Utilisation des methodes sismique refraction et electrique a la detection de couches a gravier

De nos jours la science de la terre ne cesse d’évoluer pour une meilleure gestion de l’écosystème. D’autant plus que les recherches d’un gisement de ressource minière ne cessent d’augmenter partout dans le monde. Pour cela plusieurs techniques d’exploration, de reconnaissance, de détection, d’évaluation et d’exploitation ont été adoptées par les chercheurs comme la géologie, la géomorphologie, la géophysique, la géochimie, la radioactivité, la géotechnique, la spectrométrie, etc… Parmi ces techniques, la géophysique est l’une des méthodes mieux adaptée en vue de reconnaissance et d’évaluation, tout en préservant l’environnement. La géophysique est la science qui exploite la propriété physique du sous sol comme la résistivité électrique, la vitesse de propagation des ondes, le champ gravitationnel, le champ magnétique, etc…

Méthode électrique

Rappel théorique 

La méthode de prospection électrique repose essentiellement sur la modélisation de la distribution en résistivité électrique du sous sol. C’est par la mesure d’une différence de potentiel d’une part et d’une intensité d’autre part que l’on accède à la valeur de la résistance. La technique consiste à injecter un courant dans le sol et à mesure la réponse. En pratique, cette opération se réalise grâce à des électrodes que l’on plante au sol. La loi d’Ohm : V=RI donne la relation entre la différence de potentiel V(en Volts), l’intensité du courant I(en Ampère ) et la résistivité (en ohms). La résistance d’un cube unité pour un courant s’écoulant entre deux faces opposées est appelée la résistivité ρ, la résistivité d’un bloc rectangulaire de matériau est proportionnelle à la distance x que le courant doit parcourir et inversement proportionnelle à l’aire de la section.

Méthode sismique réfraction 

Généralités et rappels théoriques

La méthode sismique est fondée sur la propagation d’ondes élastiques dans la terre ; cette propagation dépend des propriétés d’élasticités des roches. La théorie d’élasticité lie des forces appliquées à la surface extérieure d’un corps avec les modifications résultantes en dimension et en forme. Les relations entre ces forces et ces modifications sont exprimées le plus commodément en utilisant le concept de contrainte et de déformation. La contrainte est définie comme une force par unité de surface (dimension pression). Ainsi, quand une force est appliquée sur un corps, la contrainte est le rapport de la force à la surface à laquelle cette force est appliquée. La déformation est le changement de forme et de dimensions d’un corps élastique soumis à des contraintes.

Loi de Hooke

Pour calculer les déformations connaissant les contraintes, les relations entre contraintes et déformations doivent être connues. Quand les contraintes sont petites, la relation est donnée par la loi de Hooke, qui établit qu’une déformation donnée est proportionnelle à la contrainte qui la provoque.

Types d’onde sismique

Une onde est définie comme une perturbation qui se propage à travers un milieu donné. La perturbation ψ est une variation de volume quand ψ = Δ et une rotation quand ψ = θ x. Il existe plusieurs types d’ondes sismiques :

Les ondes P et ondes S :
Les ondes P appelés aussi les ondes longitudinales, ondes de compressions ou ondes primaire P car ce sont elles qui arrivent en premier. Le mouvement des particules se fait selon un mouvement de compression ou de dilatation.

Réflexion et réfraction

Lorsqu’une onde rencontre un changement brutal des propriétés élastiques, par exemple lorsqu’elle atteint une surface séparant deux couches, une partie de l’énergie est réfléchie et reste dans le même milieu que l’énergie incidente ; le reste de l’énergie est réfracté dans le second milieu et un changement de la direction de propagation se produit à l’interface. Réflexion et réfraction sont deux phénomènes fondamentaux en prospection sismique.

Le principe d’Huygens 

Le principe d’Huygens stipule que chaque point sur le front d’onde est la source d’une nouvelle onde qui voyage loin de cette source selon une trajectoire sphérique. Si les ondes sphériques ont un rayon assez grand, on peut les traiter comme des plans. Les lignes perpendiculaires aux fronts d’ondes qu’on appelle rais sont utilisées pour décrire la propagation d’ondes.

Vitesses sismiques des roches

Facteurs distinctifs des vitesses sismiques 

D’une façon générale, les vitesses sismiques décroissent lorsque les porosités croissent. Par ailleurs, pour une même porosité des terrains les ondes sismiques sont plus rapides quand ils sont saturés que quand ils ne le sont pas. Les vitesses sismiques des roches se diffèrent aussi selon le degré de compacité, du profondeur, l’âge de formation, présence d’argile et d’altération, c’est pourquoi une même formation géologique qui se trouvant à des hauteurs différentes n’aura pas la même vitesse sismique. De même aussi que deux formations différentes peuvent avoir la même vitesse sismique s’ils ont le même degré d’altération et de compacité. Les vitesses sismiques montrent aussi l’anisotropie dans les milieux stratifiés. La vitesse longitudinale est en générale plus élevée de 10 à 15% que la vitesse transversale.

Gamme de vitesses 

On peut distinguer 6 groupes de roches sur les vitesses P :
•Roches compactes, porosités inférieures à 3%, pas de fracturation, pas d’altération (Granite, Gneiss, Dolomites et calcaires massifs, Marbres, Quartzites, Basaltes), vitesses variant de 4 000 à 6 000 m/s.
•Les mêmes roches mais fracturées, porosité totale de 3 à 10%, peu ou pas d’altération, vitesses variant de 3 000 à 4 000 m/s.
•Roches poreuses, porosité supérieure à 5 %, pas de fracturation, pas d’altération (Calcaire, Craie, Grès….), vitesses variant de 2 500 à 4 000 m/s.
•Les mêmes roches mais fracturées, porosité supérieure à 8%, peu ou pas d’altération, vitesses variant de 2 000 à 3 500 m/s.
•Roches altérées, vitesses très variables selon le degré d’altération, vitesses toujours inférieures aux vitesses dans les roches saines.
•Formations meubles, soit non consolidés, soit consolidés par une profonde altération (Graviers, Sables, Silts, Altérites…), vitesses variant de 300 à 2 500 m/s (W.M. TELFORD, L.P. GELDART, 1976) .

Principe de la méthode sismique réfraction

Cette méthode consiste à étudier la variation de temps de propagation des ondes sismiques en fonction de la distance séparant le point d’enregistrement et le point de tir. Elle permet de déterminer les vitesses sismiques des différents niveaux réfracteurs ainsi que les différentes moyennes des différentes interfaces. En pratique on utilise plusieurs capteurs équidistants les uns les autres.

Table des matières

INTRODUCTION
I MÉTHODOLOGIE GÉOPHYSIQUE
I.1 Méthode électrique
I.1.1 Rappel théorique
I.1.1.1 Un espace
I.1.1.2 Un demi-espace
I.1.1.3 Cas de deux électrodes
I.1.1.4 Cas de quatre électrodes
I.1.1.5 Cas d’un milieu inhomogène
I.1.2 Résistivités électriques des roches
I.1.3 Sondage, profilage électrique et panneau électrique
I.1.3.1 Le sondage
I.1.3.2 Le traîné de résistivité ou profilage électrique
I.1.3.3 Le panneau électrique
I.1.4 Dispositifs des électrodes
I.1.4.1 Montage Wenner
I.1.4.2 Montage Schlumberger
I.1.4.3 Montage dipôle-dipôle
I.1.5 Appareils géophysique et processus de traitement de données
I.1.5.1 Appareils géophysiques, le SYSCAL R2
I.1.5.2 Processus d’acquisition de données
I.1.5.3 Processus de traitement de données
I.2 Méthode sismique réfraction
I.2.1 Généralités et rappels théoriques
I.2.1.1 Loi de Hooke
I.2.1.2 Types d’onde sismique
I.2.1.3 Réflexion et réfraction
I.2.1.4 Le principe d’Huygens
I.2.1.5 Méthode sismique réfraction
I.2.2 Vitesses sismiques des roches
I.2.2.1 Facteurs distinctifs des vitesses sismiques
I.2.2.2 Gamme de vitesses
I.2.3 Principe de la méthode sismique réfraction
I.2.4 Appareils géophysique
I.2.5 Processus de traitement de données
II MÉTHODOLOGIE PAR PHOTOGÉOLOGIE ET PAR PHOTO SATELLITE
II.1 Photo aérienne
II.1.1 Généralités
II.1.2 Critère d’identification
II.1.2.1 Les réseaux hydrographiques
II.1.2.2 La teinte
II.1.2.3 La forme du relief
II.2 Photo satellite
II.2.1 Généralités
II.2.2 Description des images
II.2.3 Mode de traitement de l’image LANDSAT
III APPLICATION
III.1 Géologie et géomorphologie
III.1.1 Géologie régionale
III.1.1.1 Stratigraphie
III.1.1.2 Processus de formation
III.1.1.3 Sédimentation
III.1.1.4 Géologie régionale
III.1.2 Géomorphologie
III.2 Travaux géophysiques
III.3 Site d’étalonnage
III.3.1 Plan d’implantation
III.3.2 Coupe lithologique
III.4 Site A
III.4.1 Plan d’implantation
III.4.2 Coupe lithologique
III.5 Site B
III.5.1 Plan d’implantation
III.5.2 Coupe lithologique
III.6 Site C
III.6.1 Plan d’implantation
III.6.2 Coupe lithologique
IV RÉSULTATS ET INTERPRÉTATION
IV.1 Interprétation par photogéologie et par photo satellite
IV.1.1 Interprétation photo aérienne
IV.1.2 Interprétation image satellitaire
IV.2 Interprétation géophysique
IV.2.1 Résultats électriques
IV.2.1.1 Site d’étalonnage
IV.2.1.2 Site A
IV.2.1.3 Site B
IV.2.1.4 Site C
IV.2.1 Résultats sismiques
IV.2.1.1 Site A
IV.2.1.2 Site B
IV.2.1.3 Site C
CONCLUSION
ANNEXE

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