Soutenance mémoire
La nature des ondes de surface, ondes de Love ou ondes de Rayleigh, enregistrées sur une station est déterminée à la fois par la structure dans laquelle l’onde a traversé et la nature de la source qui la génère. En effet, les ondes de surface deviennent dispersives le long de sa trajectoire. Cette propriété est la base des techniques d’analyse de la dispersion des ondes de surface pour aboutir à un modèle de structure de la Terre. La dispersion est la vitesse apparente des ondes de surface qui dépend de la période et reflète la variation de la vitesse avec la profondeur. Les ondes de surface de longue période se propagent plus vite et pénètrent davantage en profondeur dans la Terre par rapport aux ondes de surface de courte période (Aki K., Richards P.G., 2002). On désigne par courbe de dispersion la représentation graphique de cette variation de vitesse en fonction de la fréquence ou de la période. L’analyse du mode fondamental, qui est le mode de vibration des ondes où la fréquence est la plus basse, est la plus appropriée pour affirmer la variation en profondeur jusqu’à une centaine de kilomètres de la Terre. La structure de vitesses des ondes de cisaillement obtenue après l’inversion de la courbe de dispersion des ondes de surface reflète la structure moyenne de la Terre entre la source et la station sismique.
La structure interne de la Terre
La structure interne de la Terre est répartie en plusieurs enveloppes successives, dont les principales sont la croûte terrestre, le manteau et le noyau. Cette représentation est très simplifiée puisque ces enveloppes peuvent être elles mêmes décomposées. Les sismologues utilisent les ondes sismiques pour repérer l’épaisseur des couches et pour connaître la structure interne de la géosphère. Une loi est établie pour ceux-ci [1] : « Dès que la vitesse d’une onde sismique change brutalement et de façon importante, c’est qu’il y a changement de milieu, donc de couche ». Ces couches sont délimitées par des différentes discontinuités, comme la discontinuité de Mohorovicic, celle de Gutenberg ou bien celle de Lehmann.
Quelques définitions
❖Croûte terrestre : couche solide à la surface de la Terre d’épaisseur variant entre 10 km sous les océans et 60 km sous les montagnes.
❖Croûte océanique : couche formant le fond des océans. Elle est plus mince, plus dense et plus jeune que la croûte continentale.
❖Croûte continentale : couche épaisse de 30 à 70 km, elle est essentiellement constituée de granite. Elle forme plusieurs ensembles distincts : les continents.
❖Lithosphère : couche de 50 à 100 km d’épaisseur qui comprend la croûte terrestre et la partie solide du manteau supérieur ou le manteau lithosphérique. Elle est découpée en plaques tectoniques.
❖Asthénosphère : couche du manteau supérieur constitué de roches en fusion et épais d’environ 200 km, sur laquelle glissent les plaques lithosphériques.
❖Discontinuité de Mohorovicic ou Moho : zone qui sépare la croûte terrestre de l’asthénosphère.
❖Discontinuité de Gutemberg : zone qui sépare le manteau inférieur du noyau et situe à environ 2 900 km de profondeur.
❖Discontinuité de Lehman : zone qui sépare le noyau externe du noyau interne.
La Sismologie
La sismologie est une science qui étudie les tremblements de terre ou les séismes. On s’intéresse surtout à la propagation (vitesse de propagation, amplitude et période ou fréquence) des ondes sismiques. En effet, les vibrations engendrées par un séisme se propagent dans toutes les directions sous forme d’onde sismique. On distingue les ondes de volume qui se propagent à l’intérieur de la Terre et les ondes de surface se propageant parallèlement à la surface .
Quelques notions sur les séismes
Sous l’effet des contraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule de l’énergie. Dans certains endroits, lorsque la limite de l’élasticité de la lithosphère est atteinte, il se produit une ou plusieurs ruptures qui se traduisent par des failles. C’est l’énergie brusquement dégagée le long de ces failles qui causent le tremblement de terre [5].
●Foyer ou hypocentre : lieu géographique, dans le plan de la faille, où se produit réellement le séisme. L’hypocentre peut varier de la surface de la Terre jusqu’à environ 700 km de profondeur, mais il ne sera plus considéré au-delà de cette profondeur.
On distingue 3 classes de séismes selon la profondeur de l’hypocentre :
− les séismes superficiels : moins de 60 km de profondeur.
− les séismes intermédiaires : entre 60 km et 300 km de profondeur.
− les séismes profonds : profondeur supérieure à 300 km.
●Epicentre : projection verticale de l’hypocentre à la surface terrestre.
●Distance épicentrale : distance entre l’épicentre d’un séisme et la station sismique qui enregistre l’événement sismique.
On peut classer les séismes selon la distance épicentrale :
− Séisme local : distance inférieure à 1000 km (environ 10°).
− Séisme régional : distance entre 10° et 30°.
− Séisme lointain ou téléséisme : distance supérieure à 30°.
✦Distance focale : distance entre le foyer et la station sismique.
Ces deux distances sont exprimées en km quand on est près du séisme mais en degré (1° ≈ 111 km) lorsqu’on est éloigné.
✦L’intensité d’un séisme : grandeur subjective qui est définie à partir des effets du séisme observés en ce lieu : effets sur l’homme, sur l’objet et l’environnement. Plusieurs échelles ont été utilisées pour rendre compte l’intensité d’un séisme, par exemple l’échelle de Mercalli en 1902, l’échelle de MSK (Medvedev, Sponheuer, Karnik) en 1964. L’échelle de l’intensité d’un séisme comporte 12 degrés (de I à XII) et classe les séismes en fonction de leurs effets en un endroit donné.
✦La magnitude d’un séisme : grandeur proposée en 1935 par Charles Richter (Géophysicien américain). Elle caractérise l’énergie libérée au foyer d’une secousse. Elle ne doit pas être confondue avec l’intensité.
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Table des matières
INTRODUCTION
RAPPELS THEORIQUES
I) La structure interne de la Terre
II) La Sismologie
III) Théorie sur les ondes
IV) Théorie sur les ondes de surface
V) Outils mathématiques
TRAITEMENT DES DONNÉES
I) Acquisitions des données
II) Traitement préliminaire des données
III) Détermination de la courbe de dispersion de la vitesse de groupe et le mode fondamental
V) Les courbes de dispersion et le modèle de structure de vitesses
VI) Inversion de la courbe de dispersion
VII) Modèle de départ pour l’inversion
VIII) Utilisation du programme CPS dans l’inversion des ondes de surface
RESULTATS
I) Repérage des ondes de surface sur les sismogrammes
II) Signaux après la déconvolution de la réponse instrumentale et filtrage
III) Rotation des sismogrammes
IV) Le temps d’arrivée des ondes de surface
V) Les courbes de dispersion
VI) Le mode fondamental des ondes de Rayleigh
VII) Les modèles de structure de vitesses
INTERPRETATIONS ET DISCUSSIONS
I) Les modes fondamentaux et le temps d’arrivée
II) Les courbes de dispersion
III) Les modèles de structure de vitesse
IV) Modèles de structures proposés pour la croûte de Madagascar
CONCLUSION
ANNEXE A
ANNEXE B
ANNEXE C
ANNEXE D
REFERENCES
WEBOGRAPHIE
