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CHAPITRE II. MATERIELS ET METHODES

II.1 MATERIELS

L’étude de la sismicité de l’activité volcanique nécessite un réseau de stations sismiques bien localisées autour du champ volcanique. L’existence des stations d’enregistrements sismiques joue un rôle important dans la localisation des séismes volcaniques ou tectoniques, la connaissance de la propagation des ondes dans la croute, la description du comportement dynamique du magma dans le massif volcanique. 

II.1.1 RESEAU DE STATIONS SEISMOGRAPHIQUES AUTOUR DES VOLCANS

(NYIRAGONGO ET NYAMULAGIRA) DES VIRUNGA

Les données analysées dans le cadre de cette étude sont celles obtenues à l’aide du réseau des stations sismographiques (figure 14) installées autour des volcans actifs Nyiragongo et Nyamulagira ainsi que la station de Lwiro, de l’Institut de Recherche Scientifique (IRS) actuellement Centre de Recherche en Sciences Naturelles (CRSN-LWIRO). La station de Lwiro est située à environ 90km au sud de la région des Virunga a fourni ses premiers enregistrements sismographiques en 1953(Exemples, De Bremaecker, 1956 et 1959 ; Berg et Janssen, 1960 ;

Bram, 1972). Cette station a permis d’étudier la sismicité tectonique et volcanique de la région des Virunga telles les éruptions de 1958 (Berg et Janssen, 1960), 1971 (Bram, 1971), etc.

Le réseau sismique permanent dans la région des Virunga ont été installé en 19821983 par le Centre de Recherche en Sciences Naturelles (CRSN/Lwiro) à Bulengo, Luboga, Katale et plus tard à Kunene. Ces stations étaient équipées d’équipements Kinemetrix avec un sismomètre à courte période (T0 = 1 seconde). Ce réseau a été ensuite renforcé par le Réseau télémétrique en 1994-1995 (Hamaguchi et al., 1995 ; Mavonga, 2007) et en 2003 géré par l’Observatoire Volcanologique de Goma (OVG) (Mavonga et al., 2010). En Mai 2004, un nouveau système télémétré a été introduit à l’Observatoire Volcanologique de Goma (OVG). Les différentes stations ont fonctionné avec trois composantes: deux horizontales et une verticale. Les enregistrements sismiques obtenus ont été localement digitalisés avec un "data loger" avec une fréquence de 50Hz avec une résolution de "24 bits". Les signaux sismiques ont été envoyés à la base de l’OVG.

La station de Lwiro entre 1953 et 1989 était équipée de:

  • deux sismomètres à torsion (Wood-Anderson) de période propre To=0.8 sec (EW et NS);
  • d’un sismomètre vertical (Benioff) à reluctance variable, T=1s avec un galvanomètre, Tg(X)=25s dont l’amplification est de 110K à 1 sec.
  • trois sismomètres à longue période dont:

 une composante verticale To=15sec avec un galvanomètre Tg=100sec;

 deux composantes horizontales Columbia (Press-Wing), To=15sec, avec un galvanomètre Tg=90s. (photo)

Récemment la station de Lwiro dispose d’un enregistrement Kinemetrix équipée d’un sismomètre (figure 13a) à composante verticale courte période (𝑇0 = 1 𝑠𝑒𝑐𝑜𝑛𝑑𝑒) (SS-1 ranger) connecté à un enregistreur analogique (sur papier) PS-2 avec tambour (figure 13b) et un enregistreurs digital: DATAMARK LS 7000XT couplé à un sismomètre à large spectre Guralp-

40T avec trois composantes avec une fréquence d’échantillonnage variable de 100Hz et 200 Hz avec une résolution de "24 bits".

Figure 13 : Seismomètre à composante verticale (a) connecté au seismographe analogique (b) à la station de Lwiro

Cependant, avec la coopération internationale dans les projets GEORISK et RESIST Lwiro a pu être équipée d’une autre station digitale Broad Bande Guralp. 

Le réseau (Figure 14) ainsi réalisé est constitué des stations suivantes pour contrôler la sismicité tectonique et volcanique du rift du Kivu:

Bulengo (BLG ), Kunene (KNN ), Lwiro (LWI : 2.271°S et 28.806°E), Luboga (LBG ), Uvira

(UVI : 3.600°S et 29.011°E) aujourd’hui inexistante (Azangi, 1995), Rusayo (RSY), Kibati (KBT), , Kibumba (KBB) and Goma (GOMA) dans la région des Virunga, Butare (BTR), ,

Rumangabo (RUM) aujourd’hui nommée RGL and Butembo (BTC) inexistante actuellement,. 

Figure  14 : Réseau des stations sismiques autour des Volcans Nyamulagira et Nyiragongo dans la région des Virunga

II.1.2 Lecture du Sismogramme analogique

II.1.2.1 Système d’enregistrement des séismes pour la station analogique sur papier

Les mouvements sismiques sont captés par le sismomètre qui à son tour les transmets au sismographe. Ce sismographe est constitué de deux parties essentielles à savoir:

  • Du sismomètre pour détecter le mouvement du sol
  • De l’enregistreur analogique constitué du tambour sur le quel est enroulé le papier A3 qui devient sismogramme quand il y a des traces sismiques et le galvanomètre sur le quel est fixé un encrier portant une plume pour écrire les traces de mouvement de translation et rotation du système et ainsi que les traces sismiques.

Pour enregistrer les séismes le tambour fait un mouvement de rotation tandis que le galvanomètre quant à lui effectue un mouvement de translation et cela permet directement à la plume de dessiner d’une manière horizontale tout mouvement du sol lorsqu’il y’a choc ou tremblement de terre.

II.1.2.2 Lecture du sismogramme:

Le sismogramme (figure 15) est constitué des: marques des minutes et de marques horaires et on parle de l’heure ronde lorsque le tambour a tourné 60minutes donc 1heure. Entre 2 marques des minutes, on a : 1 minute horizontalement et 5minutes verticalement selon le mouvement de rotation et de translation. Lorsque le séisme ou choc est à droite de la marque horaire on additionne et s’il est à gauche de la marque on soustrait par le top (temps BBC qui permet de corriger le temps d’enregistrement du séisme sur le sismogramme). 

Figure 15 : sismogramme de la station d’Uvira du 7 janvier 1995 (17h à 24h) au 8 janvier 1995 (00h à 5h) présentant deux séismes majeurs à 19h30’ et à 2h34’

II.1.2.3 La lecture d’un choc sur le sismogramme:

Pour lire un choc nous devons d’abord étre en mesure de connaitre, de définir et de déterminer certains paramètres nécessaires pour la localisation d’un choc ou séisme. Ces paramètres sont les suivants:

  • le temps d’arrivé de l’onde P (onde qui détermine le début ou le premier mouvement du séisme) et onde S (elle est l’onde qui est entre P et le maximum des amplitudes de l’onde);
  • l’impulsivité(i) ou l’émergence(e) de ces ondes c’est – à – dire à savoir si l’onde P ou S émergent (eP ou eS) ou impulsent (iP ou iS);
  • le paramètre S-P c’est – à – dire la différence de temps entre l’arrivé de ces deux ondes P et S;
  • le paramètre M (maximum ou onde maximale): les ondes maximales sont ceux qui viennent après l’onde S où les amplitudes du pic sont élevées ou longues que les autres. Ceci intervient dans la magnitude pour les périodes. on mesure ici le Bmm c’est – à – dire à l’aide d’une latte graduée en millimètre, on mesure la valeur en mm du pic à pic pour cette onde maximale;
  • le F-P c’est – à – dire la durée (du début à la fin) du choc.

S

P

   

Figure 16 : séisme volcano – tectonique enregistré à la station de Kunene, after Wafula (2010).

II.1.2.4 Données exploitées et encodage des données

L’encodage des données (figure 17) a été effectué par le logiciel Notepad (bloc-notes en format NORDIC, SEISAN) et par Microsoft Office Excel et a concerné 2 types de données : entre autre les données issues de la lecture des chocs sur le séismogramme pour la localisation et relocalisation, et les données concernant le nombre des chocs et des énergies sismique à chaque station.

Le but de l’encodage dans Notepad, est de faciliter le traitement dans le logiciel SEISAN (Ottemoëller et al., 2011) en vue de localiser les séismes et déterminer leur magnitude et leur profondeur. Cet encodage s’exécute de la manière suivante : on commence en général par écrire la date (année, mois et jour), l’heure, la minute et la seconde d’occurrence du séisme en respectant les espacements entre ces éléments (c’est le Head). Ensuite nous écrivons l’heure, la minute, la seconde et les caractéristiques (amplitude, la période et le CODA) des ondes lues pour chaque chocs à chaque station en respectant le code de ces stations (Exemple pour la station de Lwiro: LWI ; Kunene : KNN, Katale : KTL etc….). L’ID du choc est l’identification du séisme et est constitué de l’année, le mois, le jour, l’heure, la minute et la seconde auxquelles un choc se produit (Figure 17). L’amplitude lue sur le séismogramme sera corrigé avant d’être encodé. Cette correction est fonction du type d’appareillage utilisé pour enregistré le choc, et Kinemetrix , dans notre cas la correction s’effectue de la manière suivante :

𝑳’𝒂𝒎𝒑𝒍𝒊𝒕𝒖𝒅𝒆 𝒄𝒐𝒓𝒓𝒊𝒈é 𝒍’𝒂𝒎𝒑𝒍𝒊𝒕𝒖𝒅𝒆 𝒍𝒖𝒆 ∗ 𝟏𝟎𝟓 ∗ 𝑮𝒂𝒊𝒏 ⁄ 𝟐𝟖𝟎𝟎

Figure 17 : Système d’encodage avec Notepad

Les données sur les nombres de chocs et les énergies sismiques ont été prises dans les archives du CRSN – Lwiro. Ces données ont consisté au comptage du nombre des séismes se produisant par jour du mois  de l’année et les énergies calculées en fonction de la magnitude selon la formule : log 𝐸 = 9.4 + 2.14𝑀 − 0.054𝑀2de Gutemberg et Richter (1954). E représente l’énergie sismique en fonction de la magnitude M. Ces données ont été saisi sous Excel pour analyse dans d’autres logiciels tels que Origin 8.0.

Les données sur le nombre de chocs couvrent la période de 1975 à 2011. Entre 1975 et 2000, le comptage a été établi par le CRSN – Lwiro et de 2002 à 2011 elles ont été fournie par le chercheur Fiama Silvanos dont certaines ont été récupérées dans les travaux de certains autres chercheurs comme Wafula. Les données sur les énergies sismiques couvrent une courte période soit entre 1975 à 1987 à la station de Lwiro.

II.1.2.5 Outils de base pour le traitement et l’analyse des données        

Le logiciels SEISAN a permis de localiser les séismes et estimer leur magnitude après encodage en format Nordic sous Notepad++v5.7. La cartographie relative à la distribution des événements sismiques et autres faits géologiques a été réalisée sous QGIS 2.14. Et Excel et Origin 8.0 ont permis l’analyse des données temporelles. 

II.2 METHODES

II.2.1 Méthode de localisation

Pour la localisation des séismes le logiciel SEISAN 9.1 (Ottemoeller et al., 2011) a été utilisé. La méthode exploite pour cette fin est celle de Hypocenter (Lienert and Havskov, 1995, dans Ottemoeller et al., 2011). Cette méthode exige un modelé de vitesse de la structure de la terre; pour ce faire le modèle de vitesse (Tableau 2) de Mavonga (2010) a été exploité pour la localisation des séismes volcaniques. C’est un modèle mis en place pour la région des Virunga par la méthode de fonctions Récepteurs (« receiverfunction »). 

Tableau 2: Le modèle local de vitesse moyenne dans la région des Virunga.

𝑉𝑃 (Km/s)

Profondeurs des couches (Km)

5.40

0.0

6.40

4.0

6.85

32.0

7.69

39.0

7.96

43.0

8.00

47.0

Les caractéristiques (amplitude, la période et la CODA) et les temps d’arrivés des phases P et S sont incorporé dans SEISAN. Les amplitudes et la CODA ont permis le calcul des magnitudes locales et de durée sur chaque station. La moyenne est estimée sous SEISAN.

Le modèle de Hypocenter permet de déterminer ainsi le temps à l’origine, l’épicentre, la magnitude, les profondeurs, les résidus, les erreurs quadratiques moyens(RMS), les erreurs horizontales (ERH) et les erreurs verticales (ERZ). La localisation est acceptable si les erreurs sont faibles dans la mesure du possible. 

/N)Avec, Ri : Temps résiduel à la ième station ; 

N : nombre d’observation

𝑬𝑹𝑯 = √(𝑺𝑫𝑿2+ SDY2)Avec, SDX : erreur standard en latitude ;

SDY :erreur standard en longitude.

La magnitude locale des séismes localisés a été déterminée par la formule de Hutton et Boore (1987) par la formulation de Richter (1935). Ce modèle est formulé ci – dessous est incorporé dans le logiciel SEISAN :

𝑴𝑳 = 𝒍𝒐𝒈(𝑨) + 𝟏. 𝟏𝟏𝒍𝒐𝒈(𝒓) + 𝟎. 𝟎𝟎𝟏𝟖𝟗𝒓 − 𝟐. 𝟎𝟗

La magnitude de durée 𝑀𝐶 a été aussi exploitée pour caractériser la grandeur des séismes. Le modèle de cette magnitude est également incorporé dans SEISAN. 

L’estimation de l’énergie sismique est formulée par le modèle de Gutenberg et Richter (1944) tel que La principale formule utilisée est : 

𝐥𝐨𝐠 𝑬 = 𝟗. 𝟒 + 𝟐. 𝟏𝟒𝑴 − 𝟎. 𝟎𝟓𝟒𝑴𝟐

II.2.2 Méthode de calcul de nombre des chocs

La variation du nombre de chocs en fonction du temps a  permis l’identification du temps où s’observe le maximum afin de déterminer les périodes lointaines, intermédiaires ou proche à l’occurrence d’éruption.

Les variations maximales dans le temps (augmentation et diminution maximales) du nombre des chocs sont fixées et un écart temporel est observé entre ces limites et le début des éruptions. Une corrélation entre le nombre de choc maximal avec la profondeur est également observée afin d’identifier le type d’activité en une période déterminée. 

II.2.3 Méthode de détermination de la variation de l’énergie sismique

La variation de la quantité d’énergie sismique en fonction du temps a conduit à identifier le temps où on observe le maximum avec le début des éruptions pour ainsi déterminer les périodes lointaines, intermédiaires ou proche pour l’occurrence d’éruption. 

II.2.4 Méthode pour la caractérisation de la profondeur

Nous avons fait une corrélation entre le temps d’éruption et la profondeur maximum

atteinte avant et après l’éruption. La profondeur des séismes a été identifiée après relocalisation. Cette analyse a permis d’analyser la structure interne afin caractériser l’évolution temporelle de l’activité magmatique dans les volcans Nyamulagira et Nyiragongo.

II.2.5 Méthodes de détermination de la chambre magmatique

La variation spatiale (en latitude ou longitude) de la profondeur, mais aussi la variation de b – value de Gutenberg et Richter (1956) tel que Wyss et al. (2001) le démontre dans son étude. Le b-value est la pente de la relation de Gutenberg et Richter (1956), défini ci – dessous :

𝒍𝒐𝒈𝑵 = 𝒂 − 𝒃𝑴

Où a est la productivité de sismicité, M la magnitude dépassant un certain seuil de complétude et b la pente qui caractérise l’occurrence des séismes. Plus b est faible, il y a occurrence des séismes de grandes magnitude dans la région et plus il est grand les séismes de faible magnitudes sont d’occurrence. La variation de la valeur b corrèle avec l’activité sismique dans une région. Une forte activité sismique dans la chambre magmatique pourrait être caractérisée par une forte valeur de b (Wiemer et McNutt, 1997 ; Wyss et al., 2001). Pour ce faire le Toolbox

Matlab, Zmap (Wiemer, 2001) a permis de cartographier la structure interne de la région des Virunga partant de la valeur b.

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