Le socle cristallin est constitué par le substratum, formé par des roches métamorphiques et éruptives, des migmatites et des roches magmatiques. Le socle couvre la partie centrale et presque toute la partie orientale du pays. Il affleure la surface de 400 000 km² (environ 2/3) de l’île.
La partie Nord de cette séparation est formée de groupe Archéen comme les roches silico-alumineuses, roches calco-ferromagnésiennes, migmatites et celui de Katarchéen qui se trouve à la Baie d’Antongil et dans la partie centrale de Madagascar.
Dans la partie Sud de la séparation, existe le groupe protérozoïque formé par la série Schisto-Quartzo-Calcaire, et les formations d’Amborompotsy- Ikalamavony.
Des volcanismes sont notés également à Madagascar elst que les volcanismes d’Ankaratra et la région de Faratsiho.
La couverture sédimentaire longe la côte Ouest sur une bande de 250 km, soit 1/3 de l’île. Cette couverture comprend les formation Karoo (ère primaire et secondaire) qui constitue le groupe Sakoa et le groupe Sakamena composé par des schistes,des grès,des argiles et les formations post Karoo de l’ère quaternaire, formé par des ammonites, des dolérites et des basaltes.

LES STATIONS SISMIQUES MALAGASY

La première station sismique malagasy connue sous le nom de TAN fut installée en 1898 par les missionnaires Jésuites à l’observatoire d’Antananarivo. A cause de l’insuffisance des stations pendant cette période, aucune localisation n’a étépossible.
En 1924, le Révérend Père Poisson a commencé à étudier les séismes à Madagascar.
En Juin 1971, la station AVY (Angavokely) était installée dans la zone forestière d’Angavokely.
En 1972, deux autres stations sismiques ont été installées : VTY (Vatovaky) et FRR (Firariana).
Ces trois stations sismiques sont reliées à la station TAN.
En Novembre 1978, la station FRR a été déplacée prenaitet le nom de OPO (Fihaonana). Cette date a été aussi marquée par l’installation d’une utrea station dénommée OBY (Ambatonomby). En Janvier 1982, la station ABM était créée à Ambohimiarambe ;
A cause d’un manque de sécurité, OBY était abandonnée en Février 1991.
En 1993, AVY a été déplacée de quelques centaines dmètres pour qu’elle puisse servir de relais entre ABM et TAN.
En juin 1994, la station sismique ATG (Ambohiby) a vu le jour dans la région de Tsiroanomandidy. Une autre station MDV (Ambatovoloina) était installée en Avril 1995, mais elle était abandonnée en Décembre 1995 à cause de l’existence de pillage de matériels. Cette station était déplacée à Mandiavato en Juillet 1996 et prenait lenom de MDSM. En Décembre 1998, ATG était mise en arrêt à causede l’insécurité.
L’année 2001 était marquée par la réouverture de ATG et la mise en fonctionnement de FIRM (Firavahana) qui est à la fois une station et un re lais entre ATG et CND d’une part et MDSM et CND d’autre part.
En 2002, l’installation de la station à large bande dans le cadre du CTBTO à OPO, la station AS61
L’année 2007 a été marquée par l’installation de lapremière station à longue période nommée ABPO (Ambohipanompo).
En 2008, la deuxième station à longue période FOMA a été installée à Nahampoana/Fort-Dauphin.
En 2009, SBV et VOI, deux stations de longue période ont été installées respectivement à Vohémar et Besoa (dans la partie sud de Madagascar), mais elles deviennent opérationnelles à partir du 11 novembre 2009.

LES RESEAUX SISMIQUES ET CENTRES DE TRAITEMENT LIES PAR LES STATIONS SISMIQUES ABPO ET FOMA.

L’enregistrement de chaque événement se fait à partir de différentes stations sismiques. Il existe désormais une très bonne coordination au niveau dedifférentes stations sismiques, cela dans le but du développement de l’étude sismique.
Les coordonnées spatiales et temporelles ainsi que les magnitudes d’un séisme sont déterminées à partir des données envoyées par les différents observatoires mondiaux, et par des centres internationaux ou régionaux.
Les réseaux internationaux les plus connus qui nouslivrent des informations sont -ISC : Seismological Center installé à Newbury(Grande Bretagne),
-NEIS : National Earthquake Information Service du Géological Survey aux Etats-Unis
-CSEM : Centre Euro Méditerranéen installé à Paris
-BCSF : Bureau central Sismologique en France
-IRIS : Mis au point par les Américains
-GEOSCOPE : lancé en 1982 par l’Institut National des Sciencesde l’Univers en France

LA ROTATION

Un sismomètre enregistre les données suivant les composantes verticale V, Nord-Sud : N, Est- Ouest : E.
Pour identifier toutes les énergies apportées par esl ondes de volume, il faut appliquer un système de rotation pour chaque composante.
Il y a deux types de système de rotation :
-Le système de rotation à deux dimensions (2D) dont les composantes obtenues sont Z, R, T -Le système de rotation à trois dimensions (3D) dont les composantes obtenues sont L, Q, T Nous savons que l’onde P est l’onde enregistrée en premier sur un sismogramme suivi de l’onde S. Les mouvements des particules sur l’onde P sont parallèles à la direction de propagation de l’onde. Par conséquent, les phases de conversion de l’onde P en S sont enregistrées en premier suivant les composantes horizontales du sismogramme.
Dans le système de rotation à 2D, la composante R radiale est parallèle à l’azimuth vers la source (S wave) ; la composante transversale est perpendiculaire à l’azimuth (SH wave) d’après Shearer en 1999 et la composante verticale Z a la même direction que celui dans Z, N, E. La composante verticale Z apporte l’énergie de l’onde P.

Table des matières

INTRODUCTION
CHAPITRE I: RAPPELS THEORIQUES
I-1-LA SISMOLOGIE, LE SEISME, LE SISMOMETRE, LE SISMOGRAMME, LE TELESEISME
I-3 DISTANCE EPICENTRALE
I-4-LES ONDES SISMIQUES
I-4-1-ONDES DE VOLUME :
I-4-2-LES ONDES DE SURFACE
I-5-STRUCTURE INTERNE DE LA TERRE
I-6- PROPAGATION DES ONDES SISMIQUES
I-7-AZIMUT
I-8-MAGNITUDE
I-9-STRUCTURE GEOLOGIQUE DEMADAGASCAR
I-10-LES STATIONS SISMIQUESMALAGASY
I-11-LES RESEAUX SISMIQUES ET CENTRES DE TRAITEMENT LIES PAR LES STATIONS SISMIQUES ABPO ET FOMA.
I-12- LA ROTATION
I-13- THEORIE SUR L’INVERSION
I-14- LE PARAMETRE RAI
I-15- LE FILTRE DE GAUSS
CHAPITRE II : METHODOLOGIE ET TRAITEMENT DES DONNEES
II-1-LAMETHODE DES « RECEIVER FUNCTIONS ».
II-1-1-DEFINITION DU « RECEIVER FUNCTION ».
II-1-2-CALCUL DU « RECEIVER FUNCTION »
II-1-3-PRINCIPE DE LA METHODE DE DECONVOLUTION
a- Déconvolution dans le domaine spectral (domaine fréquentiel)33
b- Déconvolution itérative dans le domaine temporel
II-2-ACQUISITION DES DONNEES
II-2-1- LES DONNEES DE IRIS
II-2-3- LES DONNEES DE GEOSCOPE
II-2-4-LA STATION SISMIQUE ABPO
a- Description
b- Structure géologique
II-2-5- LA STATION SISMIQUE FOMA
a- Description
b- Structure géologique
c- Description des données
II-3-TRAITEMENT DES DONNEES
II-3-1- DESCRIPTION DE CHAQUE LOGICIEL
II-3-2-TRAVAIL PRELIMINAIRE
a- Conversion du format seed en format SAC
b- Filtrage
c- Synchronisation
d- Rotation
II-3-4-CALCUL DU «RECEIVER FUNCTION»
II-3-5-INVERSION
II-3-6-AFFICHAGE DE CHAQUE MODELE
CHAPITRE III : RESULTATS ET INTERPRETATION
III-1-RESULTATS OBTENUS EN EFFECTUANT L’ETUDE PRELIMINAIRE
III-2- RESULTATS OBTENUS EN FAISANT LE CALCUL DES RECEIVER FUNCTION
III-3-RESULTATS DE L’INVERSION
III-4-COMBINAISON DES RESULTATS TROUVES À PARTIR DE CHAQUE EVENEMENT
III-5-RESULTATS FINAUX APRES COMBINAISON DESMOYENNES DE L’INVERSION AVEC LEMODELE ANTERIEUR
CONCLUSION

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