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Chapitre IV : DISCUSSION DES RESULTATS

IV.1 Variation de  la sismicité en fonction du nombre de chocs et types de séismes volcaniques

Les nombre de séismes ont été analysés temporellement entre 1975 et 2011, et comparés en terme des stations dans certains cas. Il ressort que le comptage individuel de ce paramètre sismique sur une station et comparer à une autre pourrait donner l’idée de la zone de forte activité magmatique. Il a été observé que la fréquence de séismes augmente et diminue de fois avant certaines éruptions du Nyamulagira. La fréquence des chocs varie en fonction de la distance des stations du lieu de la forte activité ou du site éruptif. Les stations les plus lointaines ne fournissent pas assez d’information sur l’activité magmatique dans la région des Virunga. C’est le cas de la station de Lwiro située à environ 100 km des Virunga, dont le nombre de chocs maximal coïncide dans la plus part des éruptions (figure 20). Cette observation a été également faite par Fiama et al. (2014) qui ont identifié l’occurrence de l’éruption du Nyamulagira 6 Novembre 2011, 25.5 heures avant  l’éruption à la station de Lwiro et à la station de Rusayo 29. 23 heures avant. Ils démontrent que la station de Lwiro aurait identifié le début de l’éruption par alimentation magmatique depuis la profondeur. Cette différence d’enregistrement du nombre de chocs avec la distance des stations traduirait la localisation des sources d’activités à faibles profondeurs et souvent proche du cratère (Fadeli, 1992) et/ou du site éruptif. Les séismes courtes périodes sont caractéristiques annonciatrices de l’activité magmatique surtout au niveau superficiel dans la région des Virunga. Le comptage de ce type de séisme associé aux longues périodes permet facilement d’identifier les périodes de fortes activités et de comprendre la circulation du magma depuis la profondeur jusqu’à la surface.

Barquero et al. (1992) ont observé qu’au volcan Arenal au Costa – Rica, les séismes volcano – tectoniques (courtes périodes) précédent les éruptions 5 mois avant. Au volcan Nyamulagira et Nyiragongo, ces types de séismes peuvent se produire plusieurs mois avant ou même 1 mois à quelques jours avant leurs éruptions (Figures 1, 2, 3, 4). Cette observation a été faite aussi au Japon au volcan Mont Usu, dont ces séismes se sont produit 4 jours avant son éruption

(Nishimura et Iguchi, 2011). En effet, l’éruption du Nyamulagira a été précédée par l’occurrence des séismes courtes périodes environs 10 jours avant avec une croissance en nombre des séismes longues périodes depuis le 4 février 1984 (figure 21).

 Les séismes courtes périodes (figure 22) à la station de Katale, ont apparu environ 7

mois avant l’éruption du Nyamulagira 1991 mais avec une décroissance non significative du nombre de longues périodes qui atteint son maximum avec le début de cette éruption. La station de Kunene distante du lieu d’éruption (figure 31) a présenté une faible fréquence de ces chocs qui croit progressivement depuis Juillet 1991 et atteignant le maximum au début de Septembre soit, 2 semaines avant l’éruption (Figure 23). Les longues périodes ont vu leur nombre augmenté 2 mois avant l’éruption telle qu’observé à la station de Kunene (Figure 23). 

La période intermédiaire caractérisée par un nombre maximal de chocs coïncide avec

l’arrivée du magma aux profondeurs superficielles est de 3 mois environs ou parfois 2.5 mois. Cet intervalle de période a été déjà observé par Zana et al. (1989).  

Fadeli (1992) démontrent que le nombre cumulatif de chocs au volcan pourrait

indiquer le début de l’éruption (la formation du dôme de lave). Et Falsaperla et al. (1992) eux aussi expliquent que le nombre cumulé de chocs et l’énergie cumulée donnent une bonne impression dans les observations de l’activité sismo - volcanique. Le changement brusque dans la pente des courbes cumulées pourrait fournir des informations dans les fluctuations de l’activité volcanique. Les changements de pente dans le nombre cumulé (figure 26) est manifeste en général 3 mois pour l’éruption de 2004 ; quelques jours pour celle de 2006. Le changement de la pente après l’éruption du Nyamulagira 25 Juillet 2002, coïnciderait avec l’activité du Nyiragongo lors de la montée magmatique pour former un nouveau lac de lave après sa propre éruption le 17 janvier 2002.

 Certes, la formation de ce lac de lave a été expliquée par Wafula (2011). Les énergies (figure 27) coïncident avec le nombre cumulé des chocs à la station de Lwiro. Le saut ou le changement de pente sur la courbe cumulée illustre la forte activité ou le début de l’éruption des volcans soit Nyamulagira, soit le Nyiragongo. D’autre part l’éruption du Nyamulagira en

2011 a été caractérisée par l’apparition d’un essaim des chocs hybrides 2 jours avant (figure 25). Les tremors volcaniques ont été observés avant l’éruption et après un séisme tectonique dans la région.

IV.2          Variation temporelle de la profondeur

    

La figure 29 illustre le nombre de séisme en fonction de la profondeur entre 2002 et

  1. Un nombre élevé de séismes est situé entre 0 et 1 Km de profondeur, et ensuite entre 3 et 4 Km.

Il est clair que la profondeur varie avec le temps (Figure 30). Les profondeurs des

séismes avant le 25 juillet 2002, date de l’éruption du Nyamulagira ont concentrées entre 0 et 5 Km et entre 5 et 14 Km (figure 30). 1 mois avant cette éruption les profondeurs sont inférieures à 5 Km. Cela montre que l’activité était superficielle par la présence en magma. 

Une concentration faible est entre 15 et 25 Km qui illustrant  l’alimentation en profondeur en magma. Mavonga en estimant la vitesse de la structure des Virunga obtint les vitesses faibles (5.8 – 6.0 Km/S) entre 20 et 30 Km sous la station de Kunene et entre 18 et 28 sous la station Kibumba. Il attribue  cette zone à la présence d’une chambre magmatique ou de la fusion partielle des roches. Pour ce faire pendant le mois juin l’activité profonde se ferait dans la chambre magmatique profonde pour alimenter le réservoir superficiel afin de donner lieu à l’éruption. Une zone asismique est observée pendant cette période et elle correspond à la zone d’intrusion comme les valeurs b pourraient le montrer (figure 33a).

 Une alimentation continuelle est également observée avant l’éruption du Nyamulagira du 8 mai 2004 et avant cette du 27 novembre 2006. Avec l’apparition des séismes courtes périodes (figure 24), la structure volcanique était soumise à des cracks afin de faciliter la migration vers la surface et les séismes longues périodes sont compris entre 0 et 5 Km. Une zone asismique entre 2 et 4 km après les séquences éruptives du 25 Juillet 2002, du 8 mai 2004 et du 27 novembre 2006 une à deux semaines. 

IV.3 Les résultats sur la valeur de b

319 évènements (séismes) ont permis d’analyser la variation du paramètre b ave la profondeur entre 1986 et 2003. Cette analyse a consisté à faire une image 2D de b en terme de la profondeur.

Les plus grandes valeurs de b  sont observées aux alentours ou proches des volcans Nyiragongo et Nyamulagira (figure 33a et 35). Ces résultats sont appuyés par  Nishimura et Igushi (2011) qui suggère que la forte valeur de b induit une forte hétérogénéité dans la région sismique source en observant l’activité volcanique au Japon. Ils soutiennent que cela peut être considéré comme le résultat de la décroissance des contraintes et la croissance du degré de fissuration dans la croute dû à l’intrusion magmatique.

Ces observations sont affirmées par Wiemer (1998) qui a remarqué que les fortes

valeurs de b  sont localisées  proche du dôme de résurgence du Volcan Mammoth et dans l’étroit voisinage de l’intrusion du dyke dans la région. Wyss et al. (2008) ajoute en suggérant que l’accroissement de la valeur de b apparait avec la réduction de la contrainte à la limite inférieure de la couche seismogénique faillée et cela peut être dû à une élévation de la température lors de la transition de la couche friable vers la couche ductile. Cela peut être applicable dans notre cas car d’après Scholz (1968), la valeur de b est un bon indicateur de l’état des contraintes dans la région source plutôt que de l’hétérogénéité de la structure, d’où la forte valeur de b est directement associée à la faible condition des contraintes et vice versa. Cette hypothèse est attestée par Wiemer et McNutt (1997), Wyss et al. (1997), et Wiemer et Wyss (2002) qui ont proposés que la chambre magmatique active est entouré par un volume crustal occasionnant une augmentation de la valeur de b dans leur voisinage immédiat (Wiemer et al., 1998).

Mavonga (2010) a déterminé la chambre magmatique entre 20 et 30 Km et 18 à 28 Km sous les stations de Kunene te Kibumba, respectivement, en utilisant le modèle de vitesse (5.8 – 6.0 Km/s). Il obtint la croute mantélique entre 30 et 41 sous Kunene et 36 et 39 Km sous Kibumba. Il caractérise cette zone de faible vitesse d’une zone probable relative à la chambre magmatique ou à la fusion des roches. Les zones de forte vitesse respectivement 6.8 et 7.4 Km/s sous Kunene et Kibumba à des profondeurs respectives 3-10 Km et 3-20 Km indiquerait une zone d’accumulation magmatique dans la structure (Mavonga, 2010).

Comparant les résultats de Mavonga (2010) et des valeurs de b, il s’en suit que la

présence de magma tel qu’énoncé par Wiemer et al. (1998), pourrait permettre à localiser la chambre magmatique ou la zone de fusion partielle ente 13 et 33 km de profondeur sous le volcan Nyamulagira (figure 33a) avec une valeur de b= 1.19. Et ainsi, nous avons déterminé deux zones d’accumulation ayant une valeur de b=1.21 (figure 33a) : la zone d’accumulation superficielle qui se situe à 0 - 13 km de profondeur aux environs de Nyiragongo et 4 – 14 Km de profondeur entre les deux volcans dans un volume de 10 Km de rayon ; et une zone d’accumulation profonde se situant entre 33 et 54 Km de profondeur aux environs de Nyiragongo.

Les données de littératures sur les déformations et la localisation des séismes recueillies par Smets (2016) ont permet dans ce travail de localiser un dyke entre 12 et 17 km de profondeur avec b= 1.22.

Une zone à assujetti à une forte pression de fluide due aux intrusions magmatiques causée par la fracturation de la croute élevant ainsi la valeur de b = 1.22 (Wiemer et al. 1998) situé entre 0 et 7 km près du Nyiragongo (figure 33a). Les faibles valeurs de b inférieure à 1.16 au Nord Est de Nyamulagira suggèrent un effet géothermique dû au contact d’un corps de forte température et celui de température faible favorisant aussi une augmentation de la valeur de b. Ces hypothèses sont confirmées par le travail de Wiemer et al. (1998) sur la Montagne

Mammoth qui a trouvé parfois les fortes valeurs de b étaient causées par l’augmentation de la température dans la structure.

Les littératures recueillies (déformation, géochimie et sismicité) par Smets (2016) montrent que la chambre magmatique profonde du Nyiragongo entre 10 et 14 Km et la chambre magmatique superficielle du Nyiragongo est entre 1 et 4 Km. Il suit que l’éruption du

Nyiragongo de 2002 aurait été composée de dyke profond étendu de l’édifice principal du Nyiragongo vers le nord du bassin du lac Kivu (Smets, 2016). Wyss et al. (2001) ont observés aussi deux chambres magmatiques sous le volcan Hawaï (Kilaueua) en localisant une première entre 4 et  8 Km de profondeur et une autre entre 5 et 8 Km. Les résultats de Muru et al. (1999), au volcan Etna (Italie), en utilisant la méthode de Maximum – Likelihood corroborent avec cette hypothèse qui lui avait localisé la chambre magmatique peu profonde entre 4 et 8 Km et une autre entre 8 et 14 Km. Les mêmes observations sont illustrées pour l’aire du volcan Nyiragongo (figure 33a). En effet, la chambre superficielle du Nyiragongo se localiserait entre 0.5 et 3 Km avec b= 1.24 (figure 33a) et une chambre profonde entre 8 et 13 Km tenant compte également des observations de Wyss et al. (2001) en Hawaï, Muru et al. (1999) au Mont Etna et Smets (2016) partant des autres paramètres géophysiques et géochimiques.

Sous le volcan Nyiragongo une valeur de b=1.16 est observée en dessous de 54 Km de profondeur, traduisant une zone de fusion partielle sur une distance de 37 km. Cette valeur de b=1.16 se retrouve entre 20 et 32 Km sous le Nyamulagira  pouvant signifier une accumulation profonde en magma en vue d’alimenter un réservoir profond situé entre 10 et 13 Km en dessous du Nyamulagira ayant une forte valeur de b= 1.19 (figure 33a).  Cette même valeur se retrouve entre deux valeurs élevées de b, suggérant une zone intermédiaire (3 et 10 km de profondeur) entre le réservoir profond (10- 13 Km de profondeur) et le réservoir superficielle (0 et 3 km de profondeur)  avec b autour de 1.19, en dessous du Nyamulagira. Cette zone intermédiaire constitue la zone d’intrusion permettant l’alimentation du réservoir superficiel constitué des gaz et des fluides magmatiques. 

Head et al. (2011) cité par Smets (2016) qui a déterminé la profondeur du réservoir de Nyamulagira en faisant l’analyse géochimique des olivines dans l’inclusion des volatiles pour les éruptions de 1938, 1948, 1986, et 2006 et ont trouvé que cela serait une zone de piégeage des gaz entre 3 et 5 Km. Hamaguchi (1983) quant à lui a détecté une zone asismique entre 3 et 7 Km en dessous du site éruptif de 1981-1982 suggérant un réservoir magmatique à cette profondeur. Et La méthode de modelé numérique de la déformation de la surface à travers InSAR suggère que le réservoir magmatique du Nyamulagira se trouverait entre 2 et 4 Km de profondeur pour les éruptions de 1996, 2002, 2004, 2006, et 2010 (Wauthier et al., 2013 ; Toombs et Wagde, 2012 cités par Smets, 2016). Cependant, la zone comprise entre 0 et 3 km dans ce travail serait celle observées par Wauthier et al. (2013) et Toombs et Wagde (2012) cité serait un réservoir superficiel dû à l’éruption du 24/26 avril 1989 du Nyamulagira et aussi une zone rempli de gaz ou fluide volatiles. 

La section de la figure 35 illustre une plus grande valeur de b (b=1.2) qui se situe entre 8 et 13 Km de profondeur vers le Sud Est du Nyiragongo dans un volume de de rayon de 2 Km

(figure 35). Cette forte valeur de b peut être due à la présence d’un réservoir magmatique en profondeur (figure 35) qui aurai donné lieu à l’éruption du Nyiragongo en 2002. Wiemer et al. (1998) a trouvé une valeur de b (b>1.6) avec dans un volume de rayon de 1 Km en dessous de

7 Km de profondeur dans la région de la montagne Mammoth et l’a interprété comme étant la présence d’un corps magmatique majeur dans une croute asismique. Wiemer et al. (1998) trouve une autre zone avec une forte b (b=1.5) à 5 Km de profondeur au-dessus de la valeur principale de b (b>1.6) qu’il interprète comme étant la terminaison de l’intrusion de 1989 dans cette région. Ce même phénomène s’observe aussi dans  notre cas (figure 35) où les autres valeurs élevées de b (entre 1 et 1.1)  encadrent la valeur principale de b (b=1.2). Comme le dit

Wiemer et al. (1998) cela peut être dû à l’intrusion ou la circulation de magma dans la structure. 

La terminaison de l’intrusion à 5 Km de profondeur à la montagne Mammoth en 1989 n’aboutit pas dans une étroite fracture mais débouche dans un volume considérable  de la croute fracturé, probablement une chambre magmatique comme nous pouvons l’observer aussi pour notre cas (figure 35). Nous constatons qu’il y a augmentation progressive de la valeur de b de la profondeur (30 Km) vers la surface (8 Km). Cette augmentent de la valeur de b suggère qu’il y a une circulation du fluide magmatique venu de la profondeur en dessous de 30Km  pour alimenter le réservoir (figure 35). Les faibles valeurs de b traduisent une forte contrainte et qui diminuent la pression de fluide et limitent ainsi la circulation du fluide magmatique. 

Lorsque cette valeur de b augmente, la contrainte diminue et le magma circule facilement pour aller alimenter le réservoir qui à son tour s’accumule dans la chambre magmatique (b=1.2) à travers les intrusions (b entre 1 et 1.1). Les valeurs de  b autour de 0.9 se situant entre 0 et 6 Km et entre 17 et 19 Km traduisent une zone d’accumulation du magma venu de la profondeur et de la chambre magmatique observée entre 8 et 13 Km de profondeur (figure 35).

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