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Rapport de stage de fin d’études :
Traitement et interprétation des données
sismiques au large de la Nouvelle-Calédonie.
Service géologique de la Nouvelle-Calédonie
DIMENC Direction de l’Industrie des Mines et de l’Energie de Nouvelle-
Calédonie
Caroline JUAN
Polytech Paris – Spécialité Sciences de la Terre 5ème année
Dates du stage : du 12 mars au 7 septembre 2012
Maîtres de stage :
Docteur Julien COLLOT
Service Géologique de la Nouvelle-Calédonie
DIMENC – 1 ter rue Unger, BP 465, 98845 Nouméa, Nouvelle-Calédonie
Tél : (+687) 27 17 29
Email : [email protected]
&
Docteur Pierrick Rouillard
Programme ZoNéCo (Agence de développement économique de la Nouvelle-Calédonie)
DIMENC – 1 ter rue Unger, BP 465, 98845 Nouméa, Nouvelle Calédonie
Tél : (+687) 27 02 30
Email : [email protected]
Tuteur académique
Professeur Roger GUERIN
Université Pierre et Marie Curie-Paris 6
UMR 7619 Sisyphe, case courrier 105
4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 05
Tél : 01 44 27 45 91
Email : [email protected]
Remerciements
Ce stage à l’autre bout du monde a été pour moi l’occasion de découvrir de nouveaux
horizons, une nouvelle façon de vivre et de travailler. Cette expérience extraordinaire n’aurait
été possible sans la motivation et le soutien de certaines personnes que je tiens à remercier ici.
Je tiens en premier lieu à remercier mes maîtres de stage, Julien COLLOT et Pierrick
ROUILLARD pour avoir rendu ce stage possible. Merci de m’avoir fait partager votre
passion de la géologie, du temps que vous m’avez consacré et des conseils que vous m’avez
prodigués.
Merci aussi à Martin PATRIAT de m’avoir offert la possibilité de faire ce stage au SGNC et
pour tes bons conseils.
Merci à la DIMENC et à Aurélien LOUIS et Jean LAURENT pour l’accueil qui m’a été
réservé ; ainsi qu’à l’Université de Nouvelle-Calédonie et en particulier à Dominique
CLUZEL de m’avoir permis de réaliser ce stage dans de si bonnes conditions.
Ce stage a aussi été rendu possible grâce à la participation de l’Agence de Developpement
Economique de la Calédonie (l’ADECAL), je voudrais donc remercier le programme
ZoNéCo et en particulier Adrien RIVATON et Manuel DUCROCQ
Merci à toute l’équipe du SGNC, à Myriam VENDE-LECLERC (Mimi) pour m’avoir initiée
au logiciel Arcgis et m’en avoir fait découvrir les astuces, à Stéphane, Brice, Julie, Pierre mais
également aux agents de la DIMENC pour la bonne ambiance que vous avez fait régner
durant ces six mois de stage.
La réussite de ce stage doit beaucoup au travail réalisé conjointement avec Bruno MARSSET
et Yannick THOMAS de l’Ifremer à qui j’adresse un grand merci.
Merci à Alex, d’avoir été là dès les débuts pour me faire découvrir la vie en Calédonie, à
Julie, Gégé, Virginie, Justin et les autres… pour les sorties à la Bodéga et votre eternel
soutien !
A Raymond et à toute l’équipe de l’Alis je tiens à adresser un grand merci pour m’avoir
soutenue dans les moments les plus durs de la mission IPOD.
Enfin, ce stage à l’autre bout du monde n’aurait été possible sans le soutien de ma famille et
de mes amis restés en France. Un grand merci donc, à mes parents, Sophie, Ariane, Audrey,
Valérie, Benj …
1
2
Sommaire
Introduction............................................................................................1
I) Contexte géologique du Sud-Ouest Pacifique ...................................5 I.1) Le structures géologiques du Sud-Ouest Pacifique ......................................................... 5
I.2) Les grandes phases tectoniques ....................................................................................... 8
I.2.a) Subduction Mésozoïque............................................................................................ 9
I.2 b) Rifting Crétacé (80-50Ma) ..................................................................................... 10
I.2 c) Convergence Eocène (50-30 Ma) ........................................................................... 10
I.2 d) Post-convergence Eocène (30-0 Ma)...................................................................... 11
I.3) L’événement TECTA .................................................................................................... 12
II) Les données sismiques : bases de données, acquisition et traitement
..............................................................................................................16 II.1) Présentation des données.............................................................................................. 16
II.1.a) Le programme ZoNéCo et autres programmes de recherche ................................ 16
II.1.b) La base de données Tasman Frontier .................................................................... 17
II.2) La campagne à la mer IPOD (Investigating Post Obduction Deposits) : objectifs et
principes de l’imagerie sismique.......................................................................................... 19
II.2.a) Présentation de la mission ..................................................................................... 19
II.2.b) Principe de l’imagerie sismique ............................................................................ 20
II.3) Traitement des données brutes ..................................................................................... 23
II.3.a) Inventaire des données à traiter ............................................................................. 23
II.3.b) Le format SEGY des données brutes .................................................................... 25
II.3.c) Les différentes étapes de la chaîne de traitement .................................................. 28
III) Interprétation sismique..................................................................39 III.1) Principes de l’interprétation sismique......................................................................... 39
III.2) Caractérisation de l’horizon TECTA.......................................................................... 41
III.1.a) L’horizon TECTA................................................................................................ 41
III.1.b) Le faciès TECTA-HARD .................................................................................... 42
III.2.c) Le faciès TECTA-FLAT ...................................................................................... 46
III.2.d) Le faciès TECTA-SED ........................................................................................ 47
III.3) Discussion ................................................................................................................... 49
Conclusion ...........................................................................................53
Références Bibliographiques...............................................................55
ANNEXES...........................................................................................59 Annexe 1 : Juan, C. (2012). Traitement sismique des campagnes océanographiques
ZoNéCo. Le Bulletin de la Géomatique en Nouvelle-Calédonie, 30, 3............................... 60
Annexe 2 : Tableau des tests réalisés lors de la mission IPOD............................................ 61
Annexe 3 : Récapitulatif des étapes de la chaîne de traitement. .......................................... 62
3
Liste des figures
Figure 1 : a) Carte Bathymétrique du Sud-Ouest Pacifique [Smith and Sandwell, 1997; Collot
et al., 2009a] , b) Carte de la nature du socle [Collot et al., 2009a]; AU : Australie ; MT : Mer
de Tasman ; RLH : Ride de Lord Howe ; BF : Bassin de Fairway ; BNC : Bassin de
Nouvelle-Calédonie ; RN : Ride de Norfolk : BL : Bassin de Loyautés ; RL : Ride des
Loyauté....................................................................................................................................... 6
Figure 2 : Schéma d’une d’extension arrière-arc liée au recul de la fosse de subduction par
effondrement du panneau plongeant dans le manteau [Heuret, 2005]....................................... 8
Figure 3 : Zone de subduction le long de la marge Est du Gondwana du Paléozoïque au
Mésozoïque. Le cadre rouge indique la position du Sud Ouest Pacifique durant cette période
[Olivet and Aslanian, 2000] ....................................................................................................... 9
Figure 4 : Modèle géodynamique de fragmentation de la marge Est du Gondwana (Collot et
al. 2009).................................................................................................................................... 10
Figure 5 : Première phase Crétacé - Paléocène du modèle géodynamique, proposé par [Cluzel
et al., 2001]............................................................................................................................... 10
Figure 6 : Modèle géodynamique Eocène inférieur d’initiation d’une nouvelle zone de
subduction à pendage Ouest [Cluzel et al., 2001] .................................................................... 11
Figure 7 : Modèle d’obduction des péridotites en Nouvelle-Calédonie (Cluzel et al. 2001)... 11
Figure 8 : Synthèse stratigraphique et mise en évidence des lacunes sédimentaires dans les
puits de la zone Tasman. Une discordance régionale commune est observée sur l’ensemble
des puits à la transition Eocène-Oligocène [Collot et al., 2008]. Localisation des forages, voir
figure 10 ................................................................................................................................... 12
Figure 9 : Profil sismique présentant l’effondrement du Bassin de Nouvelle-Calédonie et sa
sédimentation en onlap sur les bords du bassin. Les flancs du bassin correspondent au
prolongement latéral de la surface d’érosion sur les rides, elle-même contemporaine de la
discordance Eocene-Oligocene [Sutherland et al., 2010] ....................................................... 13
Figure 10 : Localisation des zones où les profils sismiques montrent une érosion en domaine
marin peu profond et/ou en domaine aérien (zones entourées en noir). La navigation des
profils sismiques utilisée pour cette cartographie est représentée en orange. Les points rouges
représentent les forages DSDP et disponibles dans la région les points jaunes les forages
pétroliers [Sutherland et al., 2010]........................................................................................... 13
Figure 11 : Initiation de la zone de subduction des Tonga-Kermadec provoquant
l’effondrement du Bassin de Nouvelle-Calédonie et la surrection de toute la zone [Sutherland
et al., 2010]............................................................................................................................... 14
Figure 12 : Situation actuelle : l’ensemble de la zone a subsidé suite au recul de la zone de
subduction plusieurs centaines de kilomètres vers l’Est [Sutherland et al., 2010].................. 14
Figure 13 : Carte bathymétrique présentant la zone d’étude. Sont représentées en noir les
navigations des profils sismiques de la base de données Tasman Frontier au 5 Mars 2012
avant le début de ce stage. Ces profils représentent plus 100 000 km de sismique (sur fond de
bathymétrie dérivée de l’altimétrie satellitaire [Smith and Sandwell, 1997] ........................... 18
Figure 14 : Zone d’étude lors de la campagne IPOD et présentation des navigations des profils
sismiques réalisés (traits noirs) ................................................................................................ 20
Figure 15 : Principe de l’imagerie sismique rapide d’après le site internet de l’Ifremer. ........ 21
Figure 16 : Schéma synthétisant la géométrie d’un dispositif sismique. L'offset est la distance
entre la source et un trace sismique. L'offset minimum la distance entre la source et la
première trace. La distance entre 2 tirs dépend de la vitesse du bateau et de la cadence de tir.
.................................................................................................................................................. 21
Figure 17 : Principe de l'acquisition sismique. La distance inter-tir est la distance qui sépare la
position du dispositif entre le tir n et le tir n+1. Afin d'augmenter la qualité de l'image
4
sismique il est capital qu’un même point du sous-sol soit imagé un maximum de fois. Ici le
point x3 est imagé 3 fois (une première fois par G1 au tir 1, une deuxième par G2 au tir 2 et
une troisième par G3 au tir 3) : on parle d’un ordre de couverture de 3. ................................. 22
Figure 18 : Plan de navigation des campagnes ZoNéCo, Noucaplac & Faust sur fond de
bathymétrie dérivée de l’altimétrie satellitaire [Smith and Sandwell, 1997] ........................... 24
Figure 19 : Structure d’un fichier Segy d’après le SEG Technical Standards Committee
(2002) « Byte » =octet.............................................................................................................. 25
Figure 20 : Exemple de Textual File Header vue sous Seisee. Il contient des informations
telles que le nom de la mission, l’intervalle d’échantillonnage ou encore le nombre de traces
.................................................................................................................................................. 26
Figure 21 : Informations présentes dans le « binary header » visualisés ici grâce à Seisee..... 27
Figure 22 : Principe d’une collection en point milieu commun (CMP : Common Middle
Point) : Pour un même point du sous-sol on récupère tous les couples sources-récepteur qui on
imagé ce point en une même collection. Sur cette figure par exemple, le point x1 est imagé
par 3 couples source-récepteur, idem pour le point x2 mais avec des couples sources-
récepteurs différents ................................................................................................................. 29
Figure 23 : Spectre d’émission du signal pour un profil ZoNéCo5 permettant de définir les
bornes d’un filtre passe bande (ici 10-90Hz) (visualisé ici grâce à Sispeed)........................... 30
Figure 24 : Correction du Time Delay dans le cas où celui-ci varie d’une trace à l’autre a) les
3 premières traces ont un délai de 1 000 ms alors que les 3 suivantes débutent à 1 500 ms ; b)
Si aucune correction n’est apportée, l’hyperbole présente un shift vertical et les traces ne
seront pas cohérentes entre elles ; c) Correction du time delay par l’ajout d’échantillons
vierges (en bleu) en début et/ou fin d’enregistrement d) Grâce à cette correction, l’hyperbole
ne présente pas de shift et peut être redressée. ......................................................................... 31
Figure 25: a) Correction NMO : le temps de parcours d'une onde augmente de façon
hyperbolique en fonction de l'offset. b) Il est donc nécessaire d'appliquer une correction pour
horizontaliser le trajet de cette onde......................................................................................... 32
Figure 26 : Principe de la migration. a) Position théorique du point imagé (bleu) et positions
possibles de ce même point (rouge) ; b) Calcul de toutes les positions possibles pour une
trace ; c) Sommation sur toutes les traces qui permet l'annulation de certaines amplitudes et le
repositionnement des réflecteurs. ............................................................................................. 34
Figure 27 : Plan de positionnement du profil 07, acquis lors de la campagne ZoNéCo5, utilisé
pour la comparaison entre les chaînes de traitement [Smith and Sandwell, 1997] .................. 35
Figure 28 : Comparaison des résultat s sur le profil 07 de la campagne ZoNéCo5 a) Ancien
profil b) Nouveau profil obtenu grâce à la chaîne de traitement développée lors de ce stage 37
Figure 29 : Plan de navigation des profils sismiques de la base de données Tasman Frontier au
07 Septembre 2012 à la fin de ce stage. Les traits noirs correspondent aux profils déjà
existants, les traits rouges identifient les profils traités au cours de ce stage. [Smith and
Sandwell, 1997]........................................................................................................................ 38
Figure 30 : Schématisation d'un réflecteur : a) les valeurs positives de l'amplitude de l'onde
sismique sont noircies et les négatives blanchies ; b) Lorsque plusieurs ondes sont mises cote
à cote on obtient plusieurs réflecteurs. ..................................................................................... 40
Figure 31 : Différents types de terminaisons stratigraphiques (d'après Catuneanu, 2006) ...... 41
Figure 32 : a) Profil sismique GA302-009 recoupant le puits DSDP 208 (leg21). On y observe
l’horizon TECTA (en rose) ; b) Zoom du profil à l’endroit du forage, on distingue l’unité de
faible amplitude, concordante et d’extension régionale qui s’est déposée en biseau
d’aggradation après TECTA ; c) Localisation du profil GA 302-009 représentée en bleu sur la
carte. ......................................................................................................................................... 43
Figure 33 : Cartographie de l'événement TECTA dans la région TASMAN .......................... 44
5
Figure 34 : Profil sismique représentant les différents faciès de l'horizon TECTA, puis un
zoom sur chacun de ces faciès.................................................................................................. 45
Figure 35 : Pointé du faciès TECTA-HARD sur la ride de Lord Howe et la Ride de Coriolis.
Le contour en rouge représente les zones ayant ce faciès commun. ........................................ 46
Figure 36 : Pointé du faciès TECTA-FLAT sur la ride de Lord Howe et la Ride de Coriolis.
Le contour en bleu représente les zones limitrophes ayant ce faciès commun ........................ 47
Figure 37 : Cartographie du pointé de l’horizon TECTA-SED sur la ride de Lord Howe et la
Ride de Coriolis. Le contour en vert représente l’étendue géographique de ce faciès ............ 48
Figure 38 : Carte de synthèse des horizons TECTA-HARD (rouge), TECTA-FLAT (bleu) et
TECTA-SED (vert) .................................................................................................................. 48
Figure 39 : Profil sismique acquis sur la ride de Coriolis ........................................................ 51
1
Introduction
Dans le cadre de mes études, réalisées au sein de l’école d’ingénieurs Polytech Paris-UPMC,
il nous est demandé de réaliser un stage en entreprise au cours de notre 5ème et dernière année
de formation. Ce stage, dit de fin d’études, doit durer un minimum de 24 semaines et a pour
objectif principal la mise en pratique, en entreprise, des connaissances acquises lors de notre
formation. Ce stage est l’occasion de se voir confier un projet de type ingénieur tout en
continuant notre apprentissage grâce au statut de stagiaire.
Après avoir réalisé mon précédent stage au Département des Géosciences Marines de
l’Ifremer (Institut Français de Recherche pour l’Exploitation de la Mer), je voulais poursuivre
dans cette voie et me spécialiser en géophysique marine. C’est d’ailleurs grâce à un ancien
collègue, M. Martin Patriat avec qui j’ai gardé contact, que j’ai eu connaissance de l’offre qui
fait l’objet de mon stage. C’est donc au Service Géologique de la Nouvelle-Calédonie
(SGNC) que j’ai réalisé mes six mois de stage.
Le SGNC est un des services de la Direction de l’Industrie, des Mines et de l’Energie de la
Nouvelle-Calédonie (DIMENC, voir site internet). Cette direction fut créée par le
gouvernement Calédonien en 1873 suite à l’intensification de l’exploitation minière. A cette
époque, la DIMENC ne s’occupe que des mines mais son champ de compétences s’élargit
progressivement pour en faire aujourd’hui un acteur majeur dans le développement industriel
durable de la Nouvelle-Calédonie. Ses actions sont surtout relatives au contrôle et à
l’encadrement des activités industrielles et minières mais consistent aussi à définir et à mettre
en œuvre des politiques prospectives notamment énergétiques et minières. La Nouvelle-
Calédonie étant le 4ème exportateur de nickel au monde, les techniques d’extraction et de
traitements industriels du minerai potentiellement dangereuses pour l’environnement ont
besoin d’être encadrées et contrôlées. Pour mener à bien l’ensemble de ces actions, la
DIMENC se divise en 7 services, chacun responsable d’un pôle d’action.
� Le service de la Géologie (SGNC) :
Le SGNC traite aussi bien des questions de géologie terrestre que marine afin d’améliorer la
connaissance de la géologie de la Nouvelle-Calédonie et du Sud-Ouest Pacifique. Cela
permet une meilleure gestion de l’aménagement du territoire ainsi qu’une plus grande
compréhension de l’histoire géologique de la région. Ce service se divise en 5 thématiques :
- La géologie : la connaissance géologique de la Nouvelle-Calédonie est très importante de
part son activité minière. Cette thématique, l’une des principales du service, vise donc à
acquérir, collecter et valoriser des données.
- Risques Naturels : il s’agit ici d’augmenter la connaissance sur les aléas naturels et
notamment pour tout ce qui concerne l’amiante environnementale et les mouvements de
terrains.
2
- Les ressources en eau : cette thématique consiste en l’amélioration de la connaissance des
systèmes aquifères afin de gérer les aspects à la fois ressource mais aussi protection.
- Système d’information : l’objectif ici est de mettre à disposition l’ensemble des cartes et
données acquises et/ou traitées par les équipes du SGNC.
- Les ressources minérales : pour la partie terrestre, il s’agit de mieux cerner la géométrie
des minerais mais aussi les facteurs de leur mise en place et pour la partie marine, d’évaluer le
potentiel en ressources minérales (hydrocarbures, minéralisations profondes …) au sein de la
ZEE Calédonienne.
- Géosciences Marines : comprendre de façon générale la formation du Sud-Ouest
Pacifique. Cela passe par des programmes d’acquisition de nouvelles données et par le
traitement puis l’interprétation des données. Cette section est également en charge d’évaluer
et de promouvoir auprès de l’industrie le potentiel en ressources minérales de la Zone
Economique Exclusive de la Nouvelle-Calédonie.
C’est dans cette section que j’ai effectué mon stage auprès de M. Julien Collot, géophysicien
marin, et de M. Pierrick Rouillard, sédimentologue.
� Le Service des Mines et Carrière (SMC) :
Ce service travaille à la valorisation des ressources minérales très nombreuses sur le territoire.
Cette mission passe par la promotion, l’organisation et la coordination des moyens mis en
œuvre, mais aussi par la garantie d’une bonne insertion autant sur un plan environnemental
que social ou économique.
� Le Service de l’Energie (SE) :
Ce service est en charge d’établir une politique énergétique en Nouvelle Calédonie ayant pour
but l’approvisionnement en énergie sur l’ensemble du territoire. Ses actions s’inscrivent dans
une dynamique de développement, d’indépendance mais aussi de sécurité énergétique. C’est
par exemple ce service qui fixe le prix des carburants sur l’ensemble de la N.C. Il est aussi
sensible au respect de l’environnement et encourage le développement des énergies
renouvelables.
� Le service Industrie (SI) :
Ce service est chargé d’assurer qu’aucune activité industrielle ne porte atteinte à
l’environnement, à la sécurité et à la santé des personnes. Pour atteindre ces objectifs, l’équipe
du SI suit au quotidien les activités industrielles, mène des inspections et le cas échéant lance
une procédure afin de résoudre le différent.
� Le laboratoire :
La DIMENC est équipée d’un laboratoire d’analyses. Il est principalement chargé d’effectuer
des analyses sur l’ensemble des minerais exportés hors du territoire dans un but de connaître
3
les quantités de métaux exportés et de fixer les taxes relatives à ces exports. Il réalise aussi
des analyses d’eaux, de ciments et bétons… aussi bien pour des particuliers que pour des
professionnels.
� Le service Administratif et Financier (SAF)
Ce service est responsable des ressources humaines et gère les aspects budgétaire et logistique
de la DIMENC.
Dans le cadre de ses missions, le SGNC est donc responsable de l’étude de la géologie à
l’échelle de la Nouvelle-Calédonie mais aussi à une échelle plus régionale. En effet, située
dans le Sud-Ouest Pacifique, la Nouvelle-Calédonie possède une histoire géologique et
tectonique complexe et encore méconnue. Bien que l’on connaisse les principales phases de
cette histoire, certains événements restent encore mal compris et font l’objet de nombreuses
études. Parmi eux, on trouve un évènement tectonique majeur qui d’après des études récentes
aurait affecté l’ensemble du Sud-Ouest Pacifique au Cénozoïque et aurait conduit à
d’importants mouvements verticaux [Collot et al., 2008; Sutherland et al., 2010; Bache et al.,
2012]. Selon certains auteurs [Sutherland et al. 2010], cet évènement, TECTA (Tectonic
Event of the Cenozoic in the Tasman Area), pourrait notamment être lié à l’initiation de la
zone de subduction des Tonga-Kermadec [Sutherland et al., 2010] actuellement positionnée à
2000 km à l’est de la Nouvelle-Calédonie.
Afin d’améliorer la connaissance de l’espace maritime calédonien de nombreuses campagnes
océanographiques ont été menées depuis 1991 dans le cadre du programme ZoNéCo. Ces
campagnes ont permis d’acquérir d’importantes quantités de données bathymétriques, de
potentiel ou encore de sismique rapide. Malgré les nombreux travaux effectués au cours des
deux dernières décennies, aucun ne s’est véritablement porté sur le traitement et
l’interprétation détaillés des données de sismique réflexion. Représentant près de 54 000 km
de profils, ces données sismiques permettraient entre autre de mieux contraindre l’évènement
TECTA. C’est de ce constat qu’est née l’idée d’un stage ingénieur permettant la valorisation
de ces données.
Mon stage au sein du SGNC s’est divisé en trois grandes phases, chacune d’entre elles
répondant à un objectif fixé par le principe même de l’analyse de données sismiques à savoir :
l’acquisition de données, le traitement de ces données et enfin leur interprétation géologique.
Mon rôle lors de la première partie de mon stage a été de réaliser une chaîne de traitement
sismique. Pour cela j’ai comparé deux outils de traitement sismique : Seismic Unix [Cohen et
Stockwell 2012] et Sispeed [Thomas et Marsset 2012] que j’ai adaptés au type de données
dont je disposais. Par la suite, j’ai choisi la chaîne qui donnait les résultats les plus
satisfaisants et l’ai utilisée pour traiter des profils. Parmi ces profils, certains avaient déjà été
traités, ce qui a permis de comparer les résultats ; et d’autre ne l’avaient jamais été : il
s’agissait donc de nouvelles données, fait peu courant dans ce domaine.
Après avoir traité un certain nombre de profils intéressants permettant d’apporter de
nouvelles informations sur la région, la deuxième phase de mon stage a consisté à interpréter
ces profils. N’ayant jamais utilisé le logiciel d’interprétation sismique The Kingdom Suite,
cette partie a débuté par une courte période de formation tant du point de vue technique avec
le logiciel que d’un point de vue théorique sur l’histoire géologique de la région et plus
particulièrement l’évènement TECTA, cartographié et caractérisé lors de l’interprétation.
.
4
Enfin, j’ai eu la chance d’embarquer à bord d’une campagne océanographique qui s’est
déroulée durant la première quinzaine d’août 2012 et qui fut l’occasion de participer à la
phase d’acquisition de données. Lors de cette mission, mon rôle était de traiter, en temps réel
et grâce à la chaîne de traitement sismique que j’ai mise au point pendant ce stage, les
données sismiques acquises ainsi que de participer à leur interprétation.
Ce stage très complet m’a donc permis de prendre part à toutes les étapes d’une étude faisant
appel à des données de sismique réflexion. L’objectif de ce rapport est de présenter mon
expérience et de vous faire découvrir en quoi a consisté mon travail. Ce document s’organise
donc en trois chapitres :
Le premier chapitre présente le contexte géologique du Sud-Ouest Pacifique. Après un aperçu
des structures géologiques de la région, sont passées en revue respectivement la description
des grandes phases tectoniques qui ont modelées ces structures puis les différents modèles
géodynamiques qui tentent d’expliquer leur origine.
Dans le deuxième chapitre, on s’intéresse aux données ainsi qu’à la chaîne de traitement
sismique et à ses différents aspects ; à savoir l’acquisition des données puis leur traitement.
Enfin, un troisième chapitre vient clore le cycle de l’analyse sismique avec la phase
d’interprétation des données préalablement traitées. Ce dernier chapitre dresse un bilan du
stage et de l’avancement de la valorisation des données ZoNéCo ainsi que du travail restant à
entreprendre.
5
I) Contexte géologique du Sud-Ouest Pacifique
Depuis le Mésozoïque, l’histoire géologique du Sud-Ouest Pacifique est intiment liée à
l’évolution des zones de subduction qui ont largement façonné la morphologie actuelle des
structures de cette région. Depuis le Gondwana jusqu’à la succession de bassins, rides, fossés
et mers observés aujourd’hui, de nombreux événements géologiques et tectoniques se sont
produits. Différents modèles géodynamiques s’appuyant sur des observations géologiques
(cartographie à terre, dragages, forages) et géophysiques (sismique, gravimétrie, magnétisme,
entre autres) tentent d’expliquer l’histoire de la région
L’objectif de ce chapitre est de faire un point sur la géologie régionale en reconstituant
l’histoire géodynamique. Le premier axe de ce chapitre correspond à un tour d’horizon des
structures remarquables qui composent aujourd’hui le Sud-Ouest Pacifique.
Le deuxième axe développé retrace les grandes phases tectoniques de la région en s’appuyant
sur les modèles géodynamiques existants. Le troisième axe se focalise sur un de ces
évènements tectoniques, récemment documenté dans la littérature, l’évènement TECTA.
I.1) Les structures géologiques du Sud-Ouest Pacifique
La Nouvelle-Calédonie se compose d’un archipel d’îles appartenant à une zone complexe
désignée par le terme de région Sud-Ouest Pacifique. La Figure 1 illustre bien cette
complexité qui résulte de la fragmentation d’un morceau de continent. Si l’on s’intéresse à la
nature du socle (Figure 1), on observe une succession de bassins et de rides d’origine
continentale bordée par deux zones océaniques, dont une d’extension arrière-arc en lien avec
la zone de subduction des Tonga-Kermadec située à plus de 2000 km à l’Est de la Nouvelle-
Calédonie.
Il est proposé ici une description synthétique d’Ouest en Est (Figure 1) de l’origine et de la
nature géologique des principales structures de la région Sud-Ouest Pacifique.
La mer de Tasman (MT)
La Mer de Tasman est un bassin océanique qui s’étend sur une largeur maximale de 2 000 km
entre la marge Est de l’Australie et la Ride de Lord Howe et dont les fonds relativement plats
avoisinent les 4 000 m de profondeur. L’âge de formation de ce bassin dont la croûte
océanique s’est accrétée à l’axe d’une dorsale a pu être précisément daté grâce à l’analyse des
inversions du champ magnétique. Par ces anomalies magnétiques Griffiths et Varne (1972);
Weissel et Hayes (1972); Hayes Dennis et Ringis (1973); Jongsma et Mutter (1978); Shaw
(1990); Symonds et al. (1996); Gaina et al. (1998); Crawford et al. (2002) et Sdrolias et al.
(2003) montrent avec précision que l’ouverture de ce bassin s’est déroulée sur une période
s’étalant de la fin du Crétacé (85 Ma) à l’Eocène inférieur (52 Ma).
6
Figure 1 : a) Carte bathymétrique du Sud-Ouest Pacifique [Smith and Sandwell, 1997; Collot et al., 2009a] , b) Carte de la nature du socle [Collot et al., 2009a]; AU : Australie ; MT : Mer de Tasman ; RLH : Ride de Lord Howe ; BF : Bassin de Fairway ; BNC : Bassin de Nouvelle-Calédonie ; RN : Ride de Norfolk : BL : Bassin de Loyauté ; RL : Ride des Loyauté
AU MT
RLH
BNC
RN
BL
RL
7
La Ride de Lord Howe (RLH)
Structure majeure de la région orientée NO-SE, cette ride s’étend sur plus de 1 600 km de
long et 400 km de large dans une zone comprise entre la Nouvelle-Calédonie et la marge Est
Australienne. De nombreuses études d’abord de sismique réflexion et de bathymétrie [Officer,
1955; Dooley, 1963; Shor et al., 1971] puis de sismique réfraction [Lafoy et al., 2005a;
Klingelhoefer et al., 2007] montrent que la Ride de Lord Howe est de nature continentale.
Mortimer et al. [2008] démontrent qu’il s’agit d’un fragment détaché de la marge
Australienne. Cette ride est couverte d’une faible épaisseur de sédiments (environ 200/300 m)
disposée sur une surface discordante souvent érosive et accidentée [Collot et al., 2009b;
Sutherland et al., 2010].
Le Bassin de Fairway (BF)
Le Bassin de Fairway est délimité par les rides de Lord Howe à l’Ouest et de Fairway à l’Est.
A l’image des rides voisines, il est orienté selon un axe NO-SE. S’étalant sur plus de 800 km
de long et 130 km de large, ce bassin présente des profondeurs de l’ordre de 1 000 m pouvant
atteindre près de 2 800 m au Sud (latitude 24°30’). Klingelhoefer et al., [2007] caractérisent
sa croûte comme étant de nature continentale amincie à partir de données de sismique
réfraction.
Le bassin de nouvelle Calédonie (BNC)
Le bassin de Nouvelle-Calédonie se situe entre les rides de Fairway à l’Ouest et de Norfolk à
l’Est. Ce bassin est orienté Nord-Sud pour sa partie centrale et tend vers N140° dans ses
parties Nord et Sud. Dans sa partie septentrionale c’est un bassin flexural d’une profondeur
moyenne de 3 300 m dont la couche sédimentaire dépasse les 4 km en moyenne [Collot et al.,
2009a]. Il s’agit d’un des bassins les moins bien connus et pour lequel subsistent certaines
polémiques quant à sa nature. L’ensemble des données disponibles aujourd’hui suggère que la
partie Sud soit de nature océanique ou continentale très amincie [Klingelhoefer et al., 2007;
Collot, 2009; Sutherland et al., 2010].
La Ride de Norfolk (RN)
Cette ride qui porte la Grande-Terre de la Nouvelle-Calédonie s’étend au nord jusqu’au récif
d’Entrecasteaux et rejoint au Sud la ride de Reinga et le Northland de la Nouvelle-Zélande sur
une distance de 1 500 km. Au même titre que la Ride de Lord Howe, il s’agit d’une des
lanières continentales en majorité immergées qui se sont détachées du Gondwana au Crétacé
supérieur. D’après des études bathymétriques et géophysiques cette ride est caractérisée
comme étant de la croute continentale amincie recoupée par de nombreuses intrusions
volcaniques [Lafoy et al., 2005b; Klingelhoefer et al., 2007]
Le bassin des Loyauté (BL)
Le Bassin des Loyauté se situe directement à l’Est de la Ride de Norfolk et à l’Ouest de la
Ride des Loyautés. Très étroit (45-65 km de large) ce bassin de 1 300 km de long est délimité
au Nord par la zone d’Entrecasteaux et au Sud par la fracture de Cook. Sa profondeur se situe
entre 3 500 m au Nord et 2 000 m au Sud. Ce bassin d’origine océanique présente une
épaisseur de sédiments voisine de 6 000 m [Bitoun and Recy, 1982].
8
La Ride des Loyauté (RL)
La Ride des Loyauté fait partie des éléments structuraux les plus mal connus du Sud-Ouest
Pacifique. Cette ride étroite s’étend sur 2 000 km parallèlement au Bassin des Loyautés et à la
Ride de Norfolk et est composée d’un alignement de guyots émergés au Nord (Ouvéa, Lifou,
Tiga, Maré) puis immergés au Sud. En raison notamment de sa couverture récifale, la nature
et l’origine de cette ride restent inconnues et différentes théories s’opposent. D’après
Monzier, [1993] le socle de la Ride des Loyauté serait un lambeau de ride continentale
détachée de la marge australienne. Une autre hypothèse s’appuyant sur une possible
concordance avec la zone d’Entrecasteaux et des observations géologiques en Nouvelle-
Calédonie, suggère que la Ride des Loyauté soit un arc volcanique Eocène [Maillet et al.,
1983; Kroenke, 1984; Cluzel et al., 1994; Eissen et al., 1998; Cluzel et al., 2001; Crawford et
al., 2002; Sdrolias et al., 2003; Cluzel et al., 2006]
Maintenant que la situation actuelle et les principales structures de la zone Tasman sont
connues, une présentation des principaux modèles géodynamiques existants est proposée.
I.2) Les grandes phases tectoniques
L’histoire géologique de la région est intimement liée aux zones de subductions et à leurs
évolutions au cours du temps. En effet, ces zones de subductions étant les moteurs des
mouvements tectoniques qui ont modelé la région, la reconstitution de l’histoire géologique
régionale passe par leur compréhension et notamment le phénomène de « trench retreat par
slab rollback. »
Lors d’une subduction, la plaque plongeante ou slab s’enfonce sous la plaque supérieure selon
un pendage qui dépend de plusieurs paramètres, dont notamment la force gravitaire due au
poids même du slab dans le cas du Sud-Ouest Pacifique. Il arrive que ce pendage initialement
faible augmente et qu‘une verticalisation du slab survienne. En plongeant de cette façon, le
slab recule : c’est ce que l’on appelle un mouvement de rollback du slab. Ce recul créé un
déplacement de la fosse de subduction vers l’océan (trench retreat) et donc un phénomène
d’extension arrière-arc sur la plaque chevauchante comme l’illustre la Figure 2.
Figure 2 : Schéma d’une d’extension arrière-arc liée au recul de la fosse de subduction par effondrement du panneau plongeant dans le manteau [Heuret, 2005]
9
I.2.a) Subduction Mésozoïque
Au cours du Paléozoïque et ce jusqu’au Mésozoïque, une subduction se déroule sur la marge
Est du Gondwana où la plaque pacifique (aussi appelée plaque Phoenix) plonge sous la masse
continentale du Gondwana (Figure 3). Des témoignages actuels, tels que d’importantes
épaisseurs de sédiments volcaniques datant du Mésozoïque présents entre l’Australie et la
Tasmanie, démontrent la présence d’un arc volcanique fossile [Bryan, 1997]. D’autres travaux
plus récents confirment l’hypothèse de cette zone de subduction en montrant la continuité
d’un arc continental Mésozoïque entre l’Australie et la Nouvelle-Zélande [Mortimer et al.,
2002; Mortimer, 2003; 2004; 2008; Mortimer et al., 2008]. Durant toute cette phase de
subduction péri continentale le faible pendage du slab a fait que la subduction est restée
relativement stable.
A partir du Crétacé supérieur plusieurs auteurs suggèrent que le régime de cette zone de
subduction évolue et qu’une verticalisation du slab se produit entrainant ainsi un recul de la
fosse de subduction et la fragmentation de la marge Est gondwanienne par des séries
d’ouvertures arrière arc.
La Figure 4 présente les étapes de cette extension arrière-arc en faisant le lien entre un schéma
structural et une coupe transversale de la zone à trois périodes clés. Tout d’abord sur la
période allant du Paléozoïque au Mésozoïque durant laquelle le slab de la plaque Pacifique
plonge selon un pendage relativement faible. Au cours de cette période, on assiste à la
formation d’un arc volcanique continental en arrière de la zone de subduction (Figure 4a). A
partir du Crétacé inférieur (~105 Ma), le slab se verticalise, progressivement entrainé à la
verticale par des forces gravitaires (Figure 4b). La fin de cette deuxième phase intervient avec
une extension arrière-arc qui entraîne la dislocation de la marge Est gondwanienne et donne
naissance au Bassin de Fairway-Aotea (cf Figure 4c).
Figure 3 : Zone de subduction le long de la marge Est du Gondwana du Paléozoïque au Mésozoïque. Le cadre rouge indique la position du Sud-Ouest Pacifique durant cette période [Olivet et Aslanian, 2000]
10
Figure 4 : Modèle géodynamique de fragmentation de la marge Est du Gondwana [Collot et al., 2009b]
I.2 b) Rifting Crétacé (80-50Ma)
Cette extension arrière-arc a pour conséquences un amincissement de la croûte continentale
de la plaque supérieure et une remontée du manteau, c’est le début du rifting. Selon Cluzel et
al. [2001], on assiste au Crétacé supérieur au recul très rapide de la marge active vers l’Est, à
l’ouverture de la Mer de Tasman et des bassins de Nouvelle-Calédonie et Sud-Loyauté et à la
dérive vers l’Est des lanières continentales détachées du Gondwana (Figure 5).
Figure 5 : Première phase Crétacé - Paléocène du modèle géodynamique, proposé par Cluzel et al., [2001]
I.2 c) Convergence Eocène (50-30 Ma)
A l’Eocène inférieur, la subduction orientée vers l’Ouest (Figure 5) prend fin et par
rééquilibrage des forces mises en jeu, on assiste à un phénomène de subduction flip et à
11
l’initiation d’une nouvelle subduction à pendage Est au niveau du Bassin Sud-Loyauté. Cette
nouvelle zone de subduction a pour conséquence l’ouverture du Bassin Nord-Loyauté en
position arrière-arc et la formation d’un arc volcanique : la Ride des Loyauté (Figure 6).
Figure 6 : Modèle géodynamique Eocène inférieur d’initiation d’une nouvelle zone de subduction à pendage Ouest [Cluzel et al., 2001]
A l’Eocène supérieur, l’arrivée de la Ride de Norfolk dans la fosse de subduction bloque
cette dernière et entraîne l’accrétion de lambeaux de croûte océanique du Bassin Sud-Loyauté
sur la Ride de Norfolk [Cluzel et al., 2001]. On assiste ensuite à l’obduction de la nappe de
péridotites sur la ride de Norfolk [Aitchison et al., 1995] et l’exhumation de matériel
métamorphisé préalablement descendu dans la zone de subduction [Spandler and Hermann,
2006] dans le Nord-Est de la Nouvelle-Calédonie (Figure 7).
Figure 7 : Modèle d’obduction des péridotites en Nouvelle-Calédonie (Cluzel et al. 2001)
I.2 d) Post-convergence Eocène (30-0 Ma)
Suite au blocage de la subduction ayant entrainé l’obduction des péridotites en Nouvelle-
Calédonie et pour des raisons là encore mal connues, la zone de subduction à pendage Ouest
qui s’était arrêtée à l’Eocène inférieur reprend, associée à un rapide phénomène de trench
rollback permettant la création du Bassin Sud-Fidjien.
Cette zone de subduction actuellement active se trouve au niveau de la Fosse des Tonga-
Kermadec à plus de 2 000 km à l’Est de la Nouvelle-Calédonie.
.
Dans la littérature récente, de nouvelles observations, principalement fondées sur des données
de sismique marine, tendent à démontrer que la convergence Eocène a affecté l’ensemble de
la région Tasman. Les auteurs parlent d’événement tectonique Cénozoïque dans la région
Tasman (TECTA).
12
I.3) L’événement TECTA
L’événement TECTA (Tectonic Event of Cenozoic in the Tasman Area) est une
réinterprétation récente d’une discordance observée dans les tous les puits traversant l’Eocène
à l’échelle de la région de Tasman. La région Tasman regroupe les structures géologiques
situées entre la Mer de Tasman à l’Ouest et la ride de Norfolk à l’Est.
Cette discordance correspondant à une lacune sédimentaire datant de la transition Eocène-
Oligocène (Figure 8) est également connue sous le nom de « discordance de Kennett ». En
effet, Kennett et al., [1975] ont interprété cette discordance comme étant le résultat de
l’érosion par des courants de fonds océaniques. A cette époque ces auteurs ne pouvaient que
se fonder sur les faciès sédimentaires des puits, essentiellement marins profonds juste au
dessus et juste en dessous de la discordance, et sur la bathymétrie actuelle pour interpréter
cette discontinuité car ils ne disposaient pas du jeu des données sismiques qui existe
aujourd’hui.
Figure 8 : Synthèse stratigraphique et mise en évidence des lacunes sédimentaires dans les puits de la zone Tasman. Une discordance régionale commune est observée sur l’ensemble des puits à la transition Eocène-Oligocène [Collot et
al., 2008]. Localisation des forages, voir figure 10
A partir de l’interprétation des profils sismiques disponibles sur la zone Tasman, Sutherland
et al. (2010) montrent qu’à la transition Eocène-Oligocène, le Bassin de Nouvelle-Calédonie
s’est brutalement effondré sur plus de 2 500 m alors que les rides de Lord Howe et de Norfolk
ont subi une intense érosion subaérienne à leur sommet. L’effondrement rapide du Bassin de
Nouvelle-Calédonie est justifié par la présence de terminaisons sismiques en onlaps sur les
bords du Bassin de Nouvelle-Calédonie qui correspondent au prolongement latéral de la
surface d’érosion observée sur les rides. Cette surface est surlignée par des pointillés noirs sur
13
le profil sismique GA114-004 (Figure 9) qui recoupe les rides de Lord Howe et Ouest
Norfolk et le bassin de Nouvelle-Calédonie.
Figure 9 : Profil sismique présentant l’effondrement du Bassin de Nouvelle-Calédonie et sa sédimentation en onlap sur les bords du bassin. Les flancs du bassin correspondent au prolongement latéral de la surface d’érosion sur les rides, elle-même contemporaine de la discordance Eocene-Oligocene [Sutherland et al., 2010]
A partir du pointé de cette surface d’érosion sur un grand nombre de profil, Sutherland et al,
(2010) ont déterminé des zones géographiques correspondant aux parties émergées des rides à
cette époque (délimitées par un trait noir sur la Figure 10). D’après eux, les surfaces
d’érosions observées seraient directement liées à une érosion subaérienne ou à une érosion par
les vagues en domaine marin peu profond.
Figure 10 : Localisation des zones où les profils sismiques montrent une érosion en domaine marin peu profond et/ou en domaine aérien (zones entourées en noir). La navigation des profils sismiques utilisée pour cette cartographie est représentée en orange. Les points rouges représentent les forages DSDP disponibles dans la région et les points jaunes, les forages pétroliers [Sutherland et al., 2010]
En raison de la dimension régionale de l’évènement qui s’étend sur plus de 2 000 km de long
et 500 km de large, Sutherland et al. (2010) ont proposé que la discordance Eocène Oligocène
observée dans les puits était plus d’origine tectonique qu’océanographique.
Ride Ouest Norfolk
14
Selon ces auteurs, la surface d’érosion Eocène-Oligocène serait liée à l’initiation de la zone de
subduction des Tonga-Kermadec le long de la Ride de Norfolk à l’Eocène. L’initiation de
cette subduction aurait provoqué la surrection des rides continentales et l’effondrement du
Bassin de Nouvelle-Calédonie (Figure 11).
Depuis l’Eocène, la zone de subduction des Tonga-Kermadec n’a jamais cessé d’être active et
de reculer vers l’Est jusqu’à sa position actuelle. Au fur et à mesure de son éloignement, la
zone Tasman s’est peu à peu refroidie. En refroidissant, l’ensemble de la région Tasman a
subi une subsidence thermique (Figure 11) de plus de 1 000 m pour arriver à la situation
actuelle (Figure 11). Le début de cette subsidence marque la fin de l’événement TECTA.
Figure 11 : Initiation de la zone de subduction des Tonga-Kermadec provoquant l’effondrement du Bassin de Nouvelle-Calédonie et la surrection de toute la zone [Sutherland et al., 2010]
Figure 12 : Situation actuelle : l’ensemble de la zone a subsidé suite au recul de la zone de subduction plusieurs centaines de kilomètres vers l’Est [Sutherland et al., 2010]
15
Il s’agit de travailler plus précisément sur le faciès TECTA en traitant et en interprétant de
nouvelles données sismiques ainsi que des données existantes. Cela passe par une phase de
traitement sismique permettant la valorisation de nouveaux profils acquis sur la région
Tasman. L’interprétation sismique de ces profils permettra l’analyse approfondie des
différents faciès rencontrés sur l’horizon TECTA. Cette interprétation sera discutée ce qui
devrait pouvoir apporter de nouveaux éléments qui documenteront l’évènement tectonique.
16
II) Les données sismiques : bases de données, acquisition et traitement
Avant de pouvoir interpréter un profil sismique et caractériser les structures géologiques des
fonds marins, de nombreuses étapes concernant l’acquisition et le traitement des données font
intervenir les compétences d’un ingénieur traitement sismique. L’objectif de ce chapitre est de
présenter ces étapes et de les relier aux grandes phases de mon stage. D’abord, les données
existantes et leurs enjeux régionaux seront présentés. Puis, l’étape d’acquisition de nouvelles
données, avec réalisation de la campagne océanographique IPOD et enfin le traitement des
données sismiques seront développés.
II.1) Présentation des données
Les données qui m’ont été confiées lors de mon stage ont pour vocation d’être intégrées à la
base de données appelée : Tasman Frontier Geophysical DataBase (TFGDB). Il s’agit d’une
base regroupant des données de sismique réflexion acquises depuis 1956 dans une zone
géographique de plus de 3 millions de kilomètres carrés comprise entre l’Australie, la
Nouvelle-Calédonie et la Nouvelle-Zélande et dont les navigations sont présentés sur la
Figure 13. Dès 1956 et pendant près de 25 ans, de grands projets d’exploration pétrolière sont
montés par des groupes tels que Elf, Mobil ou encore CEPM qui s’intéressent à cette zone. La
compilation de cette base de données résulte de la collaboration entreprise en 2009 entre les
services géologiques régionaux et rassemble aujourd’hui plus de 100 000 km de données de
sismique réflexion. Aujourd’hui cette base regroupe des données publiques acquises dans les
Zones Economiques Exclusives des trois pays concernés et ne cesse de s’accroître,
notamment grâce à des programmes de recherche menés par ces pays.
II.1.a) Le programme ZoNéCo et autres programmes de recherche
Depuis 1991 un programme géré par l’Agence de Développement Economique de la
Nouvelle-Calédonie (l’ADECAL), encourage l’acquisition de données et permet la relance
des campagnes océanographiques en Nouvelle-Calédonie. Il s’agit du programme ZoNéCo
dont l’objectif principal est l'inventaire des ressources de la Zone Economique Exclusive
(ZEE) et des lagons de la Nouvelle-Calédonie. Ce programme, cofinancé par l’Etat, le
Gouvernement de la Nouvelle-Calédonie (GNC) et les 3 provinces de Nouvelle-Calédonie,
permet alors de lancer de nombreux projets favorisant le développement de travaux de
recherche et l’organisation de nouvelles campagnes d’acquisitions marines.
En ce qui concerne la cellule des ressources minérales, six campagnes à la mer ont été
réalisées entre 1991 et 2004, à bord du navire océanographique l’Atalante (ZoNeCo1-2-3-4-5-
11). Outre la sismique réflexion, ces campagnes ont permis de nombreuses autres acquisitions
marines telles que des données de bathymétrie multifaisceaux ou encore de données de
potentiel.
17
D’autres programmes de recherche tel que le programme EXTRAPLAC (Extension
Raisonnée du Plateau Continental avec les campagnes Noucaplac-1 et Noucaplac-2) et le
programme FAUST (French Australian Seismic Transect avec les campagnes FAUST-1 et
FAUST-2) ont aussi permis l’acquisition de données sismiques.
Sur l’ensemble de ces campagnes, les données sismiques des campagnes ZoNéCo-1-2-3-4-5
Noucaplac-1 et FAUST-2 n’ont jamais été traitées. Ceci totalise plus de 54.000 km de
données de sismique réflexion. Toutes ces campagnes ayant utilisé le même dispositif
d’acquisition sismique de l’Ifremer, connu sous le nom de « sismique rapide » (sisrap), l’un
des objectifs de ce stage a été de développer une chaîne de traitement sismique adaptée à ces
données et d’en traiter une partie.
II.1.b) La base de données Tasman Frontier
Les ZEE de la Nouvelle-Calédonie (NC), de la Nouvelle-Zélande (NZ) et de l’Australie
couvrent des structures géologiques communes aux trois pays. De ce simple constat est née en
2009, à l’initiative des services géologiques des trois pays (SGNC en NC, GNS Science en
NZ et GA en Australie), l’idée de construire une base de données sismiques régionale. Le
projet de base de données, intitulé Tasman Frontier Geophysical DataBase (TFGDB) consiste
donc à :
- Inventorier et rassembler tous les fichiers sismiques traités et publiques disponibles
sur la zone « Tasman » ainsi que leur navigation.
- Formater de manière homogène ces fichiers sismiques (fichiers « .segy ») afin de
faciliter leur utilisation par les différents opérateurs.
- Organiser les fichiers afin de pouvoir identifier leur origine
- Rassembler les interprétations sismiques dans un même format afin de faciliter leur
échange
- Diffuser publiquement la base de données via un site internet et d’en faire la
promotion (via des publications, des séminaires ou encore des conférences)
Ce nouvel outil est fondamental pour la connaissance géologique dans la région Tasman.
Avant la création de cette base, les différents services géologiques régionaux travaillaient de
manière isolée sur les données localisées essentiellement dans leur espace maritime respectif.
Aujourd’hui, la base de données permet pour la première fois une étude de la géologie dans
son ensemble et facilite ainsi la collaboration entre les trois pays. La Figure 13 illustre la
navigation des profils de la version 1 de la base TFGDB au 12 Mars 2012 soit au début de ce
stage.
18
Figure 13 : Carte bathymétrique présentant la zone d’étude. Sont représentées en noir les navigations des profils sismiques de la base de données Tasman Frontier au 5 Mars 2012 avant le début de ce stage. Ces profils représentent plus 100 000 km de sismique (sur fond de bathymétrie dérivée de l’altimétrie satellitaire de Smith and Sandwell, (1997)])
Sur l’ensemble des données sismiques détenues par la NC, une grande partie a déjà été traitée
et intégrée dans la version 1 de la base TFGDB. Néanmoins un certain nombre de ces
données restent à ce jour non traitées (cf § II.1.a). Une partie du stage a donc consisté à
valoriser ces données afin de les intégrer dans la version 2 de la base TFGDB dont la
diffusion est prévue courant 2013.
Outre le traitement des données existantes, un autre aspect du développement de cette base
consiste à intégrer les données provenant de nouvelles acquisitions sismiques. Ainsi les
données sismiques acquises pendant de la campagne IPOD et au cours de ce stage seront
intégrées dans la version 2 de la TFGDB.
Pour plus d'information, cf le site internet de Tasman Frontier www.gns.cri.nz/Home/Our-
Science/Energy-Resources/Oceans/Oceans-Research/Tasman-Fontier.
NC
19
II.2) La campagne à la mer IPOD (Investigating Post Obduction
Deposits) : objectifs et principes de l’imagerie sismique.
Lors de mon stage j’ai eu la chance de participer à une campagne d’acquisition sismique en
mer. Pour que cette campagne se déroule dans les meilleures conditions et que les résultats
soient exploitables il a été est capital de bien préparer la mission au préalable. Cette
préparation a notamment consisté à définir de façon précise les objectifs de la mission. A
partir de là, il a été est possible de proposer un plan de navigation et une « géométrie » du
dispositif répondant à ces objectifs.
II.2.a) Présentation de la mission
Dans le but de mieux comprendre l’histoire géologique post-obduction de la Nouvelle-
Calédonie, le SGNC en partenariat avec l’Ifremer (Institut français de recherche pour
l’exploitation de la mer), l’IRD (l’institut de recherche et de développement), l’INSU (Institut
National des Sciences de l’Univers) et le laboratoire GéoAzur a effectué une campagne à la
mer, IPOD, au cours de la première quinzaine d’août 2012 à bord du navire océanographique
l’Alis. Les objectifs scientifiques du projet IPOD étaient d’imager l’architecture sédimentaire
des dépôts post-obduction et leur lien avec les mouvements verticaux qui se sont produits
après la mise en place des ophiolites. La zone d’étude sélectionnée s’étend sur la pente
continentale et le bassin situé à l’Ouest de la Grande-Terre (figure 14). Il s’agit d’une zone
charnière car elle correspond à la région de la Grande-Terre où affleure la séquence la plus
complète des dépôts post-obduction et où des sédiments déformés sur plusieurs kilomètres
d’épaisseur sont observés dans le remplissage post-obduction du Bassin de Nouvelle-
Calédonie. De plus, la bande côtière étant relativement étroite (6 km de large en moyenne
contre plus de 20 km au Nord et au Sud de la Grande-Terre), cette zone est particulièrement
propice pour tenter de faire le lien entre les observations géologiques à terre et les données
sismiques du Bassin de Nouvelle-Calédonie.
La mission avait donc pour objectif principal de répondre aux questions liées à l’âge et à
l’amplitude des mouvements verticaux post-obduction dont l’origine reste à déterminer. En
effet plusieurs hypothèses sont avancées comme par exemple un rebond isostatique ou encore
une tectonique extensive régionale. Cette mission était aussi l’occasion de tester l’hypothèse
selon laquelle ces mouvements verticaux seraient responsables d’un grand glissement ayant
remodelé la morphologie de la marge sur une distance latérale de 100 km. Ce mouvement
serait à l’origine de l’importante masse de sédiments déformés observée dans le Bassin de
Nouvelle-Calédonie.
20
Figure 14 : Zone d’étude lors de la campagne IPOD et présentation des navigations des profils sismiques réalisés (traits noirs)
Pour répondre à ces questions, il a été décidé de réaliser une campagne de sismique réflexion
haute résolution sur la pente continentale de la marge Ouest. Les profils sismiques
perpendiculaires à la marge ont été acquis le long des interfluves, qui correspondent aux zones
les moins érodées par les processus gravitaires récents Ce choix a permis 1) d’obtenir une
image de la stratigraphie la plus complète de la pente continentale, 2) d’imager la partie
amont de l’épaisse masse glissée. Les données acquises, grâce au matériel sismique du
laboratoire GéoAzur, courent sur près de 1350 km. En complément des profils sismiques, des
dragages ont été réalisés sur les parties les plus abruptes de la zone afin de connaître la nature
et de dater les sédiments imagés par la sismique.
II.2.b) Principe de l’imagerie sismique
A ce point du rapport et pour mieux comprendre la suite, il est important de présenter le
principe de l’imagerie sismique reflexion. Cette technique consiste à imager le sous-sol à
partir de l’étude de la propagation des ondes de volumes émises par une source active. Pour
cela un (ou plusieurs) canon(s) à air sont immergés et tractés par un navire et font office de
source(s) sismiques. Ces canons émettent à intervalle régulier (de l’ordre de 6 secondes) un
front d’onde qui se propage jusqu’au fond de la mer. Arrivée au fond, une partie de l’onde est
21
réfléchie et l’autre est transmise dans le sous sol. A chaque interface entre différentes couches
sismiques présentant des propriétés acoustiques différentes, une nouvelle partie de l’onde est
réfléchie vers la surface tandis que le reste est transmis aux couches inférieures. Ces ondes
réfléchies sont ensuite captées en surface par une série d’hydrophones (communément
appelée «flûte sismique») immergés et tractés derrière un navire (Figure 15). Cette flûte est
un tuyau souple bardé d’hydrophones (aussi appelés des « traces sismiques ») qui enregistrent
le passage (en temps et en amplitude) des ondes. La conversion en signaux électriques de ce
passage constitue la donnée sismique acquise.
L’ensemble de ce dispositif « canon + flûte » est tracté à l’arrière d’un navire à une vitesse de
l’ordre de 5-10 nœuds.
Figure 15 : Principe de l’imagerie sismique rapide d’après le site internet de l’Ifremer.
Ce principe d’acquisition impose un choix préalable quant à la « géométrie » du dispositif à
déployer. Il est en effet possible de jouer sur un certain nombre de paramètres (résumés sur la
Figure 16) pour optimiser le dispositif sismique et l’adapter aux objectifs et aux conditions de
la mission.
Figure 16 : Schéma synthétisant la géométrie d’un dispositif sismique. L'offset est la distance entre la source et une trace sismique. L'offset minimum la distance entre la source et la première trace. La distance entre 2 tirs dépend de la vitesse du bateau et de la cadence de tir.
22
Les principaux paramètres modifiables sont :
- L’offset : il s’agit de la distance entre la source et la première trace. Cette distance influe sur l’angle avec lequel les ondes vont être captées par la flûte. Il faut trouver un juste
milieu entre capter les ondes le plus verticalement possible (pour éviter toute altération du
signal) et l’éloigner suffisamment du navire pour limiter le bruit dû au moteur.
- La profondeur d’immersion du dispositif : plus le dispositif est profond (~10m) plus le signal sera basse fréquence ce qui a pour conséquence une meilleure pénétration dans le
sous-sol mais une moins bonne résolution verticale et inversement pour un dispositif à faible
profondeur. La profondeur du dispositif influe aussi sur la réduction du bruit (plus le
dispositif est profond moins le bruit dû à la houle se fait ressentir).
- La distance inter-tir : cette distance est directement gouvernée par la cadence de tir (environ toutes les 6 secondes lors de la campagne IPOD) et la vitesse du bateau. Son calcul
est important car c’est cette distance qui va permettre d’imager plusieurs fois le même point
comme on peut le voir sur la Figure 17. La cadence de tir est limitée par les capacités du
compresseur qui fournit un certain volume d’air comprimé au(x) canon(s).
Au moment de l’acquisition des données, celles-ci sont enregistrées en « collection point de
tirs ». Cela signifie que pour chaque tir on associe une série de traces imageant un point du
sous-sol différent. Par exemple sur la Figure 17, la collection au point de tir 1 comprend les
enregistrements des hydrophones H1 H2 et H3 qui imagent respectivement les points x3, x4
et x5.
Figure 17 : Principe de l'acquisition sismique. La distance inter-tir est la distance qui sépare la position du dispositif entre le tir n et le tir n+1. Afin d'augmenter la qualité de l'image sismique il est capital qu’un même point du sous-sol soit imagé un maximum de fois. Ici le point x3 est imagé 3 fois (une première fois par H1 au tir 1, une deuxième par H2 au tir 2 et une troisième par H3 au tir 3) : on parle d’un ordre de couverture de 3.
23
- Le nombre de traces et l’intervalle entre chacune d’entre elles (inter-trace) font partie de la configuration de la flûte et ne sont pas modifiables.
L’une des mes responsabilités lors du stage fut de déterminer la géométrie d’acquisition
optimum. Celle-ci variant au cours de la campagne en raison des fortes variations
bathymétriques, une série de tests a été réalisée au début de la mission. Les différents
paramètres testés et finalement choisis sont résumés sur le tableau en Annexe 2.
II.3) Traitement des données brutes
La première partie de mon stage consistait à développer l’ensemble d’une chaîne de
traitement sismique. Pour cela je me suis appuyée sur des codes déjà existants auxquels j’ai
apporté les modifications nécessaires afin qu’ils soient adaptés aux données que j’étais
chargée de traiter. Avant de présenter le format des fichiers sismiques ainsi que les étapes du
traitement, il est nécessaire de faire un point sur les données sismiques dont je disposais. La
première étape consistait en un inventaire des données à traiter. En raison de l’indisponibilité
de certaines informations indispensables les concernant, de leur état ou encore de leur format,
certaines de ces données se sont finalement révélées inexploitables.
II.3.a) Inventaire des données à traiter
La base de données Tasman Frontier (TFGDB), contient l’ensemble des données traitées sur
la région Sud-Ouest Pacifique. Outre cette base, le SGNC possède une quantité conséquente
de données brutes non traitées qu’il reste à intégrer dans la TFGDB. Mon travail d’inventaire
a donc débuté sur ces données brutes.
Ces données regroupent l’ensemble des campagnes sismiques du programme ZoNéCo ainsi
que des campagnes du programme national EXTRAPLAC ou du programme FAUST (cf §
II.1.a). La Figure 18 présente la navigation de toutes les campagnes ZoNéCo, EXTRAPLAC
et FAUST.
24
Figure 18 : Plan de navigation des campagnes ZoNéCo, Noucaplac & Faust sur fond de bathymétrie dérivée de l’altimétrie satellitaire [Smith and Sandwell, 1997]
Parmi toutes ces campagnes, il est arrivé que nous ne retrouvions aucune des données
sismiques comme par exemple pour ZoNéCo1. Malgré de nombreuses recherches auprès des
différents organismes gérant la sauvegarde de ce type de données (Ifremer-Sismer, DTSI :
Direction des Technologies et des Services de l’Information du gouvernement de la NC) les
fichiers liés à cette campagne restent introuvables, ce qui rend leur valorisation impossible. Il
en est de même pour la campagne ZoNéCo2 dont les fichiers sismiques existent mais ne
possèdent aucune information de positionnement. Sans cette information, l’exploitation des
données est impossible et leur traitement devient donc inutile. Nous avons néanmoins
retrouvé la navigation du bateau de cette campagne et pensons qu’une corrélation entre la
navigation et les profils sismiques est possible. Mais cela nécessite une analyse profil par
profil ce qui représente un travail conséquent. Nous avons préféré mettre l’accent sur les
campagnes disponibles et ainsi traiter un maximum de données.
C’est pourquoi nous nous sommes concentrés sur les campagnes ZoNéCo-3, 4 & 5 parmi
lesquelles plus d’une soixantaine de profils ont été sélectionnés en raison de la pertinence de
leur position vis-à-vis de la caractérisation de l’événement TECTA. Ainsi, environ 9 000 km
de sismique, ont pu être traités. Les campagnes ZoNéCo-3 et 4 n’avaient jamais été analysées
et certains profils ZoNéCo 5 jamais traités. Leur traitement représente donc des données
inédites qui viendront alimenter la TFGDB. Certains profils ZoNéCo 5 déjà traités dans le
passé ont été retraités avec la chaîne de traitement développée ici afin de comparer les
traitements. Cela nous a permis de porter un regard critique sur le travail effectué.
25
Mais avant d’en arriver là, il faut tout d’abord présenter la donnée de base de tout traitement
sismique à savoir les données brutes.
II.3.b) Le format SEGY des données brutes
Pour bien comprendre les différentes étapes qui ont conduit à l’élaboration de la chaîne de
traitement, il faut dans un premier temps présenter le format dans lequel les données
sismiques sont enregistrées. Ce format, nommé Seg-y file format, a été développé par The
Society of Exploration Geophysics et sert à stocker l’ensemble des données sismiques. Il
s’agit aujourd’hui du format universel. La première version fut développée en 1973 et
permettait de stocker les informations relatives à une unique trace sismique sur des bandes
magnétiques. Au fil du temps et des avancées technologiques en matière de géophysique, les
méthodes d’acquisition se sont faites de plus en plus pointues permettant à présent une
imagerie en 3 voire 4 dimensions. Le format Seg-y a donc subi de nombreux changements qui
lui permettent aujourd’hui d’être le format le mieux adapté à l’acquisition sismique.
Toutes les informations d’un profil sismique sont contenues dans un fichier Seg-y. Pour un
profil donné, le Seg-y nous renseigne sur la navigation (c'est-à-dire les différents points GPS
enregistrés pendant l’acquisition), la géométrie du dispositif déployé mais aussi et surtout sur
la réponse du sol perçue par les hydrophones. L’amplitude de cette réponse est enregistrée
sous forme de signaux électriques analogiques numérisés à un pas d'échantillonnage défini
lors de l'acquisition. Le Seg-y contient aussi des informations relatives au nombre de traces
déployées, au nombre d’échantillons par trace ou encore au délai entre l’émission du signal
source et le début de l’enregistrement.
Toutes ces informations sont organisées dans le Seg-y et on les repère grâce aux octets qui
leurs sont associés. La Figure 19 présente le détail de l’organisation du fichier type. Divers
logiciels permettent de visualiser ces différentes données ainsi que les octets correspondant.
Pour ma part j’ai eu recours au logiciel Seisee [Pavlukhin et Sakhalinsk 2012], dont sont
extraites la plus part des figures qui suivent.
Figure 19 : Structure d’un fichier Segy d’après le SEG Technical Standards Committee (2002) « Byte » =octet
Le fichier débute par 3200 octets qui correspondent au Textual File Header (Figure 20). Cet
en-tête se compose d’une quarantaine de lignes permettant à l’utilisateur d’avoir un premier
aperçu du contenu du fichier. Ces informations sont codées en chaîne de caractères et peuvent
donc être lues directement par un éditeur de texte.
26
Figure 20 : Exemple de Textual File Header vue sous Seisee. Il contient des informations telles que le nom de la mission, l’intervalle d’échantillonnage ou encore le nombre de traces
Vient ensuite la partie binaire de l’en-tête du fichier Seg_y qui correspond aux 400 octets
suivants. C’est ici que sont enregistrées les valeurs binaires de données qui serviront dans
toute la suite On y retrouve l’intervalle d’échantillonnage, la longueur des traces ou encore le
format de codage (Figure 21). Chaque information est associée à 2 ou 4 octets en fonction du
format.
27
Figure 21 : Informations présentes dans le « binary header » visualisés ici grâce à Seisee
Suite à ces 3600 premiers octets, il peut y avoir une extension à l’en-tête. Cette extension est
optionnelle et regroupe des informations liées à la projection des données de navigation et aux
paramètres d’acquisition. Dans l’ensemble des données que j’ai eues à traiter, je n’ai jamais
rencontré ce type d’extension.
La taille de la suite dépend du nombre de traces considérées, du nombre de tirs et du temps
d’écoute. Pour chaque trace, nous retrouvons un en-tête de 240 octets contenant des
informations relatives à la trace considérée, suivi par les données correspondant directement à
l’enregistrement sismique : l’amplitude de l’onde enregistrée à chaque temps t défini par le
pas d’échantillonnage. La taille de cette partie dépend du nombre d’échantillon (qui dépend
du pas d'échantillonnage et du temps d'écoute) et de la longueur du profil (du nombre de tirs)
mais aussi du format de codage qui détermine le nombre d'octets associé à chaque échantillon.
Par exemple, si la fréquence d’échantillonnage est de 500 Hz, cela signifie qu’un échantillon
est enregistré toutes les 2 ms. Si la fenêtre d’écoute est de 4 s, cela nous donne 2000
échantillons par trace. Enfin si le code du format d’enregistrement (codé arbitrairement sur
une échelle allant de 1 à 3) vaut « 3 », cela signifie que 4 octets sont associés à chaque
échantillon. Nous obtenons donc pour une seule et même trace : 2000*4 = 8000 octets. Cela
signifie que pour un profil de 500 tirs (représentant approximativement une distance de 5 km)
et une flûte de 6 traces, nous obtenons un volume de 8000*6*500= 24 Mo.
28
Maintenant que le format et l’organisation des données sont bien définis, nous pouvons passer
à leur traitement. Chacune des étapes qui suit nécessite une parfaite maitrise du format décrit
ci-dessus car il s’agit d’aller chercher les informations au bon endroit dans le fichier et de les
y réinjecter suite au traitement.
II.3.c) Les différentes étapes de la chaîne de traitement
(i) Le traitement de la navigation
Il s’agit ici d’extraire la navigation du fichier sismique afin de s’assurer de son existence (cf §
II.3.a) et de sa pertinence. Sur tous les fichiers que j’ai eus à traiter, nombre d’entre eux
possédaient une partie des coordonnées de tirs non renseignées (en général en début ou fin de
profil). Il est alors nécessaire de découper le profil afin de ne conserver que les portions pour
lesquelles nous disposons de toutes les informations.
Pour que la position de la flûte, et donc des points du sous-sol imagés, soit exacte il ne faut
pas que le profil comporte de giration. En effet lors de ces girations la flûte, tractée à l’arrière
du bateau, n’est pas parfaitement alignée avec le cap du bateau, ce qui rend le calcul de sa
position impossible. Pour gérer ce problème il est nécessaire de découper les profils en
tronçons rectilignes. C’est aussi à cette étape qu’il faut récupérer les informations liées à la
projection dans laquelle se trouvent les coordonnées. Pour les données ZoNéCo, les
coordonnées brutes étaient en degré minute seconde (dans le système WGS84)
Une fois la navigation extraite et le format de projection déterminés, on peut passer à l’étape
de traitement de la navigation. Lors de l’enregistrement de la navigation, des sauts GPS
peuvent se produire, repérables en ce qu’ils indiquent des positions aberrantes par rapport aux
points qui précédent et qui suivent. La correction de ces valeurs ainsi que la projection des
données en coordonnées métriques (projection lue par le logiciel Sispeed par la suite) sont les
deux principales étapes du traitement de la navigation. Le code de la chaîne de traitement que
j’ai en partie développé et qui correspond à cette étape renvoie en sortie un fichier « .xy »
contenant les points GPS projetés du bateau au moment des différents tirs.
Vient ensuite une étape de positionnement. Maintenant que nous connaissons l’emplacement
du bateau pour chaque tir, il s’agit de connaître la position de chaque trace. Ces positions se
déduisent de la géométrie d’acquisition (distance bateau-source, bateau-flute, déport de celle-
ci à bâbord ou tribord …, cf Figure 16).
(ii) La géométrie
C’est à ce moment que les traces (jusque là triées en collection point de tir comme on l’a vu
sur la Figure 17) sont regroupées en collection point milieu commun (CMP-Common Middle
Point). Cette nouvelle collection correspond à l’ensemble des traces associées à un couple
point émetteur / point récepteur tels que le point situé à mi-distance du récepteur et de
l’émetteur soit le même (la Figure 22 illustre ce principe.)
29
Figure 22 : Principe d’une collection en point milieu commun (CMP : Common Middle Point) : Pour un même point du sous-sol on récupère tous les couples source-récepteur qui onT imagé ce point en une même collection. Sur cette figure par exemple, le point x1 est imagé par 3 couples source-récepteur, idem pour le point x2 mais avec des couples source-récepteurs différents
La collection en CMP regroupe donc les couples source – trace qui ont imagé un même point
du sous sol et permet donc d’améliorer le rapport signal sur bruit. Alors que dans la collection
en point de tir, la redondance d’information n’apporte aucune valeur ajoutée, le passage en
collection CMP, augmente la quantité d’information sur un même point du sous-sol. Cela
réduit le risque d’erreur mais aussi le rapport signal/bruit.
Cette étape dite de géométrie que j'ai en partie développée sous Matlab se conclut par la
création d’un fichier de positionnement « .pos » qui regroupe les numéros de traces et leurs
positions ayant imagé un même point CMP. Dans la pratique, nous avons rencontré des
difficultés liées à un manque d’information sur la géométrie du dispositif ou encore sur le
délai qui existe entre l’ordre de tir et le moment réel du tir. Les campagnes étudiées datant
pour certaines de plus de dix ans, les rapports de mission n’évoquent pas toujours ces
informations et nous avons dû nous adapter. Par exemple, pour le délai source nous avons
décidé de le fixer à 25 ms car c’est la valeur la plus courante. Les bons résultats obtenus nous
ont confortés dans notre choix.
La géométrie d’acquisition pour l’ensemble de ces missions était la suivante :
- Offset minimum : 200 m
- Nombre de traces : 6
- Inter-trace : 50 m
- Inter-tir : 50 m
- Couverture : 6
(iii) Filtrage et pré-traitements : Le premier pré-traitement réalisé est l’application d’un filtre
passe bande au signal afin de réduire le bruit et d’augmenter la qualité du signal utile. Afin de
30
connaître les bornes de ce filtre il est nécessaire d’avoir une idée du spectre d’émission du
signal (Figure 23). C’est le logiciel Sispeed qui permet d’obtenir cette information à partir du
fichier brut.
Figure 23 : Spectre d’émission du signal pour un profil ZoNéCo5 permettant de définir les bornes d’un filtre passe bande (ici 10-90Hz) (visualisé ici grâce à Sispeed)
A ce stade, un nouveau problème de délai d’enregistrement a été observé. En effet le time
delay définit le temps qui sépare le tir et le début de l’enregistrement de la trace. Ce délai peut
être différent en fonction de la trace où l’on se trouve. La Figure 24.a présente
l’enregistrement de 6 traces (en jaune). Les 3 première< commencent l’enregistrement 1 000
ms après le tir alors que les 3 suivantes n’enregistrent qu’à partir de 1 500 ms. Si cette
différence de délai n’est pas corrigée, le profil final présente un décalage vertical (Figure
24b). Le début de l’enregistrement étant le point de référence commun à toutes les traces, si
celui-ci diffère nous obtenons une série de traces qui ne sont pas cohérentes et qui ne peuvent
être corrigées ensemble.
Pour corriger ce délai, il suffit d’ajouter des échantillons vierges (en bleu sur la Figure 24.c)
avant et/ou après ceux déjà existants et de mettre leur amplitude à zéros. Cela revient à créer
un fichier sismique dans lequel toutes les traces commencent leur enregistrement au même
moment à un temps zéro équivalent au moment du tir et sont de la même durée (Figure 24.c).
Nous obtenons alors un ensemble de traces qu’il est possible de corriger d’une seule et même
façon.
31
Figure 24 : Correction du time delay dans le cas où celui-ci varie d’une trace à l’autre a) les 3 premières traces ont un délai de 1 000 ms alors que les 3 suivantes débutent à 1 500 ms ; b) Si aucune correction n’est apportée, l’hyperbole présente un shift vertical et les traces ne seront pas cohérentes entre elles ; c) Correction du time delay par l’ajout d’échantillons vierges (en bleu) en début et/ou fin d’enregistrement d) Grâce à cette correction, l’hyperbole ne présente pas de shift et peut être redressée.
Maintenant que toutes les traces sont filtrées et calées en temps, nous pouvons passer à l’étape
suivante. Pour cela nous utilisons le logiciel Sispeed dont nous nous servons ici pour réaliser
l’étape de sommation (stack) avant de réaliser la migration grâce à Seismic Unix.
32
(iv) Correction de Normal Move Out (NMO) et Sommation (Stack) Pour chaque collection CMP, nous disposons d’un ensemble d’enregistrements (les traces)
correspondant à ce CMP mais avec différents offset. Le temps d’arrivée de l’onde augmentant
de façon hyperbolique en fonction de cet offset (Figure 25a), une correction est nécessaire
afin d’horizontaliser l’hyperbole (Figure 25b). On appelle cette étape la correction NMO
(Normal Move Out).
Figure 25: a) Correction NMO : le temps de parcours d'une onde augmente de façon hyperbolique en fonction de l'offset. b) Il est donc nécessaire d'appliquer une correction pour horizontaliser le trajet de cette onde.
Elle correspond au redressement de l’hyperbole en fonction de la vitesse de propagation des
ondes dans le milieu et de la distance parcourue par l’onde. La seule hypothèse émise ici est
que les réflecteurs sont horizontaux
Pour chaque trace, l’hyperbole de réflexion a pour équation :
Avec: t(x) le temps source-récepteur, t0 le temps source-récepteur à offset nul, x la distance
source-récepteur et la vitesse telle que l’hyperbole définie avec cette vitesse soit au plus
près de l’hyperbole réelle.
Pour corriger cette hyperbole, on applique une correction temporelle telle que le delta (t(X)
sur la Figure 25) s’exprime :
33
Avec t²(x) négligeable, on obtient :
Avec V la vitesse de la couche située au dessus de l’interface et +t(x) la différence de temps
entre le trajet oblique t(x) et le trajet vertical .
Dans notre cas, la vitesse de sommation est de 1500 m/s.
Suite à cette correction NMO, vient l’une des étapes les plus importantes : la sommation ou
stack, qui consiste à sommer toutes les traces d’un même CMP et ainsi augmenter la précision
de l’enregistrement et améliorer le rapport signal/bruit, par exemple en réduisant fortement
l’influence du bruit aléatoire.
(v) La migration
Enfin, le traitement s’achève par une opération de migration visant à repositionner les
interfaces pentées ainsi qu’à augmenter la résolution latérale. L’intérêt de la migration vient
de l’approximation qui est de dire que la surface imagée est horizontale. Il arrive que cette
hypothèse ne se vérifie pas, il faut alors focaliser les hyperboles de diffraction. Lorsqu’une
onde arrive sur un géophone on considère qu’elle image le point situé à mi-distance entre la
source et l’hydrophone (rai bleu sur la Figure 26.a), or si le fond n’est pas horizontal, cette
onde peut avoir imagé n’importe quel point le long d'une hyperbole située entre la source et le
récepteur (cf rais rouge sur la Figure 26.a). La migration consiste donc à calculer toutes les
positions possibles d’un point imagé par un couple source-récepteur trace par trace, puis à
sommer les résultats. Par constructions négatives et positives, les amplitudes s’annulent d’une
trace à l’autre et laisse apparaître le réflecteur dans sa position réelle.
34
Figure 26 : Principe de la migration. a) Position théorique du point imagé (bleu) et positions possibles de ce même point (rouge) ; b) Calcul de toutes les positions possibles pour une trace ; c) Sommation sur toutes les traces qui permet l'annulation de certaines amplitudes et le repositionnement des réflecteurs.
Il existe différents types de migrations ; dans tous les cas cette étape consiste à recalculer
trace par trace les différentes possibilités de points imagés puis d’en faire la somme. Cette
somme permet d’annuler les amplitudes et de ramener les réflecteurs à leur place. La
particularité de la migration de Stolt, utilisée ici, est d’être une migration qui opère en
domaine F-K en utilisant une transformée de Fourier spatiale.
(vi) Système de coordonnée : projection en Mercator UTM 59S.
Afin de rendre la base TFGDB homogène et utilisable par l’ensemble des opérateurs, la
chaîine de traitement s’achève par la projection des coordonnées GPS en
WGS_1984_UTM_Zone_59S c'est-à-dire la projection de Mercator adoptée pour la base
TFGDB. Cette opération s’effectue à partir du logiciel de SIG ArcGis [ESRI 2011].
L’ensemble de ces étapes de la chaîne de traitement sont schématisés en Annexe 3. Cette
chaîne de traitement à aussi fait l’objet d’un tutoriel de mode d’opération d’une quinzaine de
pages.
35
Conclusion La méthode et les différentes étapes qui viennent d’être décrites correspondent aux bases du
traitement sismique. Il existe différentes approches qui peuvent mener à des codes
informatiques différents et des traitements différents. Le choix de réaliser ce traitement en
utilisant conjointement Matlab & Sispeed ne s’est pas imposé directement et est le résultat
d’une étude comparative que j’ai menée entre d’un coté Matlab/Sispeed et de l’autre Seimic
Unix, l’équivalent sous Linux. C’est la qualité des résultats ainsi que ma plus grande aisance à
l’utilisation de Matlab qui nous ont guidés vers ce choix final. Afin de comparer les résultats,
une séquence de traitement a été réalisée sur un profil déjà traité. Il s’agit d’un profil acquis
lors de la campagne ZoNéCo5 et dont la position est représentée sur la Figure 27. La Figure
28.a présente l’ancienne version de ce profil et la Figure 28.b la nouvelle.
Figure 27 : Plan de positionnement du profil 07, acquis lors de la campagne ZoNéCo5, utilisé pour la comparaison entre les chaînes de traitement [Smith et Sandwell, 1997]
Une fois l’inventaire des données réalisé et la chaîne de traitement maîtrisée, nous avons pu
nous lancer dans le traitement à la chaîne d’un certain nombre de profils dont le choix a été
guidé par le besoin de caractériser l’événement TECTA. Au final, nous sommes parvenus à
traiter plus d’une soixantaine de profils soit un peu plus de 9 000 km de sismique, représentés
en rouge sur la Figure 29.
36
37
Figure 28 : Comparaison des résultat s sur le profil 07 de la campagne ZoNéCo5 a) Ancien profil b) Nouveau profil obtenu grâce à la chaîne de traitement développée lors de ce stage
38
Figure 29 : Plan de navigation des profils sismiques de la base de données Tasman Frontier au 07 Septembre 2012 à la fin de ce stage. Les traits noirs correspondent aux profils déjà existants, les traits rouges identifient les profils traités au cours de ce stage. [Smith et
Sandwell, 1997]
39
III) Interprétation sismique Une fois qu’un profil sismique est traité il s’agit en premier lieu d’en faire une description
objective ayant pour but de décrire les caractéristiques et la géométrie des réflecteurs et des
faciès sismiques. Ces descriptions permettront ensuite d’argumenter et de proposer une
interprétation et ainsi d’apporter des éléments constructifs à la compréhension de l’événement
TECTA.
Une première phase de formation à l’interprétation sismique a été nécessaire. Cette formation
a consisté en la découverte des données sismiques et de leur signification géologique, ainsi
qu’à l’apprentissage du logiciel The Kingdom Suite et des principes de base de l’interprétation
sismique. Ces principes sont résumés dans la première partie de ce chapitre.
Au total, une quarantaines de profils sismiques ont été interprétés dans la partie Nord de la
zone Tasman Frontier. Les profils analysés sont en partie issus du traitement sismique réalisé
dans le cadre de ce stage, mais aussi de campagnes existantes dans la base de données Tasman
Frontier.
L’objectif de l’interprétation sismique était de se concentrer sur l’horizon sismique TECTA,
de mieux le caractériser et d’étendre sa cartographie aux nouveaux profils traités.
Trois faciès sismiques distincts ont finalement été identifiés et cartographiés le long de cet
horizon. Leurs caractéristiques et leur distribution spatiale sont présentées dans la deuxième
partie de ce chapitre. La troisième partie de ce chapitre est consacrée à la discussion sur
l’origine des faciès sismiques et sur leurs caractéristiques en les replaçant dans le contexte
géologique régional et en les confrontant aux modèles géodynamiques existants.
III.1) Principes de l’interprétation sismique
Un profil sismique se décrit étape par étape. Chacune d’entre elles correspond à une échelle
d’observation et le respect de ces niveaux garantit une description objective.
Le premier niveau de description s’effectue à l’échelle du réflecteur sismique. Pour
comprendre ce qu’est un réflecteur, il faut revenir au principe de base de la sismique à savoir
l’enregistrement de l’amplitude d’une onde en fonction du temps. La Figure 30.a montre un
exemple d’enregistrement. La partie positive de celle–ci a été noircie par convention. Si l’on
place plusieurs enregistrements cote à cote, on s’aperçoit que les parties noircies dessinent
une forme (Figure 30.b) C’est ce que l’on appelle un réflecteur. Lorsqu’un réflecteur
sismique s’observe à l’échelle d’une région on parle plus de réflecteur mais d’horizon
sismique.
Ce réflecteur possède un ensemble de caractéristiques qu’il est important de décrire, car elles
ont une signification géologique:
- L’amplitude : il s’agit là de dire si le réflecteur présente une forte amplitude (synonyme de forte réflectivité) ou au contraire une amplitude plus faible.
- La phase : on prend pour référence positive la phase du fond de la mer, puis on vérifie si le réflecteur présente la même phase ou bien une phase inverse.
- La continuité latérale : on parle de bonne continuité latérale lorsqu’il est possible de suivre le réflecteur latéralement.
40
- La forme : sans entrer dans l’interprétation, il est possible de caractériser un réflecteur par des variations de reliefs (surface plane ou irrégulière) ou de pendage.
Figure 30 : Schématisation d'un réflecteur : a) les valeurs positives de l'amplitude de l'onde sismique sont noircies et les négatives blanchies ; b) Lorsque plusieurs ondes sont mises cote à cote on obtient plusieurs réflecteurs.
Une fois la description d’un réflecteur effectuée, on peut passer à la description d’un faciès
sismique c'est-à-dire d’un ensemble de réflecteurs aux caractéristiques communes. D'après
Mitchum et al. [1977], les caractéristiques à décrire d’un faciès sismique sont principalement :
- Les terminaisons latérales : elles se déclinent en différents types dont les principaux sont les suivants: troncature d’érosion (toplap), biseau d’aggradation (onlap) et biseau
de progradation (downlap) (Figure 31).
- La configuration interne des réflecteurs d’un faciès peut présenter diverses géométries dont les principales sont : géométrie plane, oblique, sigmoïde, sigmoïde
tangentielle, concordante ou discordante, et chaotique lorsqu’elle a été déstructurée a
posteriori.
41
Enfin le dernier niveau d’observation est l’unité sismique qui se compose de plusieurs faciès.
Figure 31 : Différents types de terminaisons stratigraphiques, d'après Catuneanu [2009]
III.2) Caractérisation de l’horizon TECTA
La phase d’interprétation s’est concentrée sur une zone géographique située à l’Ouest de la
Nouvelle-Calédonie dans la partie Nord de la zone Tasman Frontier, sur la Ride de Lord
Howe et la Ride de Coriolis (Figure 29). C’est dans cette région que la discordance Eocène-
Oligocène a été réinterprétée pour la première fois en une surface d’érosion d’origine
tectonique et non océanique à partir des données sismiques ZoNéCo5 [Collot et al., 2008].
III.1.a) L’horizon TECTA
L’horizon TECTA marque la transition entre une unité de forte amplitude et une unité plus
récente de faible amplitude, concordante et d’extension régionale. A l’aide du profil 302-009-
ga de la Figure 32, on peut décrire l’horizon TECTA comme étant une interface de forte
réflectivité dont la phase n’est pas continue. L’unité sismique plus récente présente des
terminaisons sismiques en biseau d’aggradation (onlaps) qui marquent la fin de l’événement
TECTA (Figure 32). Le calage au puits DSDP-208 permet de dater les premiers sédiments
déposés au dessus de TECTA et donc la fin de l’événement à l’Oligocène Moyen. Le forage
indique également que la sédimentation ante TECTA et post TECTA correspond au niveau du
puits à des sédiments pélagiques marins profonds (Figure 32)
Un pointé de l’horizon TECTA avait déjà été réalisé à l’échelle de la base de données
sismique avant le début de ce stage. Ce pointé a été étendu aux nouveaux profils traités et
intégrés dans la base de données dans le cadre de ce stage. Le pointé de l’horizon TECTA est
présenté sur la Figure 33.
42
Déjà connu sur les rides de Lord Howe et de Fairway ainsi que dans les bassins de Fairway et
de Nouvelle-Calédonie, les nouvelles données montrent que cet horizon est également présent
au niveau de la Ride de Coriolis jusqu’alors jamais imagé.
Si l’on s’attarde un peu plus en détail sur l’horizon TECTA on s’aperçoit qu’il se décompose
en trois faciès différents. En effet certaines caractéristiques, comme l’amplitude, l’épaisseur,
la phase et les terminaisons des réflecteurs des unités sous-jacentes diffèrent d’un endroit à un
autre sur cet horizon. Il a été décidé de traiter et de cartographier séparément ces trois faciès
appelés, appelés TECTA-HARD, TECTA-FLAT et TECTA-SED respectivement en rouge,
bleu et vert sur la Figure 34.
III.1.b) Le faciès TECTA-HARD
Le faciès TECTA-HARD se caractérise en premier lieu par une surface de forte amplitude et
une phase continue positive (Figure 34). Il est en général de plus forte amplitude qu’ailleurs et
représente surtout la limite du socle acoustique (Figure 34). Il peut avoir une morphologie
plane ou ondulée sur une grande distance et présente un pendage de quelques degrés (de
l’ordre de 5°) vers l’Ouest sur le flanc Ouest de la Ride de Lord Howe.
Le faciès TECTA-HARD s’observe de façon intermittente sur les profils de la région. Il se
corrèle aux toits des hauts de socles géologiques (horsts) correspondant souvent aux points
hauts bathymétriques.
La Figure 35 présente l’ensemble des zones où a été pointé le faciès TECTA-HARD. Cette
carte montre que le faciès est présent sur toute la zone mais qu’il n’est pas continu. De plus
l’échelle des couleurs met en évidence que la profondeur de ce faciès n’est pas constante et a
même tendance à augmenter vers l'Ouest. L'extension latérale de ce faciès d'une coupe
sismique à l'autre a été interprétée manuellement. Il en ressort plusieurs zones ayant ce faciès
commun. Cette particularité sera discutée dans le prochain paragraphe.
43
Figure 32 : a) Profil sismique GA302-009 recoupant le puits DSDP 208 (leg21). On y observe l’horizon TECTA (en rose) ; b) Zoom du profil à l’endroit du forage, on distingue l’unité de faible amplitude, concordante et d’extension régionale qui s’est déposée en biseau d’aggradation après TECTA ; c) Localisation du profil GA 302-009 représentée en bleu sur la carte.
44
Figure 33 : Cartographie de l'événement TECTA dans la région TASMAN
Figure 34 : Profil sismique représentant les différents faciès de l'horizon TECTA, puis un zoom sur chacun de ces faciès
46
Figure 35 : Pointé du faciès TECTA-HARD sur la Ride de Lord Howe et la Ride de Coriolis. Le contour en rouge représente les zones ayant ce faciès commun.
III.2.c) Le faciès TECTA-FLAT
Les principales caractéristiques de ce faciès sont des troncatures d’érosion, une morphologie
plane parfois pentée, et la présence d’une phase inverse par rapport au fond de la mer.
Contrairement au faciès TECTA-HARD, les ondes acoustiques pénètrent sous l’interface
TECTA-FLAT et les réflecteurs montrent des terminaisons en top-laps caractéristiques d’une
surface de troncature d’érosion (Figure 34)
Le faciès TECTA-FLAT s’observe lui aussi de façon régulière sur l’ensemble des profils de la
zone d’étude. La plupart du temps, il fait la jonction entre le faciès TECTA-HARD et
TECTA-SED bien qu’il arrive qu’on le trouve dans d’autres dispositions.
La sédimentation ante-TECTA permet d’obtenir un âge maximum de TECTA. D’après les
observations issues du forage DSDP 208 TECTA les sédiments les plus récents érodés sont
d’âge Eocène moyen.
La Figure 36 présente le pointé de l’horizon TECTA-FLAT sur la zone d’étude.
47
Figure 36 : Pointé du faciès TECTA-FLAT sur la Ride de Lord Howe et la Ride de Coriolis. Le contour en bleu représente les zones limitrophes ayant ce faciès commun
III.2.d) Le faciès TECTA-SED
Le faciès TECTA-SED complète les deux autres faciès décrits précédemment, et représente,
dans les points bathymétriques profond, majorité de l’horizon TECTA. Ce faciès se distingue
du faciès TECTA-FLAT par sa morphologie onlulée, l’absence de troncatures d’érosion
franches. Bien que l’on observe quelques toplaps le sous-jacent, le faciès TECTA-FLAT
présente un caractère globalement concordant avec les réflecteurs sous-jacents. Il présente
généralement une phase négative par rapport au fond de la mer (Figure 34).
La Figure 37 présente le pointé de l’horizon TECTA-FLAT sur la zone d’étude.
La synthèse de la distribution spatiale interpolée de ces trois horizons est présentée sur la
Figure 38.
Conclusion
Cette phase de description a permis dans un premier temps de confirmer l’existence d’une
surface d’érosion à l’échelle régionale mais aussi et surtout d’étendre son observation à des
zones jusque là restées inexplorées. Cette découverte a été complétée par une caractérisation
plus précise du faciès TECTA décliné en trois faciès distincts. Il s’agit maintenant d’essayer
de comprendre l’origine régionale du faciès TECTA et des différents faciès qui le composent.
48
Figure 37 : Cartographie du pointé de l’horizon TECTA-SED sur la Ride de Lord Howe et la Ride de Coriolis. Le contour en vert représente l’étendue géographique de ce faciès
Figure 38 : Carte de synthèse des horizons TECTA-HARD (rouge), TECTA-FLAT (bleu) et TECTA-SED (vert)
49
III.3) Discussion
Un des principaux résultats tirés de l’observation, est qu’il existe différents faciès de TECTA.
La comparaison entre ces faciès a montré des caractéristiques typiques d’une surface
d’érosion (troncature d’érosion) celle-ci étant de forte amplitude et plus ou moins marquée. Il
est intéressant ici de se poser la question de l’origine possible de ces différents faciès.
Origine des différents faciès TECTA : La principale différence entre les faciès HARD et les faciès FLAT et SED se situe au niveau
de la pénétration des ondes au-delà du faciès. Le fait qu’aucune onde ne parvienne à passer
au-delà du faciès HARD permet d’obtenir des informations sur la nature des roches sous-
jacentes. En effet une telle réflectivité marque un fort contraste de densité avec la roche sous-
jacente. Ceci peut être causé par des roches de type cristalline mais aussi par des calcaires
récifaux (roches sédimentaires) mais le fait que l’on retrouve ce faciès sur le toit des horst
(Figure 34) laisse plutôt penser à des roches de socle. Dans les cas des faciès FLAT et SED
les ondes pénètrent sous la discordance, et la stratification des réflecteurs sous-jacents
montrent que les roches imagées sont de types sédimentaires.
Une autre caractéristique qui diffère du faciès HARD par rapport aux faciès FLAT et SED est
la phase. D’après Nouzé et al. [2009] qui ont analysé ce changement de phase, les inversions
de phase seraient le résultat d’une transition d’un milieu poreux à un milieu moins poreux.
D’après ce qui vient d’être dit, on peut s’attendre à ce que cette différence de porosité
s’explique par le changement de type de roches sous-jacentes à l’horizon TECTA. Dans le cas
d’un faciès TECTA-HARD, on suppose qu’il s’agit de roches de type socle (donc très peu
poreuses) contrairement au faciès TECTA-FLAT et SED.
Origine de la surface d'érosion ? Érosion aérienne ou sous-marine ? Les observations issues du puits DSDP-208 ont permis de déterminer la nature des sédiments
qui composent l’unité de faible amplitude déposée après TECTA comme étant des sédiments
pélagiques calcaires (craie). Toujours au niveau de ce puits, l’unité inférieure à TECTA a été
caractérisée comme étant des sédiments pélagiques siliceux (cherts).
Différentes hypothèses permettent d’expliquer cette particularité. La première fait appel aux
courants marins profonds qui seraient responsables de l’érosion des unités sédimentaires
inférieures [Burns et al., 1973 ; Kennett et al., 1975 ]. Bien que ces courants puissent avoir un
impact au niveau du faciès SED, il semble en revanche très difficile d’expliquer l’érosion des
sédiments présents sous le faciès FLAT, probablement très indurées, et encore moins celle des
roches constituant le socle des rides présentent au niveau du HARD.
Une seconde hypothèse, défendue par Sutherland et al. (2010) est d’expliquer cette surface
d’érosion par l’intervention d’un événement tectonique majeur responsable d'une surrection
ayant permis l'érosion du toit des rides en domaine marin peu profond, voire subaérien. Les
surfaces d’érosion observées sont en effet très planes, ce qui est généralement synonyme de
surface de transgression marine et d’érosion par les vagues. Ce type d’érosion, très puissante
dont le champ d’action ne dépasse pas les 60 m de profondeur d’eau, permet d’obtenir des
troncatures d’érosions ainsi que des surfaces extrêmement planes comme on l’observe pour le
faciès FLAT.
La description des profils sismiques zoneco-4 a permis la découverte de faciès TECTA-
HARD sur la ride de Coriolis. En effet, cette zone n’avait encore jamais été investiguée et on
50
peut se demander si l’origine de ce faciès s’inscrit dans les mécanismes qui viennent d’être
décrits.
La Figure 39 présente un profil acquis lors de la campagne ZoNéCo4 sur la ride de Coriolis.
Ce profil présente les mêmes caractéristiques structurales que les autres profils de la région
Tasman. En effet, on distingue une succession de horsts et de grabbens tronqués par le
réflecteur TECTA et recouvert par une unité de faible amplitude, semblables aux structures
observées sur la ride de Lord Howe. Cette observation permet d’avancer l’idée que cette ride
fait partie de l’ensemble des lanières continentales qui se sont détachées du Gondwana et qui
ont subit les impacts de l’événement TECTA.
Dans ce contexte, la cartographie des distributions latérales des faciès HARD et FLAT
présentée sur la Figure 38 correspondrait aux terres qui ont émergées pendant l’évènement
TECTA, qui ont subit l'érosion subaérienne et côtière. La ride de Lord Howe représentait
alors un archipel d’îles s’étendant sur plus de 2000 km à l'Eocène.
Figure 39 : Profil sismique acquis sur la Ride de Coriolis
52
Conclusion
Le développement d'une chaîne de traitement sismique effectué au cours de ce stage a permis
de traiter plus de 60 profils sismiques, totalisant plus de 9 000 km. Ces nouveaux profils,
soigneusement sélectionnés en fonction de leur localisation, ont permis d'améliorer la
couverture sismique de la région située à l'Ouest de la Nouvelle-Calédonie et ainsi de mieux
contraindre l'événement tectonique TECTA (Tectonic Event of the Cenozoic in the Tasman
Area) qui a affecté toute la région à l'Eocène. Cette chaîne de traitement permettra notamment
par la suite de traiter l'ensemble des 54 000 km de sismique non traitées de la Zone
Economique Exclusive de la Nouvelle-Calédonie et de les intégrer à la base de données
régionale Tasman Frontier.
L'interprétation sismique de ces profils conjointement avec les profils existants de la base de
données Tasman Frontier ont permis d’apporter de nouveaux éléments pour caractériser en
détail l'événement TECTA dans la partie Nord de la Ride Lord Howe et jusqu'à la Ride de
Coriolis. L’existence d’une surface d’érosion à l’échelle régionale a été confirmée et 3 faciès
distincts associés à cette surface ont été identifiés et cartographiés en détail. L’interprétation
géologique de ces différents faciès a permis de conclure que cette zone a subit dans sa partie
septentrionale une surrection suffisamment importante pour avoir été le siège d'une érosion
sub-aérienne et par les vagues. Cette interprétation diffère notablement des interprétations
antérieures qui suggéraient une origine océanique de cette érosion. Grâce à ces observations et
à la cartographie de la distribution de ces faciès notamment dans des zones encore inconnues
avant ce stage telles que sur la Ride de Coriolis, une carte paléogéographique a pu être
proposée. Celle-ci suggère qu’à l’Eocène, la Ride de Lord Howe était alors un archipel d’île
s’étendant sur plus de 2 000 km.
Bien que les résultats de cette étude apportent de nouvelles informations sur la géologie
régionale, il reste néanmoins beaucoup de questions en suspens sur l’histoire géologique de la
région. De nombreuses données sismiques restent encore inexploitées et la poursuite de leur
traitement et de leur interprétation représente donc un enjeu important.
54
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Fontier
58
ANNEXES
60
Annexe 1 : Juan, C. (2012). Traitement sismique des campagnes
océanographiques ZoNéCo. Le Bulletin de la Géomatique en Nouvelle-
Calédonie, 30, 3.
61
Annexe 2 : Tableau des tests réalisés lors de la mission IPOD.
Descente Long standart 24/24
TEST 1 Long Standart 35/35 6 4 5,9TEST 1a Long Standart 35/35 6 4 5,9TEST 2 Court Standart 35/35 6 4 5,9TEST 3 Court Profond 35/35 8 4 7,9TEST 4 Long Profond 35/35 8 4 7,9PROFIL3 Long Profond 35/35 7 3,5 6,9
Annexe 3 : Récapitulatif des étapes de la chaîne de traitement.
![Travail de fin d'études[BR]- Travail de fin d'études ... 1... · Travail de fin d'études[BR]- Travail de fin d'études : "Les limites de la liberté ... - Séminaire Charlie :](https://img.pdfslide.fr/doc/110x75/5b95f82c09d3f272648d406a/travail-de-fin-detudesbr-travail-de-fin-detudes-1-travail-de-fin.jpg)
![Travail de fin d'études et stage[BR]- Travail de fin d](https://img.pdfslide.fr/doc/110x75/61cd0b2913501116e7362baf/travail-de-fin-dtudes-et-stagebr-travail-de-fin-d-.jpg)
