Utilisation des ondes de volume

La vitesse des ondes de cisaillement (Vs) est un param`etre essentiel d’investigation du sous-sol dans les domaines de g´eotechnique (`a ´echelle m´etrique), prospection g´eophysique (subsurface,

´echelle m´etrique `a kilom´etrique) ou encore de sismologie (`a l’´echelle du globe). Dans des milieux d’argiles satur´ees, Vs, plus sensible `a la teneur en eau, exhibe de plus grandes variations que la vitesse des ondes P (Vp). Vs permet ´egalement une meilleure r´esolution due `a la possibilit´e d’investiguer `a plus petite longueur d’onde que Vp.

Certaines m´ethodes de d´etermination de Vs se servent directement de la propagation des ondes de volume dans le milieu, d’autres se servent du caract`ere dispersif des ondes de surface pour reconstruire le profil de Vs en profondeur par processus d’inversion.

Une autre caract´erisique des m´ethodes sismiques est le type de source utilis´e : active ou passive.

L’int´erˆet du bruit sismique vient de son contenu fr´equentiel plus basse fr´equence que les sources actives. Il permet donc d’investiguer de plus grandes profondeurs que ces derni`eres, utilis´ees commun´ement en g´eophyisque comme le coup de marteau (voir l’explosif). L’avantage d’utiliser le bruit de fond ambiant est de ne pas avoir `a attendre un ´episode catastrophique tel de grands tremblements de terre pour r´ecolter des donn´ees. En outre, il poss`ede l’avantage de pouvoir suivre l’´evolution structurelle de fa¸con continue, ce qui est pour la gestion des risques de glisse-ment de terrain, un atout consid´erable. En outre les m´ethodes passives ont connu un essor ces dix derni`eres ann´ees grˆace `a la technique d’intercorr´elation du bruit ambiant : l’intercorr´elation des signaux temporels enregistr´es `a deux stations converge vers la fonction de Green (r´eponse impulsionnel) du milieu entre celles-ci, si les sources de bruit sont nombreuses et distribu´ees al´eatoirement dans l’espace (Weaver and Lobkis (2001) ;Campillo and Paul (2003)).

Dans ce chapitre nous d´ecrirons succintement les m´ethodes sismiques se basant sur les temps d’arriv´ees des ondes de volume (P et S), puis nous d´etaillerons la m´ethode d’inversion des ondes de surface. Enfin nous verrons la technique d’intercorr´elation du bruit ambiant que nous illus-trerons avec des exemples de tomographie, et finirons par son utilisation pour le suivi temporel d’un milieu.

3.1 Utilisation des ondes de volume

Une onde incidente de volume `a l’interface de deux milieux d’imp´edance diff´erente peut soit ˆetre r´efl´echie, soit r´efract´ee (pour un angle pr´ecis). Ces deux ph´enom`enes portent les noms des m´ethodes utilis´ees pour les ´etudier : la sismique r´eflexion ou la sismique r´efraction.

3.1.1 M´ethodes et exemples La sismique r´eflexion

La sismique r´eflexion se base sur l’´etude des ondes r´efl´echies aux interfaces de milieux de contraste d’imp´edances (figure 3.1a). L’hodochrone (fonction temps-distance) pour ce type d’ondes est hyperbolique et asymptotique `a celle de l’onde directe (figure 3.1a). Dans les situa-tions r´eelles, l’hodochrone doit ˆetre affin´ee car diff´erentes types d’ondes peuvent se m´elanger. De

plus une onde peut arriver au point de r´eception apr`es avoir connue plusieurs r´eflexions (multi-plets). Des techniques de migration doivent ´egalement ˆetre effectu´ees sur les hodochrones, plus ou moins simples `a pratiquer suivant la g´eom´etrie des interfaces.

Cette m´ethode est g´en´eralement peu employ´ee en prospection g´eophysique terrestre car les g´eo-phones doivent ˆetre d´eplac´es de nombreuses fois mais est plus facilement d´eployable en g´eophy-sique marine o`u les hydrophones peuvent ˆetre train´es derri`ere un bateau. De plus, les diff´erents types d’ondes sont plus durs `a diff´erencier, les ondes r´efl´echies se m´elangent notamment avec les ondes de surface, et rendent l’identification des temps d’arriv´ees d´elicate. Cette technique est la plus souvent employ´ee pour imager des structures profondes lors de prospection d’hydrocar-bure ou mini`ere bien qu’il existe plusieurs ´etudes sur des glissements de terrain comme celle de Travelletti et al. (2010). Ces auteurs ont utilis´es la r´eflexion en onde P et arrivent assez bien

`

a d´efinir certaines interfaces qu’ils d´efinissent commes des surfaces de rupture ou des diff´erents faci`es lithologiques (figure 3.2b).

source récepteur

a) b)

V , ρ

V’ , ρ’

1/V 1/V’

1/V

hyberbole de l’onde réfléchie temps

distance temps

distance rai réfracté onde directe

Figure 3.1 – a) Principe de la sismique r´eflexion et b) r´efraction, pour deux strates de densit´es ρ et ρ^′ diff´erentes d´efinies par les vitesses V et V’ respectivement. En bas : sch´ema de la propagation des premi`eres arriv´ees. En haut : hodochrone correspondant.

La sismique r´efraction

La sismique r´efraction va s’int´eresser aux premi`eres arriv´ees d’ondes particuli`eres, celles r´e-fract´ees le long des interfaces entre deux couches puis r´e-´emises vers la surface (figure 3.1b). Ces

3.1. Utilisation des ondes de volume 71

ondes, dites coniques, ne peuvent apparaˆıtre qu’`a partir d’un angle d’incidence critique et uni-quement si la vitesse du milieu de l’horizon inf´erieur est sup´erieure `a celle de l’horizon sus-jacent (V^′ > V figure 3.1b). Suivant la polarisation de la source et des recepteurs ainsi que du domaine fr´equentiel d’´etude, ce sont les ondes P ou S qui seront consid´er´ees. Les mˆemes techniques de correction que celles de la sismique r´elexion doivent ˆetre appliqu´ees pour prendre en compte les interfaces non horizontales.

Cette m´ethode est commun´ement employ´ee pour investiguer les zones de sub-surface (les 200 premiers m`etres). Bon nombre d’am´eliorations ont ´et´es r´ealis´ees pour tenir compte de l’irr´e-gularit´e des pentes des strats explor´ees (Mota (1954)). Des tomographies sont r´ealis´ees par un grand nombre de tirs le long d’un profil sismique. Cette m´ethode est souvent employ´ee en ondes SH (qui peuvent ˆetre engendr´ees en tapant lat´eralement sur une poutre plant´ee dans le sol par exemple) car sa polarisation horizontale l’empˆeche de se convertir en ondes P lors de sa r´efrac-tion/r´eflexion sur une interface. La figure 3.2a montre un exemple de tomographie de r´efraction en ondes SH sur le glissement d’Avignonet (Jongmans et al. (2009)).

La mesure en forage

Les m´ethodes en forage permettent de mesurer directement la vitesse des ondes dans un sol avec trois configurations diff´erentes : (1) en pla¸cant la source au fond d’un forage et le r´ecepteur en surface (up-hole), (2) ou vis et versa (down-hole) ou encore de r´ealiser deux forages et de placer le r´ecepteur dans l’un et l’´emetteur dans le second (cross-hole). Ces m´ethodes sont lourdes et g´en´eralement r´eserv´ees dans le domaine de la g´eotechnique et de la prospection p´etroli`ere. Elles ont l’avantage d’ˆetre pr´ecises et continues sur toute l’´epaisseur creus´ee. Cependant les gammes de fr´equences intervenantes (100–1000Hz) les rendent aveugles `a tous ph´enom`enes de trop grandes

´echelles par rapport `a leurs longueurs d’ondes (fracturations, h´et´erog´en´eit´es importantes etc.) (Renalier (2010)).

Figure 3.2 – a) Exemple de tomographie de r´efraction (SH). Les lignes blanches repr´esentent les chemins des raies sismiques (Jongmans et al. (2009)). b) Exemple d’application de sismique r´eflexion d’ondes P d’un glissement de terrain dans une formation gypseuse (Travelletti et al.

(2010)).