CHAPITRE IV :LA
MÉTHODE SISMIQUE
RÉFRACTION
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Le fondement de la méthode sismique réfraction
est élaboré sur le fait que le parcours des ondes sismiques se
caractérise par des vitesses variables à travers les
différentes couches traversées. Ce principe exige deux conditions
essentielles : La vitesse doit augmenter avec la profondeur et les diverses
couches à travers lesquelles les ondes se propagent, doivent
posséder chacune une épaisseur suffisante, permettant la
propagation des ondes.
La sismique réfraction peut être utilisée
selon deux modes opératoires : sondage réfraction et profil
continu. Nous évoquerons uniquement le profil continu. Ce mode permet
d'effectuer des coupes sismiques le long des profils sur toute une zone
d'intérêt.
Définitions
I.1) Milieu homogène et isotrope
Un milieu est homogène lorsque ses
propriétés sont les mêmes partout dans l'espace et isotrope
lorsque des propriétés sont uniformes selon la direction. Dans
les considérations théoriques, il est généralement
admis que les différents milieux ou les roches sont, à la fois
homogènes et isotropes. Les roches sédimentaires doivent
être anisotropes dès le départ. Leur anisotropie sera
augmentée par la pression des sédiments sur elles et par le
développement de la schistosité. Des travaux pratiques ont
montré que l'effet d'anisotropie n'est pas suffisamment important pour
être pris en compte dans les problèmes habituels de prospection
sismique. On ne peut pas non plus s'attendre à ce que
l'homogénéité existe dans les roches. Cela signifie que
les paramètres élastiques sont en réalité fonctions
de l'espace. Cependant, leur variation spatiale est assez faible et sans
importance en ce qui concerne les changements soudains aux limites entre les
différentes roches.
On peut affirmer, que vu des considérations
théoriques et des calculs basés sur l'hypothèse, toutes
les roches se comportant comme des matériaux élastiques
idéaux, sont des simplifications du problème. Cette
simplification n'est pas un obstacle, sauf si les seules variables
utilisées soient les vitesses de propagation des impulsions sismiques.
Dans ce cas, l'écart par rapport à l'état élastique
idéal est moins important que les erreurs de la méthode.
I.2) Front d'onde et Rayon sismique
Le front d'onde est la surface passant par l'ensemble des
points en phase à un instant t après l'ébranlement. Le
principe de Huygens veut que chaque point d'un front d'onde devienne à
son tour la source d'émission d'une onde secondaire qui se propage dans
toutes les directions avec une vitesse égale à la vitesse de
propagation des ondes dans ce milieu. Le nouveau front d'onde est trouvé
en joignant les ondes secondaires par une surface tangentielle (figure IV.1).
Ces surfaces sont alors des hémisphères concentriques au point
d'ébranlement. Le rayon sismique est une ligne perpendiculaire aux
fronts d'ondes définis.
I.3) Géométrie des rayons
Un impact mécanique à la source libérera
des ondes élastiques se déplaçant à travers le
sous-sol. Ces ondes produisent deux types de déformations, l'une est une
pure déformation de volume et l'autre relative à la forme. Le
premier type produit une compression et une raréfaction alternées
dans le matériau ou la roche. Le mouvement des particules se fait
parallèlement la direction de propagation. Les ondes sont longitudinales
et compressives, appelées ondes P. Le deuxième type est une onde
de cisaillement, dans laquelle le mouvement des particules est perpendiculaire
à la direction de déplacement. Ces ondes de cisaillement
transversales sont appelées ondes S. La vitesse des ondes P est
|
???? = v(
|
?? + 4 × u
d )
3 [????. 1]
|
Où d est la densité. La vitesse des ondes S est
????= vu [????.2]
d
À partir de ces formules, il est évident que les
ondes P se propagent toujours à une vitesse plus élevée
que les ondes S. Pour cette raison, les ondes P (ondes primaires) arrivent aux
stations de géophone avant les ondes S (ondes secondaires). Bref,
Vs représente environ 58% de Vp.
Lorsqu'une onde de volume longitudinale (ou transversale)
arrive avec une vitesse V1 (ou V1') à la surface de
séparation de deux milieux homogènes et isotropes, une partie de
l'énergie est réfléchie, suivant une onde longitudinale de
vitesse V1 et une onde transversale de vitesse V1'. Une autre partie
est réfractée suivant une onde longitudinale de vitesse V2 et une
onde transversale de vitesse V2'.
Considérons un rayon incident de compression comme
indiqué sur la figure 9 :
30
Figure 9 : Représentation du rayon Figure 10 : Loi
de Snell-Descartes
sismique
31
D'après la loi de Snell-Descartes, nous avons :
??1 sin i2 = ??2sini1
[????. 3]
Lorsque sin i1 = V1/V2 c'est-à-dire i2 =
9Ø°, alors l'onde ne pénètre pas dans le
deuxième milieu mais voyage à l'interface entre les deux milieux.
L'angle d'incidence est ainsi appelé angle limite ou critique et est
défini par
|
sin i1 = sin ???? =
|
??1 ???? ???????????? ???? = sin-1 (??1
) [ ????. 4]
??2 ??2
|
Pour tout angle d'incidence i plus grand que ic, il n'y a pas
de réfraction et l'onde est totalement réfléchie.
En plus de la réfraction, l'on note d'autres trajets
empruntés par plusieurs ondes sismiques provenant d'un
ébranlement. Il s'agit de :
? Trajet direct effectué par les ondes longeant
directement la surface du point de tir aux géophones ;
? Trajet réfléchi au contact de deux terrains ;
? Trajets diffractés, etc.
Procédure de mise en oeuvre
Il n'existe pas de méthode standard d'effectuer les
levés sismiques réfraction. Par contre, le choix du bon
intervalle d'espacement entre les géophones est primordial, car il
assure l'investigation des structures sous-jacentes avec le plus de
détails souhaitables. En fonction du but recherché par les
levés et de la complexité des structures, trois tirs (points de
tir) peuvent être suffisants par profil, alors que dans d'autres cas, 7
tirs ou même davantage seront nécessaires à la
compréhension des structures.
Figure 11 : Dispositif de 24 capteurs et 7
tirs
Les tirs effectués en A et B (pour un intervalle
adéquat entre les géophones) nous permettent de calculer les
épaisseurs de chaque terrain présent au-dessus de la surface
rocheuse. Par exemple, les tirs intermédiaires (exécutés
entre les géophones 6 et 7 ; 12 et 13 ; 18 et 19, figure 11) nous
permettent de calculer l'épaisseur du premier et parfois du
deuxième terrain (si nous sommes en présence d'un problème
à trois terrains). De plus, ces tirs supplémentaires nous
fournissent plus de précisions sur les vitesses et
l'homogénéité de chaque terrain présent. Pour
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leur part, les tirs effectués en bout de ligne (O et
P), c'est-à-dire ceux qui sont placés le plus loin des
extrémités du profil sismique ont pour but de renseigner sur
l'allure de la topographie du socle et sur la vitesse réelle de
celui-ci.
Les appareils sismiques réfraction couramment
utilisés en exploration sismique comprennent les principaux
éléments suivants :
II.1) Source sismique
L'ébranlement du sol est produit presque toujours au
moyen d'explosifs. Ceux-ci sont placés dans un trou qui excède
rarement 1 m ou 1,50 m de profondeur. Le rendement est amélioré
et les dégâts réduits si le trou est bourré de terre
et saturé d'eau. Les détonateurs employés sont des «
sismocaps » à retard nul. La quantité d'explosifs
employée peut varier, de quelques grammes à quelques kilogrammes.
Les dépôts graveleux de sable lâche et les
dépôts de tourbières requièrent de grandes
quantités d'explosifs, car les ondes sismiques s'atténuent
très rapidement dans ces types de dépôts. Au contraire, le
till, les argiles et le roc transmettent bien l'énergie jusqu'aux
géophones.
L'ébranlement du sol est peut-être
également produit par un lourd marteau actionné
mécaniquement (que l'on laisse tomber) sur une plaque d'acier
posée sur le sol. Lors de la prise des mesures, le marteau reste en
place et l'opérateur déplace l'appareil et le géophone
à intervalle régulier, à partir du marteau et selon une
même direction. Lorsque la distance marteau - géophone est trop
grande, l'énergie transmise par cette source d'énergie n'est pas
suffisante et l'on doit, en ce moment, avoir recours aux explosifs. Cette
pratique augmente considérablement le temps d'exécution des
mesures, car la dynamite doit être enterrée et ce, pour chaque
point de mesure où le marteau est inefficace.
Parmi les sources non destructives de types chute de poids,
nous pouvons également citer la Dameuse DELMAG, la Source VAKIMPAC, la
Source SOURSILE etc. Aussi, il existe des sources non destructives de types
« fusil ».
On appelle « temps zéro », ou « Time
Break TB », l'instant effectif où le tir est
déclenché. C'est à partir de cet instant que les temps
d'arrivée aux capteurs devraient être observés.
II.2) Géophones
Les géophones sont du type
électromagnétique. Ils sont constitués d'une bobine
d'induction et d'un aimant permanent, tous deux fixés à un
boîtier dont l'un rigidement et l'autre par des ressorts. Le mouvement du
boîtier (celui-ci est en contact avec le sol, soit placé sur une
plaque ou soit par une pointe enfoncée dans le sol), suivant la
verticale, entraîne un déplacement relatif de la bobine par
rapport à l'aimant, ce qui crée, aux bornes de la bobine, un
courant induit proportionnel à la vitesse. La détection des ondes
réfractées est favorisée par l'emploi de géophones
ayant une fréquence peu élevée.
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A titre illustratif, les gammes de fréquence
utilisées en exploration vont de 2 à 100 Hz. Les géophones
les plus adaptés à la sismique réfraction appliquée
au Génie Civil et à l'hydrogéologie sont ceux
présentant une fréquence propre comprise entre 8 et 14 Hz. Les
10Hz étant les plus communément utilisés.
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