LOCALISATION DES SEISMES ENTRE 2011-2013 PAR LES STATIONS DU PASSCAL PROJECT

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Sismomètre, Sismogramme et Sismographe

Le sismomètre est un capteur qui mesure les mouvements du sol (les séismes). Elle transforme les mouvements du sol en signal électrique.
Le sismographe est un appareil qui permet d’obtenir un sismogramme.
Le sismogramme est l’enregistrement obtenu grâce au sismomètre ; elle peut être sur papier ou numérique (sur l’écran d’un ordinateur).
On distingue 3 types de sismomètres :
 Sismomètre courte période : (période des ondes enregistrées inférieure à 2 secondes) principalement utilisés pour étudier la sismicité proche et régionale et les ondes de volume de télé séismes.
 Sismomètre longue période : (période pouvant atteindre plusieurs centaines de secondes) pour l’étude des ondes de surface et des ondes de volume de forts séismes.
 Sismomètre large bande : pour enregistrer dans une bande de 0.02 à 100 secondes. Ces capteurs sont en général moins sensibles que les capteurs courts ou longue-période.

Les ondes sismiques

Dans cette étude, la connaissance des propriétés des ondes sismiques est très importante pour pouvoir localiser un séisme.

Les ondes de volumes

Ce sont les ondes qui se propagent à l’intérieur de la Terre. Les études antérieures montrent en général que la vitesse de ces ondes augmente avec la profondeur. Nous en reparlerons plus tard. Il existe 2 types d’onde de volume :
 Les ondes primaires : connue sous le nom de l’onde P par de nombreux scientifiques ; elle est aussi appelée onde de compression ou onde longitudinale.
Ces ondes sont les plus rapides dans le sol, avec une vitesse moyenne de 6km/s près de la surface. La Figure 02 va nous permettre de comprendre la façon dont elles se propagent dans le sol, le déplacement des particules suit le sens de propagation de l’onde.

Intensité d’un séisme

L’intensité d’un séisme est une grandeur subjective (une échelle) qui est définie à partir des effets du séisme sur un lieu donné, effet sur l’homme, l’environnement, les constructions.
L’échelle de Mercalli (1902) et l’échelle MSK (Mendelev Sponheuer, Karnik en 1964) comporte 12 degrés et classent les séismes en fonction de leurs effets en un endroit donné (Tableau 1).

Magnitude d’un séisme

La notion de Magnitude a été introduite par le célèbre sismologue Charles Francis Richter en 1935. Développer et améliorer par Richter et d’autres sismologues, la magnitude d’un tremblement de terre est actuellement définit comme étant la mesure de l’énergie libérée au foyer d’un séisme. Plus le séisme a libéré d’énergie, plus la magnitude est élevée.
Il s’agit d’une échelle logarithmique, c’est-à-dire qu’un accroissement de magnitude de 1 correspond à une multiplication par 30 de l’énergie et par 10 de l’amplitude du mouvement.
 Principe : La magnitude de Richter se base sur la mesure de l’amplitude maximale des ondes sismiques sur un sismogramme.
La définition originale donnée par Richter en 1935, appelée désormais magnitude locale ou ML, est une échelle logarithmique simple de la forme : ??=log?−log?0+?∗logⅅ.

La croûte Terrestre

L’épaisseur de la croûte Terrestre est de 5 à 6km sous la mer et de 30 à 50 km sous les continents. Il est important de connaître cette partie de la Terre car elle permet d’obtenir des modèles de vitesse qu’on utilise pour localiser les séismes.
Les premières dizaines de kilomètre de la Terre ont des structures variées d’un endroit à l’autre. C’est dans cette partie que les mouvements géologiques, comme la tectonique des plaques, créent la diversité de la surface du globe.
Sous une plaine : La vitesse des ondes varie d’un sédiment à un autre, en moyenne l’ordre de grandeur de la vitesse des ondes qui s’y propagent est de 4km/s. Dans les sédiments très consolidés, la vitesse peut atteindre 5 à 6km la seconde. La vitesse de ces ondes peut également descendre jusqu’à 1.5 ou 2km la seconde dans les sédiments peu consolidés (Figure 8).
NB : En dessous de cette couche, on trouve une couche granitique, c’est le nom que les sismologues ont adopté, cela ne veut pas forcément dire que l’on y trouve seulement du granite.

Le Manteau

De 30 à 2900 km de profondeur, la vitesse des ondes P croit de 8 à 13.5 km par seconde environs. Dans cette zone on observe aussi des ondes S, c’est donc un solide. Les sismologues pensent actuellement que le manteau supérieur est constitué de roche ultrabasique et c’est la raison pour laquelle les géologues l’appellent Péridotite et Gabbros.

Le noyau externe

De 2900 à 4500 km de profondeur, la vitesse des ondes P varie de 8 à 10km par seconde. Jusqu’à ce jour les sismologues n’ont jamais trouvé des ondes S dans ce milieu, on pense donc que le milieu est liquide.

Le noyau interne

De 4500 km au centre de la Terre, la vitesse des ondes P est sensiblement constante et voisine de 12km par seconde. Des ondes S ont été trouvées dans cette zone et on pense donc que, comme le manteau, ce milieu est solide.

Nomenclature des ondes sismiques

En général, le nom des ondes sismiques est fonction de la profondeur du foyer, par conséquent, du milieu qu’elles traversent.

Nomenclature pour les séismes proches 

 Les ondes Pg et Sg (ou P et S) : ce sont les ondes longitudinales et transversales qui se trouvent dans la croûte supérieure.
 Les ondes Pn et Sn : ce sont les ondes longitudinales et transversales qui sont réfractées au-dessous de la discontinuité de Mohorovicic.
 Les ondes Pb et Sb (ou P* et S*) : ce sont les ondes longitudinales et transversales qui se trouvent dans la croûte inferieure et au long de la discontinuité de Conrad.
 Les ondes PmP et SmS : ce sont les ondes longitudinales et transversales qui sont reflétées à partir de la discontinuité de Mohorovicic.

Le socle cristallin

Selon Bésairie le socle cristallin se divise en trois parties :
 Le vieux socle : Système Antogilien et Androyen.
 Les formations intermédiaires : système de graphite et de Vohibory, et de l’infra graphite.
 Les formations supérieures : Groupe d’Amborompotsy, schisto-quartzo-calcaire, le groupe de Daraina et le complexe granodioritique.
Ce concept a été adopté depuis longtemps mais il a été remis en question en 1994 suite aux travaux de Windley qui ont façonné le vieux socle cristallin. Il en résulte que :
1. Le socle de Madagascar est formé par des roches cristallines anciennes d’âge supérieur à 550 millions d’années.
2. La majorité du socle malagasy est constituée de roche magmatique et métamorphique, donc du Granite en générale et du gneiss.
La Figure 13 est le résultat de cette étude, dans ce document nous allons adopter ce concept et nous verrons par la suite combien il est important de connaître la structure géologique d’un lieu pour pouvoir localiser un séisme.

La sismicité globale de Madagascar et les études antérieurs

Le socle cristallin Malagasy est constitué par un ensemble de formation cristalline (roches métamorphiques et éruptives), résultant d’une série d’orogenèses répétée qui ont eu lieu essentiellement aux environs de 550 millions d’années (âge précambrien).
Une importante tectonique verticale avait fait rejouer les accidents du vieux socle et qui est caractérisée du point de vue tectonique par :
 De grande fracture : côte Est, la région d’Alaotra et de Ranotsara.
 De régions volcaniques : ANKARATRA, ITASY, ANDROY.
D’après les études antérieures le plus grand nombre de séismes ont été enregistré dans ces régions de Madagascar. Figure 15 (Rakotomalala J, 2007).
Les études effectuées par Rakotondrainibe (1977) ont montré que l’épaisseur de la croûte pour Madagascar est de 36 ± 2km. Les zones sismiques de Madagascar sont représentées par la Figure 15. Rambolamanana en 1997 a démontré que dans la partie centrale de Madagascar l’épaisseur de la croûte est entre 36 et 45 km. Sous la station ABPO (station sismique Malagasy) par exemple, l’épaisseur de la croûte est de 38 ± 1.5 km (Andriampenomanana, 2010).
La carte de sismicité de Madagascar (Figure 15) entre Avril 1975 et Janvier 2006 a été établie par Rakotomalala J. en 2006. Les résultats obtenus par cette étude ont mis en évidence d’autres zones sismiques, autres que définit par Rakotondrainibe (1977).
Les résultats de ces études sont représentés sur la Figure 15 telle que :
 L’activité sismique affecte toute la partie de l’île mais les épicentres se répartissent de manière inégale.
 La plupart des épicentres se répartissent dans la partie centrale de Madagascar, ceci est due au fait que toute les stations sismiques du réseau Malagasy se trouvent dans cette zone.
 Madagascar comporte 29 zones sismiques (Rakotomalala J., 2006).
Les études qui ont été faites par Rindraharisaona en 2013 (Figure 17) montrent que la région sismique la plus active de Madagascar est la région d’ALAOTRA suivie par celle :
 d’Ankay.
 d’Anjafy.
 de la région d’Ankaratra et d’Itasy.
 du bassin de Morondava et de Mahajanga.
 de la côte EST.
 de la faille de Ranotsara.
 de la région d’Anosy Be.
 du Famohizankova et d’Itremo.

Le réseau sismique de Madagascar

Le réseau sismique Malagasy est actuellement composé de 11 stations sismiques :
o 7 stations de courte période.
o 4 stations de longue période.
Les 7 premières stations (triangle rouge, Figure 19) transfèrent directement et indirectement, à l’IOGA, les signaux sismiques qu’elles ont enregistrés. Pratiquement on enregistre ces signaux à l’IOGA en temps réel grâce à des antennes émettrices (installées sur les stations) et des antennes réceptrices (à l’IOGA). Cependant ces donnes sont acheminées vers un serveur central et on ne pourra les traiter qu’après au moins 30 minutes. Ces signaux sont ensuite traités par les personnels et les chercheurs de l’institut. Grâce aux logiciels JADE et ONYX, il nous est possible de nos jours de localiser les séismes que les stations ont pu enregistrer en moins d’une heure.

La méthode de localisation

La localisation d’un séisme se fait grâce à ONYX par inversion de matrice des dérivées partielles du temps d’arrivés des ondes par rapport aux paramètres de l’hypocentre pour calculer la latitude la longitude, la profondeur de l’hypocentre et l’heure d’origine.
On fait pour cela des itérations et on calcule les erreurs pour chaque valeur donnée des paramètres de l’épicentre, puis on arrête l’itération lorsque l’erreur est suffisamment faible. Le problème de localisation des séismes est non linéaire, il dépend du modèle de vitesses et des coordonnées des stations.
Le logiciel ONYX linéarise ce problème par un développement en série de Taylor du premier ordre : ????=?(?,?,?,??)=?(??,??,??,??)+ ??????+??????+??????+????????.

Les séismes locaux

Du point de vue général, la plupart des séismes se trouvent dans la partie centrale de Madagascar. Ceci est dû au fait que les 07 stations sismiques malagasy se trouvent dans cette zone entre -15°, -23° de latitude et 42°, 48° de longitude (voir tableau 03).
Les zones sismiques trouvées par Rakotomalala en 2007 (Figure 16) et Rindraharisaona en 2013 (Figure 17) ont été retrouvées dans le bulletin 01 (Figure 31). On remarque immédiatement 3 zones dans lesquelles on a enregistré un grand nombre de séismes, par ordre d’activité sismique :
 La région d’Alaotra : lors de cette étude les stations sismiques Malagasy ont enregistré 745 séismes provenant de cette région (Figure 33).
 La région d’Itasy et du Vakinankaratra : c’est la 2em zone sismique la plus active après celle d’Alaotra avec plus de 574 séismes entre 2011 et 2013 (Figure 34).
 La région de Bongolava : c’est la 3em zone sismique classée lors de cette étude avec 210 séismes durant le projet (Figure 34).

Table des matières

CHAPITRE 01 : RAPPELS THEORIQUES
I- Définitions
I-1- Sismologie
I-2- Séismes
I-3- Les différentes types de séisme
I-4- Foyer et épicentre
I-5- Sismomètre, Sismogramme et Sismographe
II- Les ondes sismiques
II-1- Les ondes de volumes
II-2-les ondes de surface
II-3- Intensité d’un séisme
II-4- Magnitude d’un séisme
III- STRUCTURE INTERNE DE LA TERRE
III-1- La croûte Terrestre
III-2- Le Manteau
III-3- Le noyau externe
III-4- Le noyau interne
IV- NOMENCLATURE DES ONDES SISMIQUES
IV-1- Nomenclature pour les séismes proches
IV-2- Nomenclature pour les séismes lointains
IV-3-Dans le noyau externe
IV-4- Dans le noyau interne
V- LA GEOLOGIE DE MADAGASCAR
V-1- Généralité
V-2- Les formations sédimentaires
V-3- Le socle cristallin
V-4- La topographie de Madagascar
VI- LA SISMICITE GLOBALE DE MADAGASCAR ET LES ETUDES ANTERIEURS
DEA SEISMOLOGIE & INFRASON VIII
VII- BASE THEORIQUE ET METHODE DE LOCALISATION D’UN SEISME
CHAPITRE 02 : LOCALISATION DES SEISMES ENTRE 2011-2013 GRACE AUX STATIONS SISMIQUES MALAGASY
I- Le réseau sismique de Madagascar
II- Acquisition des données
II-1- Matériels utilisés
II-2- Transfert des données
III- Traitement des données
III-1- Dépouillement
III-2- La méthode de localisation
III-3- La magnitude
IV- Résultats et Interprétations
IV-1- Les séismes locaux
IV-2- Les séismes régionaux et lointains
CHAPITRE 03 : LOCALISATION DES SEISMES ENTRE 2011-2013 PAR LES STATIONS DU PASSCAL PROJECT
I- Le réseau sismique du PASSCAL PROJECT
II – Acquisition des données
II-1- Matériels utilisés
II-2- Collecte des données
III – Traitement des données
III-1-Dépouillement
III-2- La méthode de localisation
IV- Résultats et interprétations
IV-1- Les séismes locaux
IV-2- Les séismes régionaux et lointains
DISCUSSION
CONCLUSION
Bibliographies

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