Université des Sciences et de la technologie Houari Boumediene (USTHB) Faculté des Sciences de la Terre, de la Géographie et de l’Aménagement du Territoire
(FSTGAT)
MEMOIRE
Présenté pour l'obtention du diplôme de MAGISTER En : SCIENCES DE LA TERRE
Spécialité : GEOPHYSIQUE
Par : HAMAI Lamine
THEME
Soutenu publiquement le 07 / 02 / 2011, devant le jury composé de : Mr- M.A BOUNIF Professeur à l’USTHB Président
Mr- A. BOUDELLA Professeur à l’USTHB Directeur de thèse Mr- D. BELHAI Professeur à l’USTHB Examinateur Mr- M. IDRES Professeur à l’USTHB Examinateur Mme- Z. BENAISSA Maitre de Conférence/A à l’USTHB Examinatrice Mr- A.ABTOUT Maitre de Recherche/A au CRAAG Examinateur
ETUDE GRAVIMETRIQUE DE LA MITIDJA CENTRALE
2 | P a g e
Sommaire
1. Présentation générale de la région et but de l‟étude ... 6
2. Cadre géographique ... 7
3. Tectonique de la région du Sahel ... 7
4. Aperçu théorique de la méthode gravimétrique ... 11
5. Acquisition des données gravimétriques ... 12
6. Acquisition topographique ... 17
7. Traitement des données gravimétriques ... 22
7.1. Choix de la densité ... 22
7.2. Calcul de la gravité absolue ... 24
a. Facteur d‟échelle de l‟instrument ... 24
b. Correction luni-solaire ... 24
c. Hauteur de l‟instrument ... 25
d. Correction de dérive ... 25
e. Valeur absolue de la pesanteur ... 26
7.3. Calcul de l‟anomalie de BOUGUER ... 26
a. Correction de la latitude ... 26
b. l‟anomalie à l‟air libre ... 26
c. Anomalie de Bouguer ... 27
7.4. Anomalie de Bouguer complète ... 27
7.5. Correction de terrain ... 28
7.6. La Précision : ... 31
8. Carte de l‟anomalie de Bouguer ... 32
9. Carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 1 ... 33
3 | P a g e
10. Carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 2 ... 34
11. Carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 3 ... 35
12. Cartes des prolongées ... 36
13. Carte de la différence entre l‟anomalie de Bouguer et la prolongée à 100m ... 38
14. Carte du gradient vertical ... 40
15. Carte de la dérivée seconde ... 41
16. Cartes des gradients horizontaux ... 42
17. Carte des axes gravimétriques ... 44
18. Détermination de la profondeur des sources à partir de la méthode d‟Euler 3D 44 19. Sismicité de la région d‟étude ... 46
20. Modélisation et inversion 2D des données gravimétriques ... 48
21. Modélisation et inversion 3D des données gravimétriques ... 50
22. Conclusion et recommandations ... 51
Bibliographie ... 52
Figure 1. Localisation du bassin de la Mitidja . ... 6
Figure 2. Stations de mesures gravimétriques délimitant la zone d‟étude. ... 7
Figure 3. Carte structurale de la région d'Alger ... 8
Figure 4. Carte morphogéologique du bassin de la Mitidja et ses environs ... 9
Figure 5. L‟équipe de terrain ... 12
Figure 6. Le gravimètre CG-3 utilisé sur le terrain. ... 13
Figure 7. Matérialisation des stations de mesures gravimétrique sur terrain. ... 14
Figure 8. Fichier brute du gravimètre CG-3. ... 15
Figure 9. Histogramme des fréquences cumulées de l‟écart type des réitérations. ... 16
4 | P a g e
Figure 10. Positionnement des satellites autour de la terre. ... 17
Figure 11. Station GPS de référence……….18
Figure 12. Récepteur GPS mobile……….18
Figure 13. Positionnement des différentes bases GPS ... 19
Figure 14. Base GPS de Club des Pins.. ... 20
Figure 15. Base GPS de Boufarik……….20
Figure 16. Base GPS de Chebli. ... 20
Figure 17. Base GPS d‟Oued El Alleug………20
Figure 18. Base GPS de Mahelma. ... 20
Figure 19 . Base GPS de Douaouda……….. .20
Figure 20. Base GPS de Khrecia………...20
Figure 21. Base GPS de Bousmail. ………20
Figure 22. Logiciel de traitement GPS. ... 21
Figure 23. Histogramme des fréquences des réitérations GPS. ... 22
Figure 24. Détermination de la densité en utilisant la méthode de Parasnis. ... 23
Figure 25. Détermination de la densité en utilisant la méthode des triplets. ... 24
Figure 26. Principe de mesure SRTM. ... 28
Figure 27. MNT utilisé pour la correction de terrain ... 29
Figure 28. Méthode de calcul pour la zone proche. ... 29
Figure 29. Méthode de calcul pour la zone intermédiaire. ... 30
Figure 30. Méthode de calcul pour la zone lointaine. ... 30
Figure 31. Carte de l‟anomalie de Bouguer ... 32
Figure 32. Carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 1. ... 33
Figure 33. Carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 2. ... 34
5 | P a g e
Figure 34. Carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 3 ... 35
Figure 35. Carte de l‟anomalie prolongée à 200m ... 36
Figure 36. Carte de l‟anomalie prolongée à 500m ... 37
Figure 37. Carte de l‟anomalie prolongée à 3000m. ... 38
Figure 38. Carte de la différence entre l‟anomalie de Bouguer et prolongée à 100m. . 39
Figure 39. Carte du gradient vertical ... 40
Figure 40. Carte de la dérivée seconde ... 41
Figure 41. Carte du gradient horizontal suivant X. ... 42
Figure 42. Carte du gradient horizontal suivant Y ... 43
Figure 43. Carte des axes gravimétriques ... 44
Figure 44. Solution d‟Euler ... 45
Figure 45. Carte de la sismicité de la région d‟étude sur fond topographique. ... 46
Figure 46. Carte des répliques du séisme d‟Ain El Bénian 1996 ... 47
Figure 47. Carte synthétique des mouvements subverticaux ... 48
Figure 48. Profil de modélisation 2D. ... 49
Figure 49. Modèle 2D traversant le bassin de la Mitidja. ... 49
Figure 50. Modélisation et inversion de l‟anomalie du Pli du Sahel. ... 50
Figure 51. Carte de positionnement des différents modèles inversés ... 51
Tableau 1. Positionnement et G0 des bases gravimétriques. ... 14
Tableau 2. Différentes bases GPS utilisées dans l‟acquisition de données. ... 19
6 | P a g e 1. Présentation générale de la région et but de l’étude
Située dans la zone d'Alger, la plaine de la Mitidja se présente comme une vaste dépression recouverte par des dépôts alluvionnaires d'âge Quaternaire. Elle correspond à un bassin allongé Est-Ouest de 100 km environ de long et de 20 km de large (Figure 1). La bordure méridionale orientée E-W puis NE-SW, est représentée par l'Atlas Blidéen dont le relief est de 1500 m environ. Sa bordure nord est formée par l'anticlinal du Sahel dont l'altitude maximale n'excède pas les 200 m. Cette plaine est légèrement inclinée du Sud vers le Nord. L'altitude moyenne dans la bordure Sud est de 200 m environ alors que dans la cluse du Mazafran, celle-ci est de 14 m. Cette pente est soulignée par le réseau hydrographique qui est dominé par les affluents qui s'écoulent de la bordure septentrionale de l'Atlas Blidéen en direction du Sahel vers la cluse de l'oued Mazafran (Boudiaf, 1996).
Les oueds de la Chiffa et de Bou Roumi, de direction N-S, se rejoignent pour former l'oued Mazafran qui traverse l'anticlinal du Sahel, au niveau de la cluse du Mazafran pour se jeter ensuite dans la mer Méditerranée.
Figure 1. Localisation du bassin de la Mitidja (image googlemaps).
Les massifs primaires du Chenoua et d'Alger et l'Atlas de Blida dominent l'ensemble de cette région. Toutefois, la profondeur du substratum au centre du bassin ainsi que les épaisseurs du Quaternaire demeurent inconnues. Au centre du bassin, aucun sondage n'a atteint la base du Quaternaire. Aussi, aucune campagne géophysique profonde n'a été faite jusqu'à présent.
Le but de cette étude est de fournir des éléments d‟appréciation sur la nature, l‟organisation, la structuration des ensembles géologiques qui constituent les terrains sur la partie occidentale de la Mitidja.
Notre intérêt sera focalisé sur les zones qui montrent une activité sismique et qui ont fait l'objet de plusieurs travaux géologiques. Il s'agit de la bordure septentrionale qui correspond à l'anticlinal du Sahel ainsi que la jonction de celui-ci avec le massif de bouzareah.
7 | P a g e Pour cela nous avons choisi la méthode gravimétrique pour définir les axes structuraux et les limites des structures ainsi que leurs dimensions.
2. Cadre géographique
D‟un point de vue administratif, La zone d‟étude est située dans les wilayas d‟Alger, Blida et Tipaza. Elle englobe les cartes topographiques 1/50000 de Chéraga et de Koléa, avec une extension vers les piedmonts de Blida. Les deux cartes concernées par cette étude géophysique ont au total une superficie de 800 Km².
Les stations de mesure sont localisées sur un assemblage de cartes topographiques au 1/50000 du bassin de la Mitidja (Figure 2).
D‟une manière générale, la région d‟étude est traversée par des routes principales à grande circulation (RN) et secondaires (CW), des pistes et des chemins carrossables ainsi que des sentiers. Cependant, l‟accès à certaines zones et à certains endroits peut s‟avérer difficile de part la nature de la zone (terrain privé, terrain gouvernemental, oueds, terrains cultivés,...etc). Dans ces zones, les mesures ont été faites à pied ou bien avec des d‟autorisations.
Figure 2. Stations de mesures gravimétriques délimitant la zone d’étude.
3. Tectonique de la région du Sahel
Le Sahel localisé à l'Ouest d'Alger, est situé entre les massifs internes du Chenoua et d'Alger. Ses reliefs peu imposants persistent jusqu'à son extrémité occidentale dans la région de Nador. Il forme la bordure nord de la plaine de la Mitidja. Il s'agit d'une structure anticlinale pliocène (Plaisancien) allongée sur plus de 70 km le long de la côte. Le flanc nord présente un système de terrasses marines d'âge Pléistocène, disposées en gradins dont l'altitude varie de 18m pour la plus récente à 160 m pour la plus ancienne. La carte géologique au 1/50 000 (Aymé, 1962) et les travaux de Saoudi (1989) montrent l'existence de trois paliers
8 | P a g e morphologiques correspond à un palier tyrrhénien de 10 à 25 m d'altitude, un palier sicilien entre 60 et 160 m et enfin un palier calabrien entre 160 et 200 m. (Boudiaf, 1996)
Saoudi (1989) note que dans la région nord, située à 4 km à l'Est de Tipasa, les marnes plaisanciennes de pendage régulier de 7°N, supportent une terrasse marine sicilienne complètement démantelée alors que plus à l'Est, cette dernière est inclinée normalement de l'altitude 30 m jusque 120 m.
Cette disposition est liée au soulèvement de l'anticlinal du Sahel. Ceci a favorisé le plissement et la fracturation de la dalle sicilienne dont les blocs se mettent à glisser sur une pente devenue de plus en plus raide. Ces déformations montrent l‟existence de mouvements tectoniques quaternaires qui affectent l‟ensemble des unités qui forment les terrasses du flanc nord du sahel.
Glangeaud et al. (1952) avait déjà reconnu l'existence d'une importante déformation dans la région de Mahelma (Figure 3) où les terrasses marines qui forment un palier régulier à l'Est de cette région, sont complètement déformées et redressées à la verticale. Il montre l'existence de plusieurs anticlinaux post-astiens notamment l'existence d'un pli anticlinal dans l'axe Mahelma-Ouled Fayet selon une direction N40° et un autre entre Mahelma et Birtouta à El Harrach selon une direction WSW-ENE. Glangeaud démontre ainsi l'existence d'une phase tectonique post-astienne compressive. Ces mouvements ont continué pendant le Quaternaire (Boudiaf, 1996).
Figure 3. Carte structurale de la région d'Alger (modifiée d'après Yelles et al., soumis, Kieken, 1962, Wildi, 1983, et Boudiaf, 1996). SA : anticlinal du Sahel, BF: faille de Blida,
ThF: faille de Thénia, MF: faille de Mahelma, X: socle métamorphique kabyle, zones internes, F: Flyschs, omk: Oligo-Miocène Kabyle, c: Crétacé, m: Miocène, q:
Quaternaire, p: Pliocène, v: volcanisme. (Domzig, 2006)
Dans ce travail, nous présentons une synthèse stratigraphique des dépôts du bassin de la Mitidja basée sur les travaux antérieurs réalisés dans cette région. Une carte géologique synthétique est ainsi présentée (figure 4).
9 | P a g e Le massif de Blida fait partie des zones externes de la chaîne alpine tellienne en Algérie. Il se situe au Sud des massifs internes (Chenoua, Alger et Kabylie) dont il est séparé par la dépression de la Mitidja.
Les massifs d'Alger et du Chenoua forment les affleurements du socle primaire. Les niveaux autochtones à parautochtones d'âge crétacé forment des anticlinaux orientés NE-SW (massif de Blida) dont la déformation est liée aux différentes phases tectoniques post nappes.
Dans la bordure sud de la plaine les niveaux autochtones chevauchent le Miocène post-nappe, le Pliocène supérieur marin et le Villafranchien. L'anticlinal du Sahel d'Alger présente les principaux affleurements du Pliocène supérieur marin. Les niveaux villafranchiens et alluvionnaires du Quaternaire récent forment la plaine de la Mitidja.
Figure 4. Carte morphogéologique du bassin de la Mitidja et ses environs, (Guemache, 2010) (données topographiques SRTM-3 et carte géologique d’Algérie au 1/500'000).
Seuls les terrains géologiques sont mentionnés, les failles majeures n’étant pas représentées. 1 : Terrains métamorphiques ; 2 : Socle primaire ; 3 : Trias ; 4 : Jurassique ; 5 : Crétacé ; 6 : Eocène ; 7 : Oligocène ; 8 : Miocène anté-nappes ; 9 :
Miocène post-nappes ; 10 : Pliocène ; 11 : Villafranchien ; 12 : Calabrien ; 13 : Quaternaire marin ; 14 : Quaternaire continental ; 15 : Magmatisme indifférencié.
- Le Socle interne
Il affleure principalement à Alger et au Chenoua. A Alger il est connu sous l'appellation du "massif de Bouzaréah". Il est constitué d'un socle gneissique fortement métamorphisé (gneiss oeillé, gneiss fin), surmonté par une série de schistes faiblement métamorphique (séricitoshistes et chloritoschistes).
10 | P a g e - Le Mésozoïque
On peut distinguer
- les calcaires de l'oued Sidi El Kebir : calcaire massif, cristallins d'âge jurassique - calcaires et grès de la Chiffa d'âge néocomien à aptien
- flyschs argilo-gréseux de Takitoun d'âge albien.
- flysch (marnes et calcaires) d'âge albien supérieur à sénonien.
- Le Miocène post-nappe
Dans la région de Blida, le Miocène est bien développé dans le secteur de Hammam Melouane. Il s'agit principalement des séries post-nappes suivantes:
- des conglomérats rouges azoïques de 200 m d'épaisseur. Il a été attribué avec doute au Miocène continental d'âge Burdigalien supérieur (Lepvrier et Magné,1975).
- une série marine qui débute par des calcaires massifs très riches en faune dont l'épaisseur varie de 50 à 200 m. Ce niveau est surmonté par des marnes grises riches en huîtres dont l'épaisseur est de 100 m environ. Ces niveaux marins sont parfois entrecoupés par des niveaux éruptifs calco-alcalins datés de -15,9 M.a. (Burdigalien sup) et -8,9 M.a. (Tortonien) (Bellon, 1976).
- Le Pliocène
Après maintes controverses quant à l'âge de ce niveau, Dalloni (1940) a établi l'âge plaisancien des marnes grises du Sahel d'Alger. Les travaux de Glangeaud et al. (1952) montrent que le faciès astien argilo-sableux termine l'épisode pliocène. Selon Bonneton (1979), dans la Mitidja, le Pliocène repose en discordance sur le Miocène post-nappes plus plissé.
a/ Le Plaisancien
Il est formé par d'importants affleurements de marnes grises qui sont parfois entrecoupés par quelques bancs de grès glauconieux. Son épaisseur a été estimée à 1000 m environ (Glangeaud et al., 1952). Au plan morphologique, ce niveau forme la morphologie très vallonnées des "collines d'Alger" situées à l'Ouest d'Alger.
b/ L'Astien
Composé de plusieurs faciès, il est séparé du Plaisancien par un niveau repère glauconieux de 4 m à quelques centimètres d'épaisseur. Le faciès marno-sableux jaunâtre à blanchâtre est le plus répandu et les fossiles sont très abondants. Le faciès calcarogréseux est représenté par de larges dalles fossilifères (bivalves et gastéropodes). Le faciès gréseux à sableux termine le niveau astien. Son épaisseur est de 30 m environ.
Dans la bordure sud du bassin, entre Bouinan et Soumâa, les affleurements de ces niveaux sont très peu développés. Le seul affleurement de Pliocène dans la région de Soumâa, montre des niveaux sableux à pendage 45°N (Bonneton, 1979). Plus à l'Est, il est présent dans
11 | P a g e la région de Meftah où ces niveaux ont des pendages de 75°N et sont parfois fortement redressés presque à la verticale.
- le Quaternaire
Mis à part les dépôts alluviaux de la plaine de la Mitidja dont on ne connait pas l'épaisseur, le Quaternaire est également représenté par des terrasses marines en gradins localisées sur le flanc nord du Sahel.
Ces terrasses sont représentées par des dalles calcaires à calcaro-gréseuses riches en faune. Ces terrasses ont été très bien décrites par Saoudi (1989). Leur disposition en gradins (dalle tyrrhénienne à 10 m environ; dalle sicilienne à 60 m environ et la dalle calabrienne à 185 m) correspond vraisemblablement à des soulèvements tectoniques du Sahel (Saoudi, 1989).
le Villafranchien
Ce niveau repose en discordance sur les niveaux gréseux de l'Astien et représentent les premiers remblaiements Villafranchiens dans la plaine de la Mitidja (Glangeaud et al.,1952).
Il est présent dans la bordure sud dans la région de Bouinan où il est fortement plissé avec des pendages de 60 à 80°N. Il est formé par une succession de niveaux décimétriques de conglomérats et sables non consolidés.
4. Aperçu théorique de la méthode gravimétrique
Le principe de la prospection gravimétrique est de mesurer la variation du champ de pesanteur. L'interprétation des anomalies gravimétriques, causées par les hétérogénéités de la densité et de l'épaisseur de la croûte, permet de distinguer les structures géologiques.
L'objectif de l'interprétation est de retrouver les caractéristiques des sources (forme, profondeur, dimensions, densité, etc.) responsables des anomalies significatives à partir des données mesurées sur le terrain.
Les mesures relatives de gravité visent à déterminer les variations de l‟accélération de la pesanteur g d'une station à une autre. La variation de g pour chaque station est mesurée par rapport à une station de base. Les mesures gravimétriques sont réalisées en utilisant un gravimètre. Le gravimètre le plus simple est un pendule dans lequel une masse est suspendue à un ressort. La variation de g entre deux endroits cause un allongement du ressort. Comme l'allongement du ressort est proportionnel à la gravité, la variation de g entre la base et les stations successives permet la détermination de la valeur de g pour chaque station.
Les mesures gravimétriques sont corrigées des effets de la latitude, de l'altitude, de l‟effet du relief environnant ainsi que des effets astronomiques et de la marée terrestre. Pour cela, nous avons besoin de connaitre, avec précision, les coordonnées de chaque station de mesure. Ces corrections permettent d‟établir la carte de l‟anomalie de Bouguer sur laquelle sont mises en évidence les anomalies gravimétriques à étudier.
Durant ce travail, 1289 stations de mesures gravimétriques sont réalisées, à l‟aide de gravimètres de type Scintrex CG3. Le positionnement des stations a été effectué par GPS (Global Positionning System) différentiel bi-fréquence.
12 | P a g e L‟interprétation a permis de corréler les différentes anomalies gravimétriques aux données géologiques. Un ensemble d‟axes structuraux a été mis en évidence, ils coïncident avec les failles et les contacts anormaux, tel qu‟il est représenté sur la carte des axes gravimétriques. Ce travail nous a permis de mieux comprendre, de mieux schématiser les évolutions du bassin de la Mitidja et d‟apporter des preuves physiques aux observations géologiques.
5. Acquisition des données gravimétriques
Les mesures ont été acquises au cours de cinq campagnes de mesures entre 2006 et 2010. Les mesures gravimétriques et topographiques ont été effectuées en même temps en chaque station (figure5). Cette longue période s‟explique par la difficulté de faire une campagne sans interruption, essentiellement à cause des moyens humains et matériels.
Figure 5. L’équipe de terrain.
Les instruments utilisés pour l‟acquisition des mesures gravimétriques sont deux gravimètres Scintrex de type CG-3 (figure 6) ; l‟un de l‟USTHB un micro-gravimètre noté Mig et l‟autre du CRAAG noté Crag.
13 | P a g e Figure 6. Le gravimètre CG-3 utilisé sur le terrain.
Ces gravimètres ont été étalonnés une première fois avant la première campagne à partir des bases d‟étalonnage gravimétriques de Bouzaréah. Ensuite un étalonnage a été effectué avant chaque campagne de mesures.
L‟exécution des mesures d‟étalonnage a toujours suivi le même protocole, à savoir l‟occupation successive des 2 bases, en cinq liaisons c‟est à dire A-B-A-B-A-B. Ceci nous permet de déterminer 6 deltas G. En chaque base, nous effectuons 3 séries de 60 mesures, si une des séries présente un écart supérieur à 10 microgals par rapport aux autres mesures, une autre série de mesures est effectuée. Après la correction lunisolaire, nous déterminons les différents deltas G. En calculant par interpolation linéaire les lectures qu‟on aurait pu avoir simultanément avec le même gravimètre à deux bases gravimétriques différentes. Le coefficient de calibration K du gravimètre est calculé par le rapport entre les deltas G connus et les deltas G mesurés K = dGa/dGm
L‟écart quadratique a toujours été inférieur à 10 microgals.
Les coefficients de calibration déterminés après étalonnage sont : KCrag =0,999907 et KMig = 0,999041.
Nous remarquons, d‟une part, que cette constante est proche de 1 et, d‟autre part, que ce coefficient n‟a pas varié au cours des différents étalonnages.
Pour permettre de suivre l‟évolution de la dérivé du gravimètre et la qualité de ces mesures, il est nécessaire de réoccuper une station connue en G (base) avec une périodicité inférieure à 4 ou 5 heures. Pour cela, il est impératif d‟avoir aux alentours de la zone d‟étude des bases gravimétriques dont la valeur de G est connue avec une bonne précision ou bien, d‟installer soi-même un réseau de bases. Ces dernières doivent être bien réparties sur la zone d‟étude pour que l‟nous puissions y revenir rapidement. Dans notre étude nous avons utilisé le réseau de base déjà installé après le séisme de Zemmouri 2003 par Fodhil-Bey (Fodhil Bey, 2005).
14 | P a g e Les bases sont celles de :
bases X
(lambert) Y(lambert) φ λ G0
Bouzaréah 529689 388378 36,79628 3,03274 979900,517 Chéraga 523250 385211 36,76791 2,96048 979925,960 Zéralda 512930 378536 36,70794 2,84475 979921,350 Koléa 506839 371430 36,64394 2,77650 979872,250 Douéra 521768 374023 36,66710 2,94356 979863,190 Baba Ali 531718 373184 36,65926 3,05486 979881,390 Boufarik 518842 363654 36,57369 2,91057 979856,310
Tableau 1. Positionnement et G0 des bases gravimétriques.
Le tableau 1 résume l‟ensemble des informations spécifiques aux différentes bases gravimétriques utilisées lors de la campagne de mesures :
Ce réseau de bases local a été rattaché à la base absolue d‟Alger (CRAAG, Bouzaréah).
La majorité des stations de mesures gravimétriques ont été matérialisées à l‟aide de peinture rouge sur le sol (figure 7). Les empreintes du trépied du gravimètre ainsi que la position de son milieu et le numéro de la station ont été marqués.
Figure 7. Matérialisation des stations de mesures gravimétrique sur terrain.
Les mesures gravimétriques sont réalisées à l‟aide d‟un gravimètre Scintrex de type CG-3, cité précédemment. Après le nivellement de l‟appareil par les niveaux galvanométriques et digitaux, les mesures sont faites automatiquement. Les petites erreurs d‟horizontalité sont corrigées automatiquement. Pour chaque mesure, un contrôle statistique est effectué. Les valeurs jugées en dehors d‟une certaine limite de sensibilité sont automatiquement éliminées. La dérive instrumentale est directement compensée par
15 | P a g e l‟introduction d‟un coefficient de dérive préalablement évalué lors des tests de réglage du gravimètre.
Les données numériques sont alors, stockées dans la mémoire du gravimètre.
Le fichier enregistré (figure 8) comprend pour chaque journée réalisée les informations suivantes :
- une têtière sur laquelle sont données les informations spécifiques sur les différentes constantes de calibration du gravimètre, les coordonnées géographiques moyennes de la région d‟étude, les numéros de série du gravimètre, de l‟opérateur ainsi que de la campagne.
- les données proprement dites des stations gravimétriques effectuées.
Ainsi, pour chaque station, nous avons : - le numéro de la station
- la mesure relative gravimétrique - la déviation standard de la mesure
- les valeurs du contrôle de l‟horizontalité (« Tilt » X et tilt Y) liées au nivellement - le coefficient de température
- la valeur de la correction luni-solaire - le nombre de mesures rejetées - la durée de la mesure
- l‟heure locale d‟enregistrement de la mesure Un exemple de fichier est donné ci-après.
Figure 8. Fichier brute du gravimètre CG-3.
16 | P a g e Aussi, la numérotation de chaque station est composée de deux parties. Si on prend à titre d‟exemple la station 41645, nous pouvons lire 41 qui est l‟indicatif de la carte topographique 1/50000 de Koléa et 645 le numéro d‟ordre de la station.
Les stations de mesures ont été choisies à l‟aide d‟un GPS de navigation en fonction des accès sur terrain, en respectant les limites des distances entre stations fixées, à savoir 1000 m ± 200 m. Aussi, il a été tenu compte des inégalités topographiques afin de minimiser les corrections de relief, surtout, des zones proches. A cet effet, l‟opérateur a estimé sur terrain à l‟aide d‟un inclinomètre les dénivelées moyennes des zones proches de Hammer (Hammer, 1939) (A et B de 0 à 53 m).
Le nombre de mesures effectués est de 1289 avec 63 répétitions.
Chaque opérateur prend systématiquement la hauteur du gravimètre pour la réalisation des corrections de Bouguer.
Le premier contrôle de la précision des mesures est lié à la répétitivité des valeurs lors de l‟acquisition. Pour cela, l‟opérateur réalise en une seule station deux séries de mesures de 30 secondes, de façon que l‟écart, entre les mesures, ne dépasse pas les 10 microgals.
Cependant, si celui-ci est supérieur à cette valeur l‟opérateur effectue une troisième, voire même plus de mesures. Par ailleurs, l‟opérateur est tenu de veiller au bon déroulement de l‟acquisition par le choix de l‟environnement de la station. Dans certains cas, les opérateurs ont dû changer d‟emplacement à cause de la proximité de sources de bruit.
Aussi, un autre contrôle de la qualité des mesures est donné par la dérive instrumentale journalière, définie pour chaque gravimètre. Celle-ci est inférieure à 30 micros gals/heure. Par ailleurs, la dérive de la fermeture à la base permet de vérifier la précision des mesures. Dans notre cas, le plus souvent, deux fermetures sont réalisées : une à la mi-journée et l‟autre en fin de journée. L‟exception pour une seule fermeture est faite, lorsque les mesures sont effectuées à pied et où la station base se situe loin de la zone de travail. Enfin, le dernier contrôle est lié aux réitérations des mesures. Celles-ci, qui ne doivent pas être inférieures à 5%, sont exécutées le lendemain des mesures. L‟écart entre deux points réitérés est toujours inférieur à 0.03 mgals. Aussi, pour les mesures réitérées, la précision des mesures est telle que l‟écart quadratique est égale à 0.02 mgals pour les 63 points réoccupés. Un histogramme des fréquences cumulées de l‟écart type des réitérations est donné en figure 9.
Figure 9. Histogramme des fréquences cumulées de l’écart type des réitérations.
0 10 20 30
0-20 20-40 40-60 >60
Fréquence
Ecart type
Statistiques de précision des mesures gravimétrique
Déviation standard
17 | P a g e 6. Acquisition topographique
La détermination des coordonnées (Longitude, latitude et altitude) des stations est extrêmement importante en gravimétrie. En plus du rôle de positionnement, ces coordonnées sont nécessaires pour corriger la gravité. Ces corrections sont surtout sensibles à la variation de l‟altitude. Ainsi, une erreur importante dans la mesure des élévations introduit une erreur dans la valeur corrigée de la gravité qui peut être de l'ordre des anomalies recherchées.
Les méthodes de positionnement classique (théodolite et niveau) sont inadaptées et peu précises pour la configuration des stations de cette campagne, nous avons alors utilisé un système fiable et précis de mesure de coordonnées : le GPS (Global Positionning System).
Le GPS est un système de localisation par satellite mis en place par le département américain de la défense dans les années 1970. Il permet de déterminer les coordonnées géographiques d'un point (latitude, longitude et altitude). Les coordonnées d'un point sont obtenues en mesurant, à l'aide de signaux radar, sa distance par rapport à un certain nombre de satellites et en appliquant le principe de triangulation. Le système est composé d'une constellation de satellites suffisamment nombreux (24 satellites orbitant à 20000 Km d'altitude, répartis sur 6 plans orbitaux (figure 10)). Quatre satellites au moins sont nécessaires pour établir les coordonnées x, y et z de ce point. Pour des raisons de sécurité, le département américain de la défense a jusqu'à maintenant brouillé les signaux des satellites. Du fait de ce brouillage, la position d'un point déterminée à l'aide d'un appareil de terrain ne pouvait être connue qu'à 20 m près.
Figure 10. Positionnement des satellites autour de la terre.
Le développement de la technique de correction différentielle a permis de réduire les effets du brouillage pour arriver à une précision centimétrique. Ce type de positionnement est fondé sur l‟utilisation d‟au moins deux récepteurs GPS, observant simultanément les signaux de satellites. Un des récepteurs est installé en un point connu. Le second récepteur statique ou mobile détermine sa position en même temps que le récepteur de référence. La différence de positions entre les coordonnées réelles et les coordonnées mesurées permet de déterminer le décalage en x, y et z. Ce décalage à un moment „t‟étant connu, la correction à appliquer à la mesure effectuée par un récepteur mobile de terrain à un même moment t est alors connue.
i i i
i X Y Z
R , ,
; rj
X j,Yj,Zj
; i j ij r R
; B R2 R1
18 | P a g e Tel que Ri : est la distance entre le centre de la terre et le récepteur i.
ij : est la distance entre le satellite j et le récepteur i rj : est la distance entre le centre de la terre et le satellite j B : est la distance entre les deux récepteurs.
La précision du positionnement dépend de la précision de la position des satellites, de la précision de la mesure, de la distance satellite - récepteur (précision instrumentale, du type de mesure, durée d‟observation, correction d‟observation), de la géométrie des satellites, des dégradations volontaires et des calculs effectués.
Le matériel de positionnement par satellites est composé de deux récepteurs GPS (figure 11, figure 12) : l‟un pour la référence et l‟autre mobile. Nous avons utilisé deux types de GPS :
- Ashtech Z12 bi-fréquences.
- Leica 1200 Pro bi-fréquences.
Figure 11. Station GPS de référence. Figure 12. Récepteur GPS mobile.
La technique GPS utilisée est le système GPS différentiel où deux récepteurs sont exploités, l‟un est immobile servant de base de référence et l‟autre mobile se déplace sur les stations. Les coordonnées des stations sont calculées relativement aux coordonnées de la station du récepteur immobile (Base). Les différentes bases GPS ont été rattachées au réseau GPS mondial via la station permanente d‟El Marsa (figure 13).
Pour ce faire, un réseau de base GPS (tableau 2) a été réalisé avant le début de la campagne des mesures gravimétriques. Par commodité, les bases GPS ont été installées sur les toits des édifices publics tels que Daira, APC et protection civile. Les bases ont été construites en béton armé avec une référence en bronze (figure 14-21). Les lignes de base des références GPS sont de l‟ordre de dix Kilomètres maximum. Le GPS était stationné en
19 | P a g e continu pendant toute la durée de l‟acquisition au niveau de la base, la cadence des mesures était 5 secondes.
BASE GPS X Y Z latitude longitude
EL MARSA 522566,74 4073778,56 88,42
BOUZAREAH 502968,85 4072255,72 388,46 36° 47' 46,01610" N 3° 01' 59,80134" E CLUB DES PINS 489532,95 4069435,12 58,75 36° 46' 14,28769" N 2° 52' 57,76482" E MAHELMA 488578,06 4059157,66 250,46 36° 40' 40,70946" N 2° 52' 19,79814" E BOUFARIK 492151,60 4047396,22 110,14 36° 34' 19,13470" N 2° 54' 44,21235" E CHEBL 500795,38 4047947,69 115,95 36° 34' 37,14727" N 3° 00' 32,00495" E BOUSMAIL 472924,15 4056117,78 60,11 36° 39' 0,91424" N 2° 41' 49,47822" E DOUAOUDA 481269,69 4058725,82 172,88 36° 40' 26,27770" N 2° 47' 25,37587" E KHRECIA 498450,05 4059057,24 226,82 36° 40' 37,69314" N 2° 58' 57,55145" E OUED EL ALLEUG 481207,63 4045328,02 105,33 36° 33' 11,46333" N 2° 47' 24,05543" E
Tableau 2. Différentes bases GPS utilisées dans l’acquisition de données.
Ce réseau de base a été utilisé en partie et enrichi avec d‟autres bases pour l‟étude de la déformation au niveau du bassin de la Mitidja (Bacha, 2007).
Aussi, nous avons employé la projection UTM associée au référentiel géodésique WGS84, donc l‟ellipsoïde IAG GRS 1980 pour les différents calculs de positionnement.
Figure 13. Positionnement des différentes bases GPS sur carte topographique 1/200 000.
20 | P a g e
Figure 14. Base GPS de Club des Pins. Figure 15. Base GPS de Boufarik.
Figure 16. Base GPS de Chebli. Figure 17. Base GPS d’Oued El Alleug.
Figure 18. Base GPS de Mahelma. Figure 19 . Base GPS de Douaouda.
Figure 20. Base GPS de Khrecia. Figure 21. Base GPS de Bousmail.
21 | P a g e Le récepteur mobile est transporté de station en station. A chaque station, après avoir centré le récepteur sur le gravimètre, il est nivelé. Ensuite, la hauteur du trépied est mesurée à l‟aide d‟un mètre ruban. L‟observation dure au minimum 10 minutes avec un pas d‟échantillonnage de 5 secondes et ceci dans les meilleures conditions, c‟est à dire un maximum de satellite, un bon GDOP (indicateur de la géométrie de la constellation des satellites) et une petite distance entre les deux récepteurs. Dans le cas défavorable la durée d‟observation peut atteindre une demi-heure.
Après téléchargement des fichiers du récepteur sur l‟ordinateur, le logiciel de traitement des données GPS Ashtech Solutions 2.70 (figure 22) permet de calculer les positions des différents points, par rapport aux coordonnées de la base. Il calcule d‟abord les vecteurs différences entre les deux récepteurs (dX, dY et dZ). Ensuite, il calcule par rapport à la base de référence les coordonnées des stations. Au cours du traitement, plusieurs erreurs et ambiguïtés sont levées par un choix judicieux des satellites ou des époques de mesures. Le calcul nous fournit un tableau: un fichier brut mobile, un fichier brut fixe, un point de contrôle, le calcul des vecteurs et les coordonnées des points avec leurs précisions internes.
Figure 22. Logiciel de traitement GPS.
Le logiciel (figure 22) nous fournit la précision des mesures basée sur la statistique des observations. Cette précision est inférieure à la dizaine de millimètres. Nous ne nous sommes pas contentés de cette précision interne, mais nous avons recherché aussi la répétitivité de nos mesures en une même station à des époques différentes, de cet échantillon représentatif de la population de nos mesures, nous obtenons un histogramme régi par une loi gaussienne.
Les deux tiers des mesures présentent un écart type inférieur à 10 cm. Un histogramme des fréquences cumulées de l‟écart type des réitérations est donné (figure 23).
22 | P a g e Figure 23. Histogramme des fréquences cumulées de l’écart type des réitérations GPS.
7. Traitement des données gravimétriques
Le but des mesures gravimétrique est de connaitre la distribution de la densité dans le sous sol, pour cela, l‟anomalie de Bouguer qui est la différence entre la distribution de la densité réelle d‟une part et la distribution de la densité d‟une terre de référence homogène est calculée. Ce calcul nécessite essentiellement la connaissance de la latitude, de l‟altitude et de la densité de correction. Si les deux premiers facteurs sont déterminés par mesures topographiques, la densité est déterminée par plusieurs méthodes.
7.1. Choix de la densité
Cette densité représente la densité moyenne des roches de la zone d‟étude. Elle est choisie de façon à ce que l‟anomalie de Bouguer reflète l‟effet gravimétrique des éventuelles structures présentant des contrastes de densité en profondeur et non la topographie du terrain.
Lorsque la densité de correction est bien choisie, la carte d‟anomalie de Bouguer n‟est plus corrélée à la topographie et reflète les variations de densité dans le sous sol (H.
Gunawan, 2005). Les roches affleurantes ne sont pas forcément représentatives de l‟ensemble des roches d‟une zone d‟étude donnée. Par conséquent, la moyenne des mesures de densité effectuées en laboratoire ne peut pas être utilisée comme densité de correction.
Il est possible alors de recourir aux mesures gravimétriques elles-mêmes sous certaines conditions (Dubois et Diament, 1997). Si d‟après la géologie, le terrain est homogène sous un relief topographique donné (ce qui suppose que le relief ne soit dû qu‟à l‟érosion), on peut alors énoncer le problème posé de la façon suivante : trouver la densité pour laquelle l‟effet de la topographie soit minimal sur l‟anomalie de Bouguer. La méthode Parasnis (1952) est la plus probable. L‟hypothèse de cette méthode suppose une densité homogène de la région d‟étude, sans composante régionale trop importante. L‟approche pour
23 | P a g e trouver la bonne densité revient à déterminer la valeur de densité telle que l‟anomalie de Bouguer soit statistiquement nulle (Mikhailov, V., 2004) :
gobs – gth + 0,3086 h= ρ (0,0419 h – Ct) tel que Ct est la correction de terrain.
Le résultat de cette équation linéaire de pente ρ (densité) est donné sur la figure 24 :
Figure 24. Détermination de la densité en utilisant la méthode de Parasnis.
La pente de la droite qui reflète la densité moyenne des terrains prospectés est ρ = 2.45. Nous remarquons que les points ne sont pas tout à fait alignés sur une même droite. Ceci est lié à un terrain non homogène. En effet, la zone d‟étude est constituée de deux domaines : l‟un dense (massif de Bouzaréah) de densité 2.6 et l‟autre moins dense (bassin de la Mitidja) de densité 2.2 environ.
Aussi, la méthode des triplets (Figure 25) qui consiste à chercher des groupements de trois points de mesure alignés et à peu près équidistants, tel que le point central présente une dénivelée importante par rapport aux points extrêmes, donnera des valeurs distinctes entre la densité du bassin et celle du massif selon le choix de la position du triplet.
La méthode de Nettleton, (1976) qui n‟a pas été appliquée renseignera exclusivement sur la densité du massif vu que les courbes de comparaisons seront effectuées sur le massif de Bouzaréah essentiellement. En effet, cette méthode demande une importante dénivelée entre les points de mesures. Le bassin de la Mitidja présente un relief topographique assez calme.
24 | P a g e Figure 25. Détermination de la densité en utilisant la méthode des triplets.
De ce fait, nous estimons que la densité trouvée avec la méthode de Parasnis (Figure 24) est une densité moyenne acceptable à adopter pour ce genre d‟étude régionale où la densité n‟est pas homogène sur toute la superficie de la zone d‟étude. Choisir une densité spécifique pour chaque zone serait de privilégier une zone sur une autre.
Pour la suite de l‟étude, une densité de 2.4 g/cm3 est appliquée pour la correction de terrain ainsi qu‟au calcul des anomalies de Bouguer.
7.2. Calcul de la gravité absolue
Les étapes suivantes expliquent les différents traitements pour le calcul de la correction luni-solaire et la valeur absolu de la pesanteur Ga pour chaque station de mesure : a. Facteur d’échelle de l’instrument
Le facteur d‟échelle de l‟instrument corrige les lectures relatives R en milligals basé sur la constante de calibration K du gravimètre.
Rc = R * K ou,
Rc lecture corrigée en milligals.
R lecture de l‟instrument en unités de base.
K constante de calibration.
b. Correction luni-solaire
La correction luni-solaire corrige l‟effet de la position de la lune et du soleil par rapport à la position de la station de mesure. Ce changement de gravité est donné par la loi de Longman (Longman, I. M., 1959) :
Gt = 3Gr/2{2M/3dtl2
(sin2 p-1) + Mr/dtl4
(5cos3 p – 3cos p) + 2S/3Dts3
(3cos2 q-1)}
25 | P a g e où,
Gt = correction luni-solaire, p = angle zénithal de la lune, q = angle zénithal du soleil, M = masse de la lune, S = masse du soleil,
dtl = distance entre la Terre et la Lune, Dts = distance entre la Terre et le Soleil.
Et donc la correction appliqué Rt = Rc + Gt ou,
Rt lecture corrigée de la correction luni-solaire.
Rc lecture corrigée en milligals (calculée de a).
Gt la correction luni-solaire.
c. Hauteur de l’instrument
La correction de l‟effet de la hauteur h de l‟instrument est 0.308596 * h. Par conséquent, les mesures Rh corrigées de l‟effet de cette hauteur du gravimètre sont exprimées par :
Rh = Rt + 0.308596 * h où,
Rh lecture corrigée de la hauteur de l‟instrument.
Rt correction lunisolaire (calculée de b).
h hauteur de l‟instrument.
d. Correction de dérive
La correction de dérive est calculée à partir de l‟écart de fermeture entre deux bases absolues connues :
D = [(Rb2 - Rb1) - (Gb2 - Gb1)] / (Tb2 - Tb1) où,
D dérive en milligals/heure,
Rb1 lecture corrigée de la luni-solaire et de la constante de calibration au niveau de la base 1,
Tb1 temps de lecture de la base 1, Gb1 valeur absolue de la base 1,
Rb2 lecture corrigée de la luni-solaire et de la constante de calibration au niveau de la base 2,
Tb2 temps de lecture de la base 2, Gb2 valeur absolue de la base 2.
26 | P a g e e. Valeur absolue de la pesanteur
La valeur de la pesanteur au niveau de la station de mesure est donnée par la relation:
Ga = Gb1 + (Rh - Rb1) - (T - Tb1) * D ou, Ga pesanteur absolue en millligals,
Gb1 valeur de G absolue au niveau de la base 1, Rh lecture corrigée de la hauteur de l‟instrument, Rb1 lecture au niveau de la base 1,
T temps de lecture,
Tb1 temps de lecture au niveau de la base 1, D Correction de dérive en milligals/heure.
7.3. Calcul de l’anomalie de BOUGUER a. Correction de la latitude
Cette correction n‟est autre que la valeur théorique de la pesanteur au niveau de la station de mesure. Pour cela, la connaissance de la latitude φ de la station de mesure par rapport à un modèle sphérique de la terre est nécessaire. Il existe plusieurs formules de calcul parmi lesquelles nous citons :
Formule de 1930 :
Gl = 978049 * [ 1 + 0.0052884 sin2φ - 0.0000059 * sin2(2φ)] (Blakely Richard, 1995).
Formule de 1967:
Gl = 978031.846 * [ 1 + 0.005278895 sin2φ + 0.000023462 * sin4φ] (Sheriff, 1984).
Formule de 1984 :
GI = 978032.67714 * [1+0.00193185138639*sin2φ/sqrt(1-0.00669437999013*sin2φ]
(Blakely Richard, 1995).
Où, Gl valeur théorique de la pesante en milligals, φ la latitude de la station de mesure.
Dans notre étude, nous avons utilisé la formule de 1984.
b. l’anomalie à l’air libre
La correction à l‟air libre s‟effectue en corrigeant l‟effet de la correction de latitude à la valeur de la pesanteur absolue et en ajoutant la valeur de la correction d‟élévation de la station de mesure :
Gf = Ga - Gl + 0.308596 * Hs
Gf = Ga - Gl + 0.3086 * Hs (Sheriff, 1991).
Gf = Ga - Gl + (0.308767763-0.000439834*(sin2φ)-0.000000072124602*Hs)*Hs (Heiskanen and Moritz, 1967)
27 | P a g e Cette dernière formule est utilisée pour corriger l‟effet non linéaire de l‟anomalie à l‟air libre qui est une fonction de la latitude et de la hauteur par rapport au géoïde.
Avec,
Gf anomalie air libre en milligals, Ga la valeur de la pesanteur absolue, Gl correction de latitude,
Hs hauteur de la station en mètres, φ la latitude de la station.
c. Anomalie de Bouguer
D‟une façon générale, l‟anomalie de Bouguer corrige l‟anomalie à l‟air libre des effets de masses des roches situées entre le niveau de la station de mesure et le niveau du sphéroïde de référence :
Gb = Gf - 0.0419088 * [ρ*Hs + (ρw - ρ)Hw + (ρi - ρw)Hi] + Gc avec,
G
b l‟anomalie de Bouguer,G
f anomalie a l‟air libre,ρ
densité du sol en g/cm3,ρ
w densité de l‟eau en g/cm3,ρ
i densité de la glace,H
s hauteur de la station de mesure en mètres,H
w profondeur de l‟eau en mètres,H
i épaisseur de la glace en mètres,G
c correction de courbure (Bullard B), d. Correction de courbure (Bullard B) Gc:Cette correction permet de corriger l‟effet de la sphéricité de la terre. Elle tend à corriger l‟arc de la sphère en un plateau d‟épaisseur égale à l‟élévation de la station de mesure et de longueur égale à un arc (166,735 mètres). Cette correction dépend donc de l‟élévation de la station de mesure ainsi que sa latitude. La formule utilisée dans le calcul est celle de LaFehr (T.R.LaFehr, 1991).
7.4. Anomalie de Bouguer complète
L‟anomalie de Bouguer complète corrige l‟effet de la topographie au voisinage de la station de mesure.
Gcb = Gb + Gt ou,
Gcb anomalie de Bouguer complète, Gb anomalie de Bouguer,
Gt correction de terrain en milligals.
28 | P a g e 7.5. Correction de terrain
La correction de terrain utilisée est la combinaison de deux méthodes décrites par (Nagy, 1966) et (Kane, 1962). La correction est basée sur la contribution des zones proche, intermédiaire et lointaine. Pour cela, il faut un modèle de terrain régionale (MNT couvrant 100Km au-delà de la zone de mesures) et un modèle de terrain local plus précis dans la zone de mesure.
Nous avons utilisé pour la correction topographique le SRTM 90m (figure 26) pour le MNT régionale et le ASTER 30m pour la correction proche et intermédiaire. Au niveau de la mer, nous avons utilisé les données bathymétriques de la campagne MARADJA (2003) avec une résolution horizontale de 25m (figure 27).
Figure 26. Principe de mesure SRTM.
29 | P a g e Figure 27. MNT utilisé pour la correction de terrain en rouge les point de mesures de la
zone d’étude.
Pour la zone proche l‟algorithme de calcul somme les effets de quatre sections triangulaires inclinées, qui décrivent une surface entre la station de mesure et l‟élévation à chaque point diagonale (figure 28).
Figure 28. Méthode de calcul pour la zone proche.
30 | P a g e Pour la zone intermédiaire, l‟algorithme calcul l‟effet d‟un prisme (figure 29) décrit par –Nagy, 1966).
Figure 29. Méthode de calcul pour la zone intermédiaire.
Pour la zone lointaine, l‟effet de terrain est calculé par l'approximation du segment annulaire à un prisme carré (Kane, 1962) (figure 30).
Figure 30. Méthode de calcul pour la zone lointaine.
31 | P a g e Système de référence géographique UTM (Universel Transverse Mercator)
Le système de projection adopté pour cette étude est l‟UTM. Cette projection est dite global en comparaison à d‟autres projections du type local Lambert. La projection Lambert est par exemple précise que dans une zone d‟environ 150Km de part et d‟autre du parallèle d‟origine. Plus loin que cette zone, il y a des corrections à apporter à la valeur (constante de correction).
Pour définir complètement le système géographique, il y a lieu de définir un ellipsoïde de référence associé à cette projection. Traditionnellement, l‟ellipsoïde d‟Hayford 1909 est associé à la projection UTM, mais depuis l‟avènement des satellites, il est plus commode d‟utiliser le même ellipsoïde que celui du WGS84 (world geodetic system „système géodésique mondial‟), pour une meilleure cohérence des mesures et des positionnements réalisés avec le GPS.
Nous avons donc pour nos calculs, employée la projection UTM associée au référentiel géodésique WGS84.
7.6. La Précision :
Comme les altitudes sont connues à 10 cm prés, le g est déterminé à 20 µgal. Les valeurs de l‟anomalie de Bouguer sont donc déterminées à 30 µgals.
32 | P a g e 8. Carte de l’anomalie de Bouguer
Une meilleure représentation des données gravimétriques repose sur les cartes composites dans lesquelles, sont superposées l‟image couleur qui reflète la distribution spatiale des anomalies et l‟image en relief ombré, souvent en grisé, qui accentue la signature des structures gravimétriques perpendiculaires à la direction de l‟ombrage. Cette technique d‟imagerie permet ainsi d‟obtenir une interprétation qualitative visuelle, à la fois lithologique et structurale (Hamai, 2009).
La carte de l‟anomalie de Bouguer est l‟anomalie corrigée de toutes les corrections topographiques proches et lointaines.
La carte ainsi obtenue (figure 31) montre une progression du champ de gravité du Sud vers le Nord avec une variation de 8 à 103 mGals. Ces valeurs sont positifs car la zone est proche de la mer. Par ailleurs, elle montre une grande anomalie négative au Sud. Celle-ci est attribuée au bassin de la Mitidja.
L'anomalie de Bouguer ainsi calculée est dite "intégrante" car elle englobe tous les effets superficiels, semi profonds et profonds. D'où la nécessité de traiter les valeurs de l'anomalie de Bouguer afin de séparer les différentes anomalies.
Figure 31. Carte de l’anomalie de Bouguer (densité 2,4, + : points de mesures).
33 | P a g e L'idée de séparation des anomalies régionales et locales remonte à bien longtemps.
Nettleton (1954) a proposé de lisser les anomalies gravimétriques pour séparer les anomalies régionales de celles locales. Oldham et Sutherland (1955) ont introduit des polynômes pour estimer l'effet régional. Récemment, Jacobsen (1987) a utilisé le prolongement vers le haut pour séparer les composantes régionales et résiduelles.
L‟anomalie de Bouguer étant la superposition d‟un effet régional R dû aux grandes longueurs d‟onde et d‟un effet résiduel S lié aux courtes longueurs d‟onde. Il est indispensable de séparer ces deux effets. Comme nous nous intéressons à l‟effet résiduel, nous éliminons l‟effet régional en utilisant la méthode polynômiale à différents degrés. Cette technique fait approcher le champ mesuré par un polynôme en (x, y), dont le degré est choisi en fonction de la courbure désirée de la régionale. AB= R + S.
Les résiduelles à différents ordres caractérisent la distribution de la densité, dans le sous-sol, à différentes profondeurs.
9. Carte de l’anomalie résiduelle d’ordre 1
La carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 1 (figure 32) donne des valeurs du champ de pesanteur variant entre -26 et +20 mGals. Elle montre la distribution spatiale des anomalies gravimétriques d‟origine profondes. On observe sur cette carte deux zones distinctes : une zone d‟anomalie positive qui couvre le massif de Bouzaréah au Nord, et une autre négative qui est située sur le bassin de la Mitidja au Sud.
Figure 32. Carte de l’anomalie résiduelle d’ordre 1 (densité 2,4, + : points de mesures).
34 | P a g e La zone négative semble être constituée de deux lobes. Le plus important se situe au NW de Boufarik. Un axe structural semble se dessiner entre Khrecia et Mahelma pour séparer les deux anomalies.
Aussi nous remarquons un axe de direction E-W entre Bouzaréah et club des pins.
10. Carte de l’anomalie résiduelle d’ordre 2
La carte de l‟anomalie résiduelle d‟ordre 2 (figure 33) montre essentiellement trois domaines. Il s‟agit de la plaine de la zone côtière entre Rais Hamidou à l‟est et Club des Pins à l‟ouest, le massif de Bouzaréah au centre et la plaine de la Mitidja au sud. Les deux plaines sont représentées par des anomalies négatives.
Dans sa partie occidentale, le massif de Bouzaréah semble être affecté par un axe structural important de direction NW-SE.
Figure 33. Carte de l’anomalie résiduelle d’ordre 2 (densité 2,4).
De plus, le lobe important de l‟anomalie négative de la plaine de la Mitidja est constitué de plusieurs petites anomalies de direction NE-SW.
35 | P a g e 11. Carte de l’anomalie résiduelle d’ordre 3
Sur cette carte, le massif de Bouzaréah est bien représenté par l‟anomalie positive au nord, avec les différents axes définis précédemment. L‟axe de l‟Oued Béni Messous semble s‟atténuer en surface. Cependant, celui de direction NW-SE semble se confirmer même en surface ce qui confirme sa nature profonde.
Aussi, l‟axe au niveau de l‟Oued Mazafran de direction NW-SE sépare, d‟une part, le massif de Bouzaréah et, d‟autre part, le pli du Sahel et le bassin de la Mitidja.
Figure 34. Carte de l’anomalie résiduelle d’ordre 3 (densité 2,4).
Nous remarquons aussi, un axe de direction NE-SW entre la localité de Douaouda et Bousmail. Celui-ci est relativement important et semble s‟arrêter net au niveau de l‟axe de l‟Oued Mazafran. Aussi, le bassin de la Mitidja semble fonctionner en un seul lobe dans la partie SW.
36 | P a g e 12. Cartes des prolongées
Afin de filtrer les hautes fréquences (courtes longueurs d'onde), nous avons appliqué le prolongement vers le haut et ce, dans le but de s'éloigner des sources causatives des anomalies et d'éliminer le bruit.
Prolonger les cartes à différentes altitudes permet d'estomper les anomalies d'origine locale ou superficielle et mettre ainsi en évidence les sources profondes. Nous avons calculé plusieurs prolongées à différentes altitudes. Nous nous contentons de publier dans ce travail les prolongées à 200m, 500m et 3000m, qui montrent respectivement une atténuation des petites anomalies pour obtenir une variation régulière à partir de 3000m.
Sur la carte de la prolongée à 200m (figure 35), nous remarquons la persistance des différentes anomalies déjà discutées sur la carte résiduelle d‟ordre 2, à savoir : l‟anomalie positive au nord qui représente le massif de la Bouzaréah traversée par des contacts et des axes gravimétriques au niveau de Ain El Benian et de l‟Oued Beni Messous.
Figure 35. Carte de l’anomalie prolongée à 200m (densité 2,4).
37 | P a g e Une anomalie positive, représentant le pli du sahel, qui s‟allonge de Douaouda jusqu'à Bousmail, est séparée de l‟anomalie du massif du Bouzaréah par le contact anormal de l‟Oued Mazafran.
Une anomalie négative qui représente le bassin de la Mitidja au sud de la carte, atténuée à l‟Est et bien marquée à l‟Ouest, est entrecoupée par des contacts au niveau d‟Oued El Alleug.
Figure 36. Carte de l’anomalie prolongée à 500m (densité 2,4).
La carte de l‟anomalie prolongée à 500m (figure 36), montre les mêmes anomalies que la carte prolongée à 200m (figure 35). Cependant les différentes anomalies semblent plus lissées et plus atténuées.
Les différents contacts anormaux sont bien visibles sur la carte ce qui dénote de leur grande profondeur et de leur importance struturale.
Aussi, la limite entre le massif de Bouzaréah et le bassin de la Mitidja est bien définie sur la carte. Elle est marquée par un fort gradient au niveau de Douaouda et de Bousmail. Elle est à un niveau moindre entre Khrecia et Mahelma.
38 | P a g e La carte de la prolongée à 3000m (figure 37) montre une très forte atténuation des différentes anomalies et des discontinuités gravimétriques ou contacts anormaux. Elle reflète l‟allure régionale de l‟anomalie de Bouguer.
Figure 37. Carte de l’anomalie prolongée à 3000m (densité 2,4).
13. Carte de la différence entre l’anomalie de Bouguer et la prolongée à 100m
La carte de la différence entre l‟anomalie de Bouguer et la prolongée à 100 m montre les effets retranchés de la carte de l‟anomalie de Bouguer pour obtenir la prolongée à 100m.
Cette carte nous montre les différentes anomalies créées par les sources superficielles dans la zone d‟étude. On remarque que les limites entre le massif de Bouzaréah, le pli du Sahel et le bassin sédimentaire de la Mitidja sont marqués par plusieurs contacts anomaux.
Certains contacts affectent même les différentes structures.
39 | P a g e Figure 38. Carte de la différence entre l’anomalie de Bouguer et la prolongée à 100m
(densité 2,4).
40 | P a g e 14. Carte du gradient vertical
Afin de mieux délimiter les sources génératrices des anomalies gravimétriques, nous avons appliqué le filtre de la dérivée verticale d‟ordre 1 à la carte de l‟anomalie de Bouguer.
Les courtes longueurs d‟onde sur cette carte du gradient vertical (figure 39) sont dues au bruit initial accentué par le filtre de dérivée verticale.
Nous pouvons remarquer sur la carte (figure 39) les différents axes gravimétriques qui délimitent les différentes anomalies positives du massif de la Bouzaréah. L‟axe de direction N-S à l‟aplomb de la ville de Bouzaréah, l‟axe de direction N-S au niveau d‟Ain El Benian ainsi que l‟axe de direction E-W au niveau de l‟Oued Béni Messous. Aussi un axe de direction NW-SE qui traverse Ain El Benian jusqu‟à Khrecia et qui coupe le massif de Bouzaréah dans sa partie occidentale. Aussi, l‟axe de direction E-W entre Khrecia et Mahelma apparait clairement comme étant un axe positif dense au milieu d‟un encaissant moins dense.
Au niveau du pli su Sahel, on distingue plusieurs axes de direction NE-SW entre Douaouda et Bousmail.
Figure 39. Carte du gradient vertical (densité 2,4).
41 | P a g e 15. Carte de la dérivée seconde
La carte de la dérivée seconde (figure 40), montre trois ensembles bien distincts.
Un ensemble relativement positif au NE représentant le massif de la Bouzaréah. Il est traversé par l‟accident reliant Ain El Benian à Khrecia.
Un ensemble au NW attribué au pli du Sahel. Celui-ci est globalement positif. Il est bordé à l‟Est par un axe de direction NW-SE et au Sud par celui de direction NE-SW.
Un troisième ensemble est celui négatif au sud de la carte, caractérisant le bassin sédimentaire de la Mitidja.
Figure 40. Carte de la dérivée seconde (densité 2,4).
42 | P a g e 16. Cartes des gradients horizontaux
La carte du gradient horizontal suivant X (figure 41) met en évidence ou accentue les anomalies orientées dans la direction perpendiculaire Y.
Cette carte montre surtout les différents axes dans la direction N-S tels que les axes de Bouzaréah, d‟Ain El Bénian et de l‟oued Mazafran.
La carte du gradient horizontal selon Y (figure 42) permet de distinguer les contacts dans la direction E-W. Sur cette carte, les axes structuraux bien visibles sont ceux de l‟Oued Béni Messous et de Mahelma- Khrecia. Aussi, un axe semble se dessiner au niveau de la localité de Koléa.
Figure 41. Carte du gradient horizontal suivant X (densité 2,4).
43 | P a g e Figure 42. Carte du gradient horizontal suivant Y (densité 2,4).
44 | P a g e 17. Carte des axes gravimétriques
Afin de mieux schématiser les résultats obtenus par les différents traitements numériques, nous résumons toutes les observations sur une carte interprétative des corps et linéaments gravimétriques (figure 43). Cette carte montre différentes zones du point de vue gravimétrique.
Les axes gravimétriques en trait plein sur cette carte sont les axes confirmés par plusieurs cartes (résiduelles, prolongées et gradients). Ceux en trait pointillé sont des axes observés sur une seule carte.
Figure 43. Carte des axes gravimétriques (fond : Résiduelle d’ordre 2 densité 2,4).
18. Détermination de la profondeur des sources à partir de la méthode d’Euler 3D Afin de mieux caractériser les anomalies et les accidents tectoniques de la région, nous avons appliqué la déconvolution d‟Euler (Thomson 1982 ; Reid et al., 1990) aux données gravimétriques. La méthode d‟Euler permet l‟estimation de la profondeur des sources automatiquement, à partir des données de champs de potentiel. Cette méthode est basée sur l‟équation d‟homogénéité d‟Euler, elle utilise les gradients horizontaux et verticaux mesurés
45 | P a g e ou calculés à partir des données. En plus de la profondeur, la déconvolution d‟Euler fournit une indication sur le type de source en la caractérisant par un indice structural (Hamai, 2009).
Nous avons appliqué la méthode d‟Euler aux données gravimétriques de la zone de la Mitidja. Plusieurs tests ont été effectués en faisant varier les paramètres de l‟indice structural, de la taille de la fenêtre et de la tolérance. Nous avons remarqué que les meilleurs résultats ou regroupement de solutions sont obtenus pour une taille de fenêtre égale à 10, une tolérance de 5% et un indice structural de 0 pour la gravimétrie. Ce qui correspond à un model géologique en dyke ou à l‟existence d‟un contact anormal (Reid et al., 1990).
La carte ainsi obtenue (figure 44) montre plusieurs regroupements de solutions au niveau des axes gravimétriques déjà cités précédemment.
Figure 44. Solution d’Euler (fond : gradient vertical densité 2,4). Structural Index : 0, Windows Size : 10, Tolérance: 5%.
Nous pouvons citer l‟axe d‟Ain El Benian qui donne des solutions de profondeurs superficielles variant entre 200 m au Nord à 600 m au Sud. Aussi, l‟axe entre Khrecia et
