2. SOC em domínios específicos
2.2 Personalidade: crescimento e ajustamento
des paramètres sismiques
2.5.1 Estimation du facteur de qualité
Qc-Les modèles physiques théoriques que nous venons d’exposer au paragraphe 2.4.3 nous montrent comment les ondes de la coda peuvent être utilisées pour déduire le facteur de qualité du milieu de propagation exprimé par Qc- L’application de cette méthode des ondes de la coda à nos données et les estimations du facteur de qualité de différentes régions de notre zone d’étude seront présentées au chapitre 4.
2.5.2 Les paramètres de la source.
Il a été clairement démontré que les ondes coda sont des ressources efficaces concernant l’estimation des paramètres de la source (Aki, 1969 [2]; Aki et Chouet, 1975 [8]).
La détermination des paramètres de la source ne fait pas l’objet de ce travail, par contre nos résultats sur la quantification de l’atténuation sont d’une importance capitale pour une meilleure étude des sources sismiques®.
Les implications d’une valeur de Q pour l’étude des sources sismiques sont résumées par Anderson (1986) [12].
^Dans le cas des tremblements de terre locaux, le contenu fréquentiel du signal sismique est modifié par l’effet de propagation des ondes de la source jusqu’au site de la station d’enregistrement. L’atténuation de ces ondes doit être connue pour déconvoluer les effets de la source sismique des sismogrammes et pour prédire les mouvement du sol à partir de modèles théoriques de sources.
2.5.3 Application aux effets de site de la station.
Il est à noter que l’apport des ondes de la coda dans l’estimation des effets de site est considérable (Aki, 1969 [2]; Tsujiura, 1978 [140]; Phillips, 1985 [105]; Phillips et Aki, 1986 [106]).
Un bref aperçu sur les effets de site et les résultats de leurs influences sur les ondes de la coda à partir de nos analyses seront données au chapitre 6.
Chapitre 3
Données géologiques et principales études géophysiques antérieures
Le but de ce chapitre n’est pas de présenter une synthèse générale des données géologiques et géophysiques de la Belgique et des régions avoisinantes mais de rassembler les informa tions nécessaires à une interprétation cohérente des résultats présentés dans cette thèse.
3.1 Cadre géologique
La carte des anomalies de Bouguer calculée à partir de 373 points mesurés par Jones en 1948 [72] donne une bonne image des grandes structures géologiques crustales de l’ensemble de la Belgique (figure 3.1), on distingue :
1. Une zone septentrionale à anomalie de Bouguer positive (roches lourdes) correspon dant au massif du Brabant avec une exception pour sa partie Ouest qui mon tre une anomalie négative . Sa limite Nord-Est est caractérisée par une anomalie gravimétrique négative qui s’étend aux Pays-Bas. Cette limite correspond à la faille bordière du graben de la Roer (Dusar et Langenaeker, 1992 [45]);
2. Une zone méridionale à anomalie de Bouguer négative (roches de moindre densité) correspondant à l’Allochtone Ardennais;
3. Un important gradient gravimétrique, clairement visible sur la carte, qui sépare ces deux unités structurales géologiques majeures. Il se superpose à la faille bordière au Nord du bassin mésocénozoïque de Mons (Everaerts et Hennebert, 1998 [50]).
CO O E CO lo o> CO ■*- UO 00 C\J -f- C\J CVJ CO OCO CO oo O T— f— ■»— CO CO
Figure 3.1. Carte des anomalies de Bouguer de la Belgique calculée à partir de 373 points d’observation du réseau gravimétrique belge de 1948 (Everaerts, communication personnelle).
Ces unités structurales géologiques majeures de notre région d’étude sont esquissées à la figure 3.2. On y distingue :
1. Le masssif du Brabant au Nord; 2. L’Ardenne au Sud;
3. Une importante zone faillée d’orientation NW-SE limitant le graben de la Roer. Les deux premières unités sont les grandes entités structurales. Ces deux unités paléozoï ques forment le soubassement.
On distingue en outre : 4. Le bassin de la Campine;
5. Le front varisque qui n’est pas visible sur la carte des anomalies de Bouguer;
6. Le bassin de Mons au Sud-Ouest de la Belgique qui correspond au prolongement Nord-Oriental du bassin de Paris.
Les paragraphes suivants décrivent ces unités.
Figure 3.2. Esquisse des unités structurales géologiques majeures en Belgique. An : Anvers, Ge : G and, Br : Bruxelles, Li : Liège, Mo : Mons, Na : Namur, Ar : Arlon.
3.1.1 Le massif du Brabant
Le massif cambro-silurien du Brabant se localise dans la partie septentrionale de la Bel gique. C’est le plus important en dimension des massifs calédoniens de Belgique et dans les régions voisines. Il s’étend même jusqu’à la région de Londres (Le massif Brabant- Londres).
Sa structure globale est celle d’un anticlinal de direction NNW-SSE dont le noyau est occupé par le Cambrien.
Du Nord au Sud, son flanc méridional montre en apparente concordance des séries or doviciennes puis siluriennes. Le massif est limité au Nord-Est, à l’Est, au Sud et au Sud-Ouest par une couverture dévono-carbonifère.
Une des premières carte géologiques du massif a été réalisée par Legrand (1968) [84]. Une carte lithologique plus récente a été réalisée par De Vos et al. (1993) [37].
Les formations cambro-siluriennes (phyllades et quartzites) qui forment le soubassement calédonien du massif sont cachées par une couverture mésozoïque et cénozoïque. Les quelques affleurements calédoniens se trouvent dans les fenêtres d’érosion des vallées les plus méridionale.
Les manifestations magmatiques sont également présentes dans de ce massif et sont concentrées à l’Ordovicien supérieur et au Silurien inférieur et moyen.
Ce massif a fait l’objet de nombreuses études (par exemple, Vanguestaine, 1989 [150], 1992 [151]; Vanguestaine et al., 1989 [152]; Servais, 1991 [128]; Van Grootel et al., 1990 [146], De Vos et al., 1993 [37], Vernier et al., 1995 [153], Everaerts et al., 1996 [53]). Le massif du Brabant est formé principalement de roches sédimentaire qui sont carac térisées par une séquence monotone dans la plupart des cas formée de roches purement élastiques.
Le socle anté-caledonien n’affleure nulle part en Belgique, mais les études pétrographiques de Van Der Auwera.J et André.L. (1985) [147] de la composante détritique des sédiments (arkose de Tubize) du devillien montrent qu’il comporte des gneiss, des granités, des micaschistes, et des roches volcaniques légèrement métamorphisées.
Les données des profils sismiques DEKORPl, DEKORP2-N [39] et ECORS [19] (Etude Continentale et Océanique par Réflexion et réfraction Sismiques) (figure 3.3) montrent que la profondeur du Moho augmente en direction de ce bloc crustal. De même ces profils indiquent une dimunition de le réflectivité.
Les profils BIRPS MOBIL GA et 7 [18] (figure 3.3) réalisés au Sud de la Mer du Nord confirment ces caractéristiques au Nord du massif.
De même, le profil BELCORP (Belgian continental reflection seismic program) (Bouckae- rt et al., 1988 [23]) (figure 3.3) réalisé à travers le massif du Brabant sur une longueur de 132 km montre peu de réflexions. Ce profil s’étend du front varisque au Sud jusqu’au bord méridional du beissin Campinois-Brabançon. Aucune interprétation détaillée n’a été publiée par manque d’informations géophysiques fiables; à savoir la susceptibilité magnétique, la conductibilité thermique, la densité des roches et les vitesses des ondes P
et S.
Les travaux de Bois et al. (1985) [18] et Chadwick (1989) [29] montrent qu’une croûte ancienne comme le craton des Midlands a une signature relativement homogène de point de vue sismique et ne présente que des réflecteurs discontinus très faibles.
Ces éléments doivent être mis en relation avec l’observation de Meissner et Wever (1989) [97] qui montrent que les boucliers anciens sont beaucoup plus épais et présente souvent moins réflecteurs que les croûtes jeunes.
Ces données renforcent les conclusions du groupe du projet de sismique réflexion DEKORP (Deutsches Kontinentales Reflexions seismisches Programm)(Anderle et al., 1991) [37] (figure 3.3), qui suppose que le socle du massif du Brabant est vraissemblablement protérozoïque.
Figure 3.3. Carte indiquant la position des profils sismiques BELCORP 2 (D 1-A, D 1-B, D 1-C), DEKORP2 (D 2-B, D 2-S), ECORS et BIRPS MOBIL 6A et 7. La ligne en pointillé montre le massif Brabant-Londres (LBM); le massif Rhénan (RM) est indiqué par la zone ombrée. NVDF : Le front de déformation varisque Nord (Anderle et al., 1991 [37]).
3.1.2 L’Ardenne
L’Ardenne, au sens géologique, forme la partie occidentale du grand massif schisteux Rhénan. Elle est limitée au Nord et à l’Ouest par un recouvrement de terrains crétacés, au Nord-Est par “le golfe” de Cologne comprenant des terrains quaternaires, au Sud-Est par le Trias du “golfe” de Luxembourg et au Sud par les terrains jurassiques appartenant au bord septentrional du bassin de Paris.
Des six systèmes Paléozoïques, seul le Permien, le plus récent, n’est pas inclus dans l’infrastructure (socle), mais caractérise les terrains de couverture (graben de Malmédy). Les cinq autres constituent l’Ardenne au sens large des géologues; ils sont affectés de déformations d’âge hercynien. Des auteurs tels que Waterlot, Beugnies et Bintz (1978) [154] considèrent que ces déformations ont fait apparaître cinq domaines structuraux du Nord au Sud (figure 3.4) :
• Un synclinorium : le bassin de Namur où affleurent les terrains les plus récents du socle : le Dévonien et le Carbonifère. Ce bassin marque la séparation avec le massif du Brabant;
• Un anticlinal faillé : la bande silurienne du Condroz (ou bande Sambre et Meuse) où s’observe un Ordovico-Silurien découpé par de nombreuses failles dont la principale, la faille du Midi (voir paragraphe 3.1.3), d’âge hercynien, divise la zone dévono- carbonifère en deux : le synclinal de Namur au Nord et le synclinal de Dinant au Sud;
• Un synclinorium : le bassin de Dinant est constitué de terrains dévoniens et car bonifères.
• Une zone anticlinale : l’anticlinal de l’Ardenne jalonné par les massifs cambriens de Rocroi, de Serpont et de Stavelot;
• Un synclinorium : le bassin de l’Eifel (synclinal de Charleville - Neufchâteau - Eifel);
• Une zone anticlinale : l’anticlinal de Givonne (massif cambrien de Givonne) est séparé de l’axe de l’Ardenne par le synclinal de Charleville - Neufchâteau - Eifel. Certains auteurs tels que Meilliez et al. (1988) [93], Meilliez et al. (1990) [94], Meilliez (1991) [92], Mansy et al. (1993) [84] et Mansy et al. (1995) [85] considèrent seulement deux ensembles structuraux :
1. L’Allochtone Ardennais au Sud de la faille du Midi;
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Figure 3.4. Les unités tectoniques du Paléozoïque de la Belgique (d’après L. Dejonghe, 1985 [36]).
En 1985, on a réalisé un profil d’exploration profonde de sismique réflexion de 45 km de longueur franchissant la frontière Belgo-Allemande. Ce profil “vibroseis 850” (figure 3.5) d’orientation perpendiculaire à la direction varisque, a permis l’étude des styles tectoniques calédoniens et varisques jusqu’à la discontinuité du Moho. Divers réflecteurs interprétables ont été mis en évidence par ce profil (Betz et al., 1988 [16]).
BEB.eP1-R-e7.03.25/Q\
Figure 3.5. Carte géologique simpliûée du Nord-Est du massif de Stavelot et de ses
environs indiquant la position du profil sismique ’Wibroseis 8501” (d’après Betz et al 1988 [16]).
Jongmans et Camelbeeck (1993) [74] ont obtenu deux profils sismiques dans le massif de Stavelot. Ils montrent que la vitesse des ondes P et S dans la croûte supérieure, le long de la direction NNW-SSE, est significativement plus basse que celle obtenue le long de la direction des couches NE-SW. Cette faible vitesse observée selon la direction NNW-SSE
pourrait résulter d’un taux de fracturation plus important de la croûte supérieure au droit du massif de stavelot. D’autre part, l’orientation des grandes structures géologiques peut induire une anisotropie dans les valeurs de vitesses sismiques susceptible d’expliquer une influence de la direction des profils sur les résultats obtenus.
3.1.3 Le front varisque
Le front du plissement varisque correspond à la limite Nord de la chaîne varisque. Il traverse la Belgique d’Est en Ouest, suivant une ligne approximative Valenciennes - Mons - Namur - Huy - Liège - Aix-la-Chapelle (Aachen). Il est classiquement considéré comme correspondant à la faille du Midi faisant reposer les terrains plissés de la nappe de Dinant sur le flanc Sud du bassin de Namur (figure 3.6). Ce front varisque a été traversée à 2400 m de profondeur par le sondage de Jeumont et à 2100 m au sondage d’Epinoy (Raoult, 1986 [110]). Une bonne image du front varisque septentrional est donnée à partir des données du profil ECORS-Nord de la France (figure 3.7) et de nombreux profils réalisés en Belgique (Dejonghe et al., 1992 [36]). D’après ECORS, depuis le Nord où elle émerge, un réflecteur associé à la faille du Midi peut être suivi sur 100 à 120 km. Raoult (1986) [110] reconnaît un deuxième réflecteur plus profond qui lui est plus ou moins parallèle et qui pourrait marquer le toit du socle Brabançon.
On distingue trois tronçons d’Ouest en Est (figure 3.3 et 3.8) :
• La faille du Midi (1), à l’Ouest de la Belgique. Cette faille peu se suivre depuis la
frontière belgo-française jusqu’à Charleroi;
• Au centre du pays, la faille du Midi traverse la bande silurienne du Condroz (2); • Le segment liégeois du front varisque (3) quant à lui est complexe. Deux unités
chevauchent vers le Nord le bassin de Liège, d’une part le Synclinorium de Dinant à l’Ouest, d’autre part, le massif de Herve à l’Est. Ce dernier est en partie recouvert au Sud par le massif de la Vesdre. Au Sud de cette dernière unité s’ouvre la “Fenêtre de Theux”. Robaszynski et Dupuis (1983) [116] ont présenté une courte synthèse des hypothèses proposées pour expliquer les relations entre ces ensembles. Ce segment liégeois est appelé faille Eifelienne et se prolonge jusqu’en Allemagne.
ALLOCHTONE
BLOCS DE L'AUTOCHTONE FAILLE PLISSE
Figure 3.6. Illustration du front varisque. Conception unitaire de la “nappe de Dinant”
ZZ2’ E2)« ED* ES3» CZl’ E23»
Figure 3.7. profii ECORS “Nord de la France” et interprétation géologique (d’après
Figure 3.8. Le front en Belgique : situation de quelques éléments structuraux majeurs et de quelques grands sondages. Délimitation des trois tronçons. L’extension des ma ssifs calédoniens du Brabant, du Condroz, de Stavelot et de Rocroi est suggéré par des pointillés, l’extension du Silésien du sillon houiller et de la campine par des traits verti caux et l’extension très simplifiée des synclinaux dinantiens de Dinant et de l’Avesnois par des traits horizontaux (d’après Robaszynski et Dupuis, 1983 [116]).
Légende : a- Faille du Midi à l’Ouest, Faille Eifelienne à l’Est; b- failles normales ou inverses, y compris les accidents du Condroz; c- structures de Bioul-Anhée obliques sur les axes des plis du Synclinorium de Dinant; d- courbes isohypses de la Eaille du Midi; e- situation de quelques grands sondages. 1, Jeumont; 2, Wepion; 3, Grand-Halleux; 4. Soumagne; 5. Soiron; 6. Bolland; 7. Focant; 8. Saint-Ghislain; 9. Havelange. Localités : B-Bruxelles; C-Charleroi; D-Dinant; G-Gand; L-Liège; M-Mons; N-Namur.
Meissner et al. (1983) [95] ont publié une carte (figure 3.9) de la profondeur du réfiecteur associé à la faille du Midi dans le massif Ardennais.
est évidente sur toute l’étendue du territoire de le Belgique et de l’Ardenne française.
6*
Figure 3.9. Carte de localisation des profils de sismique réflexion réalisés avant 1983 à
travers le front varisque dans l’Ardenne belge. Profondeur du réflecteur associé à la faille du Midi (d’après Meissner et al., 1983 [95]).
Légende : Ac: Aachen; AV : Avesnes; BR : Bruxelles; LI : Liège; LU : Luxembourg; NA : Namur; RE : Reims; FM : région de la Famenne.
3.1.4 Le bassin de la Campine
Consiste en une couverture sédimentaire non plissée à matériaux dévono-carbonifère et permien ou plus récent reposant sur le socle calédonien.
3.1.5 Le graben de la Roer
Cette partie du Graben correspond à la branche Nord-Ouest de la zone du rift du graben du Rhin. Sa structure complexe peut être divisée en plusieurs unités tectoniques (figure 3.10). Le graben de la Roer forme l’unité centrale. Il est limité au Nord-Est par la zone de faille de Peel, au Sud-Ouest par celle de Feldbiss.
itriki-ilip f luIt Edg> of Brabant Masaif
Figure 3.10. Les unités tectoniques de la branche N-W du système de rift du graben du
Rhin. A-A’ et B-B’ : localisation des profils de la figure 3.11 (d’après M. C. Geluk et al., 1994 [56]).
Deux profils de sismique réfiexion à grande profondeur A-A’ et B-B’ orientés respective ment NNE-SSW et NE-SW ont été réalisés (figure 3.10). La figure 3.11 montre le tracé de deux coupes, traversant le graben, issue de l’interprétation de ces profils (Remmelts et Duin, 1990) [114].
A
SW
Roer Valley Graben Peel Boundary Fault Peel Block
A'
NE
5s
-Cenozoic Permian - Triassic - Jurassic Upper Cretaceous 0 10 km 1 ____________________________ J B SW Feldbiss Fault
Roer Valley Graben
B-NE Peel Peel Boundary Block Fault Carboniferous Carboniferous r- Quarternary + Neogene L-- -J-IJ Paleogene I Upper Cretaceous
V/////A Lower Jurassic Permian-Triassic \ fault
0 5 km
L
Figure 3.11. Interprétation géologique des ProHls sismiques A-A’ (en haut) et B-B’ (en
Le graben de la vallée la Roer est développé sur un bassin sédimentaire pré-existant d’âge carbonifère. Le remplissage sédimentaire est composé de couches de sédiments d’âge permien, triasique, jurassique, crétacé, tertiaire et quaternaire. L’épaisseur de cette séquence varie de 3 km à l’intérieur du graben à 100 m sur ses flancs. L’explication détaillée du passé géologique du graben de la Roer est présentée dans la publication de M.C.Geluk et al. (1994) [56].
L’évolution de ce graben résulte d’un processus de réactivation répétée de systèmes de failles qui datent du Permo-Carbonifère lors de la période de déformation et de subsidence du Mésozoïque. Une inversion de contraintes tectoniques a provoqué, à la fin du Crétacé, le soulèvement régional du massif du Brabant et du massif Rhénan et par conséquent la disparition des dépôts crétacés par érosion. C’est à la fin de l’Oligocène (Cénozoïque) que la phase déterminante a débuté, pour le graben, avec la reprise de l’activité de rift et des mouvements le long de la faille de Peel et c’est à cette période qu’a eu lieu la plus forte subsidence qui s’est prolongée jusqu’aujourd’hui. Ces sédiments tertiaires et quaternaires forment des dépôts non consolidés dont l’épaisseur peut atteidre 1.5 km. On observe deux réflecteurs sur les profils sismiques ;
1. L’interface qui sépare les dépôts non consolidés mous récents (Quaternaire-Tertiaire) des dépôts plus âgés (Jurassique-Trias-Permien);
2. La base du graben : la limite qui sépare le Carbonifère des formations surincom bantes ( J urassique-Trias-Permien).
Etant donné la variation des épaisseurs des couches et l’absence de certains niveaux, par endroits, la vitesse moyenne verticale, dans le graben, est assez variable.
Contrairement à la période mésozoïque où une étroite relation existe entre le graben de la Roer et les bassins de la Mer du Nord, au Cénozoïque, l’évolution du graben du Rhin Inférieur est plutôt reliée au développement du graben du Rhin indépendamment de l’évolution de la Mer du Nord (Camelbeeck, 1993 [25]).
La morphologie actuelle montre bien des escarpements qui sont formés par les failles actives.
3.1.6 Le bassin de Mons
Situé dans le Sud-Ouest de la Belgique (Hainaut) (figure 3.2), il correspond au prolonge ment Nord-Oriental du bassin de Paris. Le bassin de Mons comprend une série de terrains crétacés et tertiaires formant un synforme d’axe E-W reposant en discordance sur le socle dévono-carbonifère (figure 3.12). Au centre du bassin, les formations s’échelonnent du
Turonien à l’Yprésien. Au Nord, sont confinés des dépôts wealdiens.
Figure 3.12. Coupe transversale Nord-Sud du Bassin de Mons (d’après Marlière, 1970
[86]). Les numéros correspondent aux formations du Crétacé et du Tertiaire: l.Santonien et Coniacien, 2.Campanien inférieur, 3. et d.Campanien moyen, S.Campanien suprieur, 6.Maastrichtien supérieur, S.Danien, O.Montien, lO.Landenien, 11 et 12.Yprésien.
La figure 3.13 montre la physionomie de l’ensemble du bassin de Mons, on distingue les formations méso-cénozoïques du bassin de Mons et le socle primaire qui affleure autour du bassin ainsi qu’au centre où il forme le massif de Blaugies. Ce socle est traversé par la faille de Midi (F.M). Cette faille a un pendage Sud très faible. Le bassin de Mons repose à cheval sur ces deux unités et l’on voit en surface du Dévonien au Sud et du Namurien au Nord.
Figure 3.13. Esquisse géologique du Bassin de Mons. FM : Faille du Midi (d’après Marlière, 1970 [86]).
Depuis le Wealdien jusqu’au Tertiaire, le bassin de Mons a été le siège d’un mouvement de subsidence important continu mais irrégulier, qui est à l’origine de son allure en cuvette. Delmer (1972) [43], Dupuis et Vandycke (1989) [44] explique cette subsidence du bassin de Mons par la dissolution des évaporites (anhydrites) du Dévonien moyen en profondeur (1.9 à 2.7 km) et ceci tout au long du Méso-Cénosoïque. Cette hypothèse est coura mment admise par la majorité des géologues belges, cependant des études microtec toniques ( Vandycke et Bergerat, 1989 [147]) et sismotectoniques (Camelbeeck, 1993 [25]) récentes qui s’intéressent de près à la structuration de ce bassin, penchent vers l’hypothèse d’une origine tectonique importante.
Le bassin de Mons est structuré par de nombreuses failles. Leur analyse montre que la plupart des failles sont normales ou décrochantes ce qui exprime une tectonique cassante à caractère essentiellement extensif (Vandycke, 1992 [146]). Les calculs de tenseurs de contraintes, amènent Vandycke (1992) [146] à distinguer quatre directions d’extention :