Dans ce paragraphe, les dispositifs 3D et en T sont comparés et sont également rassemblés pour une interprétation commune.
Tout d’abord, il est important d’avoir une distribution de pointés à peu près homogène dans tous les azimuts source-récepteur (Figure 0.46), couvrant ainsi toutes les directions de propagation. Ainsi, le T sera analysé sur la tranche des offsets de 25 à 50 m, tandis que ce sera sur les offsets de 8 à 25 m pour la 3D. On va aussi restreindre les azimuts entre 0 et 180° car ce sont des directions qui seront analysées (la direction 20° ou 200° est la même).
Figure 0.46 : Diagramme polaire de la répartition azimutale des offsets pour les deux dispositifs
Ensuite, pour chaque tir, les pointés seront répartis selon leurs azimuts dans 4 secteurs de 45° (0-45°, 45-90°, 90-135° et 135-180°). Si le nombre de pointés par secteur et par tir est supérieur ou égal à 4, alors on calcule la vitesse associée par régression linéaire par moindres carrés. On peut alors faire la moyenne pour trouver la vitesse moyenne par secteur et on associe cette vitesse à l’azimut central du secteur (soit 22.5°, 77.5°, 112.5° et 157.5°). Et enfin, on décale les secteurs d’un pas constant (2.5°) pour trouver les vitesses moyennes selon chaque azimut.
En présence de fractures ayant une direction préférentielle, les ondes se propageront plus vite dans cette direction, évitant ainsi les fractures (Hudson, 1986 ; Rathore, 1995 ; Thomsen, 1995). Dans la direction perpendiculaire, les ondes auront alors des temps de trajet plus longs, car elles sont obligées de traverser les fractures. De nombreux modèles sont présentés dans la littérature avec des données synthétiques (Hudson, 1986 ; Rathore, 1995). On trouve aussi des modèles de vitesses azimutales sinusoïdaux (Thomsen, 1995).
CHAPITRE II : Caractérisation géophysique de morphologies karstiques superficielles
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On peut voir sur la Figure 0.47 qu’il y a une influence très claire de la direction de propagation sur les vitesses sismiques. En effet, on peut voir que les directions N80-N90 sont très lentes (environ 1500 m/s) par rapport aux directions quasi perpendiculaires N150-N180 (environ 2100 m/s). Les petites variations ne sont pas vraiment interprétables car elles peuvent être dues à des petites hétérogénéités superficielles, à un problème de distribution azimutale ou à un mauvais pointé. On peut se demander justement si le creux brutal entre les azimuts 70 et 90° ne viendrait pas d’un mauvais échantillonnage. On voit par ailleurs que lorsqu’on rajoute des pointés dans cette direction de propagation (3D et T contre 3D seul), les vitesses augmentent.
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On peut voir que pour les offsets plus lointains, le dispositif en T permet de constater des variations de vitesse avec l’azimut (Figure 0.48). Cependant, on observe aussi l’influence conséquente de la distribution des offsets sur ces résultats. En effet, lorsque l’on rajoute les données de la 3D, le creux très brutal entre les azimuts 40 et 60° disparait complètement et dans les zones de bonne couverture azimutale (N170), la 3D fait augmenter de manière importante les vitesses. Le dispositif en T permet juste de distinguer les grandes structures, encore faut-il que les géophones soient bien orientés pour éviter que le manque de couverture ne masque le pic de vitesse.
CHAPITRE II : Caractérisation géophysique de morphologies karstiques superficielles
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Sur la Figure 0.49 sont représentées les courbes d’anisotropie pour les deux classes d’offset étudiées. On peut tout de suite voir que pour les grands offsets, l’anisotropie est plus marquée que pour la proche surface (40% contre 30% de variation de vitesse). On peut aussi noter que les vitesses minimales des grands offsets sont à peu près égales aux vitesses maximales des offsets proches, témoignant encore de la forte hétérogénéité sismique.
Figure 0.49 : Vitesses azimutales pour les deux classes d’offsets en combinant les deux dispositifs
Pour observer s’il y a une augmentation de l’anisotropie avec la profondeur, des offsets encore plus grands ont été inspectés. Comme par chance, les lignes sismiques ont été implantées dans les directions de vitesses extrêmes (N170 pour la 3D et N170 et N80 pour le T), l’accès aux très grands offsets dans ces directions est donc possible.
L’analyse des pentes moyennes sur les hodochrones (graphe temps pointés-offsets) montre des vitesses très différentes en profondeur (Figure 0.50). En effet, il y a 30% de différence sur les vitesses profondes contre 20% à mi-profondeur alors qu’on aurait pu penser que la fracturation se ferait moins ressentir en profondeur. Les différences sur la deuxième couche sont de 70%, mais une partie de cette variation est probablement due au contenu en eau différent entre les deux acquisitions, comme on le verra lors du monitoring dans le Chapitre 3.
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Les épaisseurs, quant à elles, sont à peu près les mêmes dans les deux directions, montrant que c’est surtout les propriétés mécaniques du milieu qui varient et non la position des réfracteurs.
Figure 0.50 : Pointés, vitesses et épaisseurs modélisées (m/s) pour les deux dispositifs pour leur secteur azimutal optimal (N155-N175 pour la 3D et N60-N100 pour le T)
En tous cas, on retrouve bien des directions privilégiées, N160-N170 comme dans l’analyse de la fracturation dans la partie B.3.a. Ces fractures peuvent constituer des chemins préférentiels pour les eaux épikarstiques et endokarstiques et peuvent donc avoir des conséquences importantes pour l’hydrogéologie si, toutefois, elles ont une perméabilité suffisante, d’autant plus que c’est aussi la direction du gradient hydraulique pour certains systèmes karstiques aux alentours.
CHAPITRE II : Caractérisation géophysique de morphologies karstiques superficielles
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