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Analyse des influences externes et internes sur les
mesures extensométriques en forage dans le rift de
Corinthe (Grèce)
Alexandre Canitano
To cite this version:
Alexandre Canitano. Analyse des influences externes et internes sur les mesures extensométriques en forage dans le rift de Corinthe (Grèce). Sciences de la Terre. Institut de Physique du Globe de Paris (IPGP), France, 2011. Français. �tel-01575910�
Institut de Physique du Globe de Paris
Sorbonne Paris Cité
École doctorale des Sciences de la Terre
Thèse de Doctorat
Pour l’obtention du titre de
Docteur de l’Institut de Physique du Globe de Paris
Équipe de Sismologie
Domaine de recherche : Géophysique
Présentée par
Alexandre C
ANITANOAnalyse des influences externes et internes sur les mesures
extensométriques en forage dans le rift de Corinthe (Grèce)
Soutenue le 30 novembre 2011 devant la Commission d’Examen composée de :
M. Luca CRESCENTINI. . . Rapporteur M. Jean CHÉRY. . . Rapporteur M. Roberto SCARPA. . . Examinateur M. Pierre BRIOLE . . . Président M. Pascal BERNARD. . . Directeur de thèse
INSTITUT DE PHYSIQUE DU GLOBE DE PARIS
IPGP
Institut de Physique du Globe de Paris
Sorbonne Paris Cité
École doctorale des Sciences de la Terre
Thèse de Doctorat
Pour l’obtention du titre de
Docteur de l’Institut de Physique du Globe de Paris
Équipe de Sismologie
Domaine de recherche : Géophysique
Présentée par
Alexandre C
ANITANOAnalyse des influences externes et internes sur les mesures
extensométriques en forage dans le rift de Corinthe (Grèce)
Soutenue le 30 novembre 2011 devant la Commission d’Examen composée de : M. Luca CRESCENTINI. . . Rapporteur M. Jean CHÉRY. . . Rapporteur M. Roberto SCARPA. . . Examinateur M. Pierre BRIOLE . . . Président M. Pascal BERNARD. . . Directeur de thèse
Résumé
Un réseau dédié à la mesure de la déformation crustale a été installé depuis plusieurs années dans la partie ouest du rift de Corinthe, autour de la ville d’Aigion. Celui-ci, venant compléter le réseau sismologique du Corinth Rift Laboratory, a pour but d’observer les éventuelles déformations crustales en relation avec la forte microsismicité de la région, localisée entre 5 et 10 km de profondeur, afin de mieux comprendre les processus mécaniques liés à la déformation de la zone.
Le travail de recherche est centré sur l’étude de 2 extensomètres de forage de type Sacks-Evertson installés à 150 mètres de profondeur sur des sites disposés au niveau de la côte nord du golfe de Co-rinthe. Un intérêt tout particulier a été porté sur la caractérisation physique des signaux observés ainsi que sur la prédiction et la correction des influences externes présentes dans ces signaux. Cette étape est fondamentale dans le but de mettre en évidence la signature de la déformation interne aussi bien liée à la marée solide qu’aux événements sismiques ou encore asismiques.
L’extensomètre 3-composantes de Monasteraki exhibe un comportement instrumental proche de celui attendu lors d’un bon couplage entre l’appareil et la roche. Les corrections sont menées sous l’hy-pothèse d’un effet élastique des forçages sur l’instrument. Les signaux résiduels obtenus présentent un niveau de bruit de l’ordre du nanostrain à courte période et l’instrument possède une résolution autour
de 10−8 à une journée de période. Le dilatomètre de l’île de Trizonia, dont l’installation s’est révélée
délicate, exhibe un couplage mixte solide-poreux compliquant l’analyse du signal associé. La proximité de l’instrument avec la marina de l’île nous contraint à considérer l’effet de la diffusion de pression de pore à travers le massif rocheux et à appliquer ainsi une correction fréquentielle. L’analyse de la marée terrestre dans le signal résiduel semble indiquer la présence d’une hétérogénéité crustale perturbant le signal dilatométrique, cette hypothèse est renforcée par des observations d’ondes sismiques. Cette éven-tuelle perturbation complique fortement l’analyse des signaux de déformation interne tels ceux associés au séisme d’Andravida de 2008 ou encore au glissement transitoire de 2002.
Abstract
A crustal strain network was installed few years ago in the western part of the Gulf of Corinth, around the city of Aigion. It acts as a complement to the seismological network of the Corinth Rift Laboratory and is devoted to the observation of possible crustal strains related to the 5 and 10 km depth local microseismicity in order to constrain the mechanical processes of the area.
The research is focused on the study of the two Sacks-Evertson borehole strainmeters installed at 150 meters depth, on the north coast of the gulf. The physical features of the observed signals are studied with a particular attention, as the prediction and correction of the external forcing. This protocol is fondamental to exhibit the internal strain signature related to solid tide and seismic or aseismic events. The Monasteraki 3-component strainmeter exhibits an instrumental behaviour close to that expected in the case of a good coupling with rock. The corrections have been made under the assumption of an elastic perturbation of all the forcings. The noise level related to the strain residual signals is close
to the nanostrain at short period and the instrument has a resolution around 10−8 at one-day period.
The Trizonia island dilatometer exhibits a solid-porous coupling due to installation problems, which make the observed signal complicated. Due to the proximity of the marina, the instrument is sensitive to pore pressure diffusion in the rocks and so the correction is performed by considering a frequential dependance. The solid tide which lies in the residual signal seems to indicate the existence of an internal heterogeneity. This is enhanced by seismic waves observations. The internal strain signal analysis is therefore perturbated as for example the 2008 Andravida earthquake or the 2002 strain transient related signals.
Remerciements
Ca y est le temps des remerciements est arrivé. Depuis le temps que je repousse ce moment pensant qu’il ne serait qu’une formalité me voilà perplexe devant l’ampleur de la tâche. Quoiqu’il en soit ces quelques lignes sont dédiées aux personnes côtoyées, de près ou de loin, durant toutes ces années.
Un immense merci à Pascal Bernard pour avoir cru en moi alors que je découvrais à peine les géosciences et pour m’avoir proposé ce passionnant sujet de recherche basé sur une région magnifique. Sa disponibilité, son calme et son intuition physique ont été des atouts majeurs lors des nombreuses discussions qui nous auront permis de percer certains mystères du comportement de l’instrument de l’île de Trizonia. Ses commentaires constructifs lors des nombreuses relectures de chapitres ont engendré un manuscrit clair et agréable à lire ce qui était loin d’être le cas pour les premières versions. Je tiens également à lui exprimer ma gratitude pour les nombreux mois de soutien financier en fin de thèse.
Je tiens à remercier Luca Crescentini et Jean Chéry pour avoir accepté de rapporter ce travail. Les critiques soumises auront permis de clarifier certaines parties du manuscrit quelquefois tordues pour le lecteur. Un grand merci également à Pierre Briole pour avoir présidé mon jury ainsi qu’à Roberto Scarpa pour m’avoir fait l’honneur d’y participer.
Je remercie aussi Frédérick Boudin pour m’avoir permis de me familiariser avec le traitement de marées au moyen d’Eterna 3.3 au début de ma thèse ainsi que pour sa disponibilité lors de sollicitations diverses tout au long de celle-ci. Merci à Mai-Linh Doan pour m’avoir fourni une version de Baytap que je n’ai malheureusement toujours pas pris le temps de tester. Mes remerciements vont également à Hélène Lyon-Caen pour m’avoir permis d’accéder aux données sismologiques du réseau CRLNET. Merci à Pierre Gavrilenko pour ses précisions en hydrogéologie. Un grand merci également à Alan Linde pour les discussions très constructives portant sur l’extensométrie et le traitement des données associées. J’espère avoir la chance un jour d’installer un tel instrument à ses côtés.
Une pensée toute particulière pour Geneviève Moguilny, grand manitou du pot du vendredi ainsi qu’expert es-Latex à ses heures perdues. Un immense merci pour la gestion des problèmes récurrents de mise en page aussi bien pour le manuscrit que pour les posters, souvent imprimés quelques heures avant le départ pour une conférence. Et que dire de l’organisation irréprochable du pot du vendredi qui nous aura permis de décompresser (quelquefois un peu trop), après des semaines parfois chargées, au détour de breuvages locaux apportés au gré des missions le tout ambiancé par les récits de missions d’Alex et d’Eric ou par les souvenirs du vieux Paris contés par Marie-Christine.
L’équipe de sismologie a été un environnement très agréable pour y mener ce travail de recherche, je garde un excellent souvenir des quelques années passées ici et je tiens à remercier tous les membres de l’équipe. Je regrette toutefois l’ambiance de l’ancien bâtiment dont la proximité des bureaux ajoutait une petite touche de convivialité. J’ai pu partager des instants avec de nombreux étudiants dont la plupart ont déserté les lieux à l’heure où j’écris ces lignes. Je pense notamment à ceux que j’ai eu le privilège de côtoyer au sein du même bureau tel Mathieu ’Sismo Chuck’ Landes charismatique leader du groupe des ’Fanstastiques’, Laurent ’Lycra Man’ Guillot jamais avare en vers raffinés ou encore Huong qui s’en est retournée sur sa terre natale. Un grand salut également à Alexandrine que j’ai encore le plaisir de croiser ainsi qu’à Gaye qui a fuit quelques centaines de kilomètres plus à l’ouest. Certains sont revenus au bercail après avoir touché du doigt le rêve américain, Paulo soigne vite ton genou tes chandelles du mardi nous manquent. Je salue mes compères de bureau de la rue Cuvier, Pierre qui ne devrait pas tarder à se faire enchainer à plein temps et Ben, jeune papa, tes cafés sont exquis !
Un vibrant hommage à Julien ’Papy’ Roch (a.k.a PR) mon acolyte de sismo, jamais contre un pari foireux, surtout après quelques pintes à la Biere Ac’, comme celui de faire un marathon en arrêtant de s’entrainer six mois avant... Entre les 40 bornes et la fin de thèse on aura bien dérouillé ! Sans parler
8
du Capes de physique, autre fulgurance d’une soirée arrosée, concours auquel on ne se sera jamais pré-senté... J’en profite au passage pour tirer mon chapeau à l’invention de la ’Roulette Tchécoslovaque’ geste technique d’une grande précision souvent malencontreusement tenté à 3 mètres des buts... Com-ment parler de fins parieurs sans évoquer Yoann ’Choupinouninet’ Legendre, à l’intuition prodigieuse, capable lui aussi de parier sa chemise après quelques chopines. Vous me devez une bouffe les artistes ! En tout cas accroche-toi c’est bientôt ton tour !
Comment évoquer ces dernières années sans réserver une place privilégiée à l’HEKLA, mythique étendard de poètes et de bourrins, ayant écumé les terrains de France et de Navarre les mardis et di-manches à la recherche d’un précieux carré de pelouse, de sable voire de gravier. Les foots du mardi soir n’auraient pu voir le jour sans la motivation de Javier, que sa passion ainsi que ses chevauchées fantastiques cheveux au vent soient saluées. Un grand merci aux quelques uns du début délestant le travail et bravant le froid pour prendre part à d’interminables 3 contre 3 sur les légendaires terrains de la porte de Montreuil. Je pense notamment à la Diègue, une vista et un sens du placement digne des plus grands, dernier bastion d’une grinta toute argentine. Le football sud-américain toujours à l’honneur avec Daniel, rugueux récupérateur collectionnant les contres favorables. Y’avait également Papy bien sûr, jamais très loin de la rupture ou d’une fulgurance technique ainsi que Raph aussi insaisissable à ses grandes heures que le vent. Comment oublier Mehdi, Dom, Nassim ainsi que Bruno tout comme les chandelles de Paulo en guise de début de séance ! Plusieurs mois après ses flamboyants débuts l’HEKLA a pu acquérir un statut professionnel et ainsi se frotter aux terreurs de la région parisienne. Pour tout celà je loue le sens tactique et la rigueur toute germanique de coach Lolo jamais avare en dézinguage d’écureuils et tacles glissés. Une pensée également pour notre dernier rempart Rastagui ca-pable d’anticiper les éventuelles glissades de la défense centrale Papy-Yoyo (et ses percées rageuses), légèrement fébrile (comme toute l’équipe) à la suite d’une veillée tardive. Un grand merci aux gardiens de soutien notamment à Paul ainsi qu’à Laurent R, joueur ô combien polyvalent. Certains étaient venus juste pour voir puis se sont pris au jeu, je salue au passage Charles et Mathieu qui ne cessaient de pro-gresser. Merci également à Ben C, sécateur officiel du club, formant une paire de récupérateurs ’virils mais corrects’ avec coach, à Etienne, terrible contre-attaquant ainsi qu’à David R responsable du second tour de fauche. Comment oublier nos finisseurs, que ce soit Vianney le perforateur de défenses, Eric le renard des surfaces roublard et vicieux et Ben G dont le style épuré sort des écoles conventionnelles. Merci aussi à David VanDo, habituel du mardi, et qui se souviendra longtemps de son unique match du dimanche. Je salue également Simon, Pierre et Arnaud ainsi que les gens de passage et ceux que j’ai pu oublié ici. Je salue aussi le fair-play de Farid au passage... Merci au bar l’Etoile, QG d’après entrainement où était peaufinée la tactique pour le match du dimanche. Et encore désolé d’être mauvais perdant...
Un grand merci également aux gens que j’ai rencontré lors de mon arrivée à l’IPG en 2006, ces années sont passées diablement vite ! Je pense notamment à Joséphine et Aurélie (plus qu’un dernier effort !) ainsi qu’à Thomas, Andrés, Antoine, Emelyne et tous les autres qui sont toujours dans le coin. D’autres se sont dispersés de par le monde, j’en profite ainsi pour saluer Cécilia, Marie, Ludmilla, Philippe, Alexandra, Nico, Pierre et tous les autres.
Passons aux quelques personnes que j’ai eu le plaisir de côtoyer quotidiennement durant ce moment à Paris. Tout d’abord une nostalgie toute particulière pour la coloc’ de Pigalle, ma première cohabitation parisienne, je tiens à remercier Claire, Marion et Vincent pour cette très belle année en votre compa-gnie. Y’a aussi Greg, Mathieu et Laure dans le 12 ème, on leur a quand même bien flingué l’appart avec nos talents de bricoleurs du dimanche ! Je t’aurai bien accompagné au Mexique doc’ Herfray malheu-reusement le temps m’a fait défaut sur ce coup. Comment oublier Yannick un vieux pote plus qu’un coloc, qu’est-ce qu’on a pu tripper sur ’sacré tacle’ ! Un immense merci à Tuco, Morpinou et PDG pour m’avoir accueilli quelques mois lors de périodes de galère (promis c’est que pour quelques jours les gars !) et encore désolé pour les poivrons... Un grand salut à Houcine que je retrouve toujours avec grand plaisir devant une pizza. Merci à Kate et Olivier d’être passés par là un mauvais jour de rando.
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Une pensée pour les potes de prépa notamment les docteurs Clem et Mpoupi ainsi qu’au Wolf bien installé près de son Allemagne chérie, à Yann qui bourlingue on ne sait trop où, à Ben, adopté par l’Australie ainsi qu’à Doubi. Un salut à Peuf, Doubai, JB, Mathieu V, Jean-Marc et aux autres ensemiens et ensemiennes. Un grand merci également à M. Alain Mailfert, si j’en suis là aujourd’hui c’est un peu grâce à lui.
Pour finir je tiens à exprimer ma plus profonde gratitude à ma famille. Ma maman, qui m’a soutenu jusque dans les moments les plus difficiles, mon petit frère Matthieu, je vais pouvoir trouver un peu de temps pour écumer les stades de la Botte à présent ! Un énorme merci également à mon oncle Bernard, à Marie-Bernard ma tante ainsi qu’à ma filleule Anaëlle.
Tout mon amour à ma Niña qui partage ma vie depuis 3 ans déjà (et qui supporte mes goûts mu-sicaux discutables), toujours là quand tout va bien mais aussi quand tout va moins bien. Merci pour ta gentillesse, pour ton sourire, pour avoir été près de moi tout simplement. L’année passée à été pénible, encore quelques mois d’efforts et on rattrapera mille fois le temps perdu...
Table des matières
Introduction générale 17
1 La mesure de déformation crustale 19
1.1 De l’intérêt de la mesure . . . 19
1.1.1 Principales sources de déformation . . . 20
1.1.2 Instruments usuels . . . 20
1.1.3 L’extensométrie . . . 23
1.2 Complémentarité des mesures . . . 27
1.3 Les principales zones d’observation de la déformation crustale . . . 30
1.3.1 En Amérique du Nord . . . 30
1.3.2 En Asie . . . 32
1.3.3 En Europe . . . 32
1.4 Déformations crustales relatives à la secousse sismique . . . 35
1.4.1 Déformation cosismique . . . 35
1.4.2 Déformation postsismique . . . 39
1.5 Déformations asismiques précédent un séisme . . . 41
1.6 Les séismes lents . . . 43
1.7 Conclusion . . . 51
2 Contexte d’étude et instrumentation 53 2.1 Le rift de Corinthe . . . 53
2.1.1 Morphologie . . . 53
2.1.2 Failles actives . . . 56
2.1.3 Sismicité . . . 57
2.2 Le Corinth Rift Laboratory . . . . 58
2.2.1 Zone d’étude . . . 58
2.2.2 Réseau d’instrumentation . . . 58
2.3 Mesures de déformation dans le réseau . . . 60
2.3.1 Signaux GPS durant les crises sismiques . . . 60
2.3.2 Instrumentations complémentaires de la mesure de déformation . . . 62
2.3.3 Modélisation de la déformation cumulée annuelle autour de Trizonia . . . 65
2.4 Le dilatomètre de forage de type Sacks-Evertson . . . . 67
2.4.1 Présentation de l’instrument . . . 67
2.4.2 Principe de la mesure . . . 72
2.4.3 Mesure effective . . . 73
2.4.4 Perturbations et bruit des mesures liés à l’installation en forage . . . 75
2.5 Installation des instruments . . . 76
2.5.1 Site de Trizonia . . . 76
2.5.2 Site de Monasteraki . . . 81
14 Table des matières
3 Etude des signaux extensométriques de Monasteraki 83
3.1 Présentation . . . 83
3.1.1 L’extensomètre 3-composantes . . . 83
3.1.2 Le site d’instrumentation de Monasteraki . . . 84
3.1.3 Variation journalière de la déformation . . . 85
3.1.4 Sauts des signaux . . . 88
3.2 Evolution de la dérive des composantes extensométriques . . . 88
3.3 Sensibilité aux forçages externes . . . 90
3.3.1 Signaux durant la période d’étude . . . 90
3.3.2 Dépendances fréquentielles . . . 91
3.3.3 Fonctions de cohérence . . . 95
3.3.4 Sensibilité des composantes aux fluctuations de pression atmosphérique . . . . 98
3.4 Orientation de l’extensomètre . . . 102
3.4.1 Rotation des composantes de déformation . . . 102
3.4.2 Protocole d’étude et déformations théoriques relatives à la marée solide . . . . 103
3.4.3 Estimation préliminaire des azimuths des jauges . . . 105
3.5 Calibration préliminaire des jauges . . . 109
3.6 Sensibilité aux surcharges océaniques . . . 112
3.6.1 Signaux et protocole d’étude . . . 112
3.6.2 Aux périodes inférieures à l’heure . . . 114
3.6.3 A 5-9h de période . . . 116
3.6.4 Aux périodes des marées semi-diurnes et diurnes . . . 116
3.6.5 Discussion . . . 119
3.6.6 Signal résiduel préliminaire . . . 120
3.7 Effets instantanés des forçages . . . 124
3.7.1 Corrélation directe . . . 124
3.7.2 Calibrations et signaux résiduels . . . 130
3.7.3 Observation des résidus en bandes fréquentielles . . . 135
3.8 Sollicitations supplémentaires éventuelles . . . 139
3.8.1 Pression de pore . . . 139
3.8.2 Influence des charges de la mer Méditerranée . . . 141
3.9 Détection d’un signal lent de déformation à Monasteraki . . . 142
3.9.1 Niveaux de bruit des signaux résiduels . . . 143
3.9.2 Simulation de signaux de déformation associés à des glissements lents . . . 143
3.10 Conclusion . . . 147
4 Sensibilité de l’extensomètre de Trizonia aux perturbations extérieures 151 4.1 Présentation . . . 151
4.2 Influences des marées . . . 154
4.2.1 Ajustement des marées . . . 155
4.3 Influence des forçages externes . . . 158
4.3.1 Dépendance temporelle et fréquentielle . . . 158
4.3.2 Fonctions de cohérence . . . 162
4.3.3 Corrélations par bandes de fréquences : principe . . . 164
4.3.4 Résultats des corrélations . . . 165
4.3.5 Prise en compte d’un délai atmosphérique nul . . . 170
4.3.6 Prédiction du signal extensométrique en bande de fréquences . . . 172
4.3.7 Prise en compte d’un couplage atmosphérique constant . . . 172
4.3.8 Bandes de fréquences supplémentaires pour le couplage atmosphérique . . . . 177
Table des matières 15
4.5 Etude complémentaire sur une autre période . . . 179
4.6 Stabilité des corrélations . . . 185
4.7 Conclusion . . . 187
5 Prédiction continue des signaux de forçages externes et correction 189 5.1 Fonctions de transfert des forçages externes . . . 189
5.1.1 Pression d’eau du golfe . . . 189
5.1.2 Pression atmosphérique . . . 192
5.2 Prédictions des signaux de forçage externe . . . 192
5.2.1 Déformation induite par les forçages externes . . . 192
5.2.2 Stabilité de la fonction de transfert continue . . . 193
5.3 Signal résiduel de déformation . . . 196
5.3.1 Première correction et signaux persistants . . . 196
5.3.2 Effets d’une prédiction continue . . . 199
5.3.3 Observation de la correction continue en bandes de fréquences . . . 203
5.3.4 Prédiction des forçages persistants dans le signal résiduel de déformation . . . 207
5.4 Conclusion . . . 208
6 Origines des perturbations du signal de déformation et nature de la mesure 209 6.1 Effets de charges . . . 209
6.1.1 Sensibilité de l’instrument aux charges instantanées . . . 209
6.1.2 Problème de Boussinesq . . . 212
6.2 Mesure de la pression de pore . . . 220
6.2.1 Equations de la poroélasticité . . . 220
6.2.2 Réponse non drainée . . . 220
6.2.3 Influence du coefficient de Skempton . . . 221
6.3 Effets de diffusion . . . 223
6.3.1 Diffusion verticale : pression de pore . . . 223
6.3.2 Connexion entre la marina et le forage ? . . . 225
6.4 Variations de température au niveau du forage . . . 233
6.4.1 Comparaison des voies DT1 et DT2 . . . 234
6.4.2 Signal de température (DT2) et pression d’eau dans le forage . . . 242
6.4.3 DT1 et pression d’eau dans le forage . . . 248
6.5 Estimation des proportions du couplage à partir des forçages externes . . . 248
6.5.1 Rapports des calibrations . . . 249
6.5.2 Equations de calibration des deux parties instrumentale . . . 249
6.6 Modes de transferts des forçages externes . . . 252
6.7 Conclusion . . . 254
7 Réponse en pression de pore aux forçages internes d’origine tectonique 257 7.1 Le séisme d’Andravida du 8 juin 2008 . . . 257
7.1.1 Présentation . . . 257
7.1.2 Les signaux du site de Trizonia durant juin 2008 . . . 260
7.1.3 Prédiction de la déformation induite par les forçages externes et correction . . 260
7.2 Modélisation de la réponse en pression de pore au choc d’Andravida . . . 263
7.2.1 Diffusion de la pression de pore autour de l’instrument . . . 264
7.2.2 Perte de charge en pression de pore . . . 264
7.3 Estimation de la fonction de transfert : réponse à un dirac . . . 269
7.3.1 Estimation de la constante de temps de diffusion de pression de pore . . . 269
7.3.2 Combinaison des deux modèles . . . 271
16 Table des matières
7.3.4 Caractéristiques de la fonction de transfert . . . 275
7.4 Déformation volumique synthétique à Trizonia relative au séisme d’Andravida . . . 275
7.4.1 Paramètres d’entrée du code . . . 275
7.4.2 Sismogramme synthétique de la rupture d’Andravida . . . 277
7.4.3 Déplacements associés . . . 285
7.4.4 Prédiction de la déformation . . . 286
7.5 Constante de tempsT1de la réponse en pression de pore . . . 289
7.5.1 Autres réponses en pression de pore à des événements sismiques . . . 289
7.5.2 Discussion . . . 292
7.6 Le signal transitoire de décembre 2002 . . . 293
7.6.1 Description . . . 293
7.6.2 Phases du signal compressif . . . 294
7.6.3 Réponse de l’instrument en 2002 . . . 297
7.6.4 Réponse instrumentale à une rampe . . . 298
7.6.5 Stabilité de la fonction de transfert d’Andravida . . . 299
7.7 Conclusion . . . 299
8 Etude du signal résiduel de Trizonia 303 8.1 Observation de la marée solide . . . 303
8.1.1 Dans le signal résiduel de Trizonia . . . 303
8.1.2 Comparaison avec les observations de Monasteraki . . . 307
8.2 Déphasage aux périodes des ondes sismiques . . . 310
8.2.1 Ondes de surface à 30s de période . . . 310
8.2.2 Ondes de volume à 10s de période . . . 313
8.2.3 Comparaison avec la composante verticale de la vitesse sismique . . . 315
8.3 Discussion . . . 317
8.4 Réponse à la secousse d’Andravida . . . 318
8.5 Etudes complémentaires . . . 320
8.6 Conclusion . . . 321
Conclusion générale et perspectives 323
A Etat des données 327
B Calibration des instruments 331
C Déformation proche de la surface libre pour une onde de volume d’incidence 90˚ 333 D Méthode de calibration d’un extensomètre 3-composantes 335 E Ajustement des amplitudes et phases aux fréquences de marées par ETERNA 339 F Stabilité de la réponse aux seiches à longue période 343
Introduction générale
La Terre n’appartient pas à l’Homme, c’est l’Homme qui appartient à la Terre. [Sitting Bull]
La croûte terrestre, en mouvement perpétuel depuis les temps les plus reculés, se plaît à rappeler à ceux qui la piétinent qu’ils ne sont pas toujours les bienvenus. Les tremblements de Terre en sont sa démonstration la plus exubérante affolant les populations autant qu’ils les intriguent. En période d’ac-calmie, méfiance, la colère est sous-jacente, l’écorce terrestre ne dormant que d’un oeil constamment sur le qui-vive, martelée par les craquèlements continus de sa carcasse millénaire. Cet univers timide, constamment se mouve, flue, se distord engendrant une activité furtive, silencieuse, mystérieuse. Les manifestations de cette activité, quelquefois visibles en surface, passent la plupart de leur temps à jouer les filles de l’air échappant régulièrement à la vigilance de l’Homme.
Il faut alors tenter de percer les secrets de ces signaux de déformation crustale, continus ou tran-sitoires, ceux-ci étant peut-être des signes avant-coureurs d’une rupture sismique future. Il faut alors explorer, creuser le sol, dans le but d’installer délicatement certains instruments dédiés à faire jaillir des profondeurs cette activité trépidante. Ces appareils, fruits de la curiosité humaine, sont de conception et d’utilité diverses, et parmi ceux-ci on en dénombre trois catégories majeures : les GPS, les inclinomètres et les dilatomètres.
Mais notre bonne vieille planète est vaste et son agitation diffuse, il faut alors cibler les zones de suivi temporel de la déformation car les instruments usuels ont une portée limitée. Les frontières de plaques tectoniques par exemple, d’activité sismique intense, se révèlent être des lieux privilégiés d’étude des humeurs de la Terre. L’étude qui va suivre se place dans un contexte quelque peu différent, bien que directement lié à la zone de subduction Hellénique issue du contact entre les plaques Africaine et Eurasienne. Notre zone de recherche est le golfe de Corinthe, rift continental d’extension la plus élevée au monde celui-ci, séparant la Grèce continentale du Péloponnèse, fait office d’un laboratoire à ciel ouvert dans le cadre de l’étude des processus mécaniques, à court et long terme, relatifs aux failles majeures des lieux et de la sismicité associée. Les recherches à venir s’inscrivent dans le cadre du projet européen Corinth Rift Laboratory (CRL) dont le réseau d’instrumentation associé (CRLNET) est situé dans la partie ouest du golfe, autour de la ville d’Aigion.
Cette zone, de par certaines caractéristiques, se révèle être une place privilégiée dans l’optique du suivi continu de la sismicité de la région et des déformations lui étant associées. Ainsi quelques uns parmi les principaux instruments usuels de mesure de la déformation y ont été installés et nous nous focaliserons sur l’un d’entre eux : le dilatomètre de forage et plus particulièrement celui de type Sacks-Evertson développé depuis le début des années 70 [Sacks et al., 1971]. Ce type d’instrument, du fait de sa très grande sensibilité, permet de mesurer de faibles déformations de la croûte terrestre dans un domaine fréquentiel très large. Nous allons nous intéresser à la sensibilité de l’appareil lorsqu’il est soumis à des forçages d’origine externe telles les marées océaniques ou la pression atmosphérique et d’origine interne comme la marée solide (marée terrestre) ou certains types d’événements crustaux.
18 Introduction générale
Ces études nous permettront de calibrer l’instrument et d’effectuer une correction des signaux mesu-rés. Ceux-ci sont un mélange d’influences connues et quelquefois prédictibles mais également d’effets inattendus voire rares ; ce sont ceux-ci qui demandent toute notre attention. Se posera également une question primordiale mais dont il est parfois fait abstraction : quelle est la vraie nature physique du signal mesuré ? Nous verrons que la mesure peut quelquefois nous jouer des tours ; cette dernière étant bien évidemment liée, dans le cas d’un instrument de forage, aux conditions d’installation et au milieu rocheux hôte.
Ce travail de recherche va être axé autour de 8 chapitres dont l’enchainement reflète les aléas de certaines observations, pour le moins surprenantes quelquefois. Les 2 premiers chapitres sont une intro-duction générale présentant le principe de la mesure de la déformation crustale, les principaux appareils utilisés pour cela et certaines de ses applications de par le monde. A ceci s’ajoute une présentation de la zone de recherche ainsi qu’un exposé de l’instrument utilisé. Le chapitre 3 s’intéresse à l’étude de l’ins-trument installé sur le site de Monasteraki ; celui-ci, de par ses caractéristiques, fait office d’introduction adéquate dans l’observation et la compréhension de signaux de déformation. La plus grande partie du travail est effectuée sur un seul instrument (installé sur l’île de Trizonia) dont lui sont consacrés les cha-pitres 4 à 8. Parmi ceux-ci les 2 premiers vont s’intéresser aux effets des forçages d’origine externe ainsi que les corrections associées. Le chapitre 6 est une tentative de compréhension des processus physiques relatifs à l’environnement de l’intrument car le milieu dans lequel évolue le dilatomètre se révèle pour le moins complexe. Les 2 chapitres suivants concernent certains types de forçages d’origine interne et les calibrations associées à la réponse instrumentale.
Rentrons sans plus tarder dans le vif du sujet. Puisse le lecteur prendre du plaisir à suivre le chemi-nement de la réflexion.
Chapitre 1
La mesure de déformation crustale
Dans le cas général, la déformation ǫ d’un corps sous l’application d’une contrainte F peut être
vue comme le rapport entre la dimension du corps après et avant sollicitation comme l’illustre la figure 1.1. En fonction de la dimension spatiale de l’objet on pourra s’intéresser à la déformation linéïque, surfacique ou encore volumique. Dans la plupart des cas on parle d’une extension lorsque la déformation est de signe positif et d’une compression dans le cas contraire, mais ces conventions peuvent très bien être inversées en fonction de certains types d’instruments de mesure par exemple. Bien qu’elle soit sans
dimension car il s’agit du rapport de deux longueurs, la déformation est souvent explicitée enstrain.
Comme il s’agit, pour la plupart du temps de variations très faibles, on parlera plutôt de nanostrain
(10−9strain) dans le cadre de notre étude voire éventuellement de microstrain (10−6strain).
1.1
De l’intérêt de la mesure
Lors des dernières décennies de nombreux instruments de mesure de la déformation ont été instal-lés à travers le globe. Suivant l’année 1957, décrétée comme ’International Geophysical Year’ par l’International Union of Geodesy and Geophysics (IUGG), l’International Association of Geodesy (IAG) décida d’accroître les mesures de déformation des marées terrestres et l’International Centre for Earth Tides fut ainsi fondé à Bruxelles. Les zones d’implémentation de tels réseaux sont variables et dépendent des motivations de recherche. Il peut s’agir de zones réputées comme sismiquement très actives, de zones volcaniques voire également de lieux inactifs d’un point de vue tectonique. En 1984 par exemple, 150 stations de mesure de la déformation crustale existaient aux quatre coins du monde [Varga, 1984] et leur nombre ne cessa d’accroître au fil des années.
20 1.1. De l’intérêt de la mesure crustal rock dynamic strain (P, S, ..) coseismic strain, postseismic, .. aseismic strain: little fracturations, transient strain, creep, .. earth tides (24h-period dominant) tectonic (local, regional, ..) atmospheric pressure oceanic effects: tides, local fluctuations, ... rain
FIGURE1.2 – Schéma illustratif des principales sources de déformation (interne, externe) de la croûte terrestre.
1.1.1 Principales sources de déformation
La croûte terrestre, et plus particulièrement sa partie cassante, peut se retrouver perturbée par un cer-tain nombre de sollicitations. Ces dernières sont de 2 origines bien marquées. On distingue tout d’abord les forçages dits internes telles les ondes sismiques (P, S, Rayleigh, Love), la marée solide (terrestre), les perturbations asismiques (glissements transitoires, creep, ...) ou encore les contraintes tectoniques à diverses échelles. En ce qui concerne les forçages d’origine externe, la pression atmosphérique est un effet universel car celle-ci s’applique sur terre comme sur l’eau avec la même intensité. A cela s’ajoutent des effets plus localisés telles les marées océaniques ou des fluctuations diverses de niveau d’eau comme dans les zones côtières par exemple. Les chutes de pluie peuvent créer des surcharges provoquant une flexure de la croûte terrestre ; cet effet peut être important dans certains lieux présentant un fort encaissement.
La figure 1.2 illustre ces principales perturbations qui ne sont pas exclusives pour autant. La majeure partie des influences répertoriées sera discutée et analysée longuement dans les chapitres à venir.
1.1.2 Instruments usuels
La mesure de déformation crustale demande, dans le cas général, une très grande précision et une stabilité à long-terme, celle-ci n’est pas possible dans le cas de l’usage d’un unique appareil de mesure. Sans en faire un résumé exhaustif, nous allons présenter brièvement quelques instruments parmi les plus utilisés dans le cadre de l’observation des déformations de la croûte terrestre.
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 21
En premier lieu, un moyen robuste de mesure est l’utilisation de stations GPS permanentes dont la déformation est obtenue en calculant la différence entre deux observations proches que divise la distance entre celles-ci. Par exemple, deux stations GPS séparées d’un kilomètre et mesurant des déplacements
avec une précision de l’ordre du millimètre peuvent détecter des déformations de l’ordre de 2 mm.km−1,
c’est-à-dire2.10−6. L’utilisation de ce type de stations dans le but de mesurer des signaux géophysiques
a connu un essort dans son déploiement au début des années 90 [Segall and Davis, 1997]. Ces mesures, de par leur aspect tri-dimensionnel, permettent rapidement de déterminer la composante verticale et les deux composantes horizontales du déplacement en un lieu précis et donc le champ de déformation résultant. Un autre aspect primordial est le faible coût et la facilité d’installation de ces réseaux comparé à d’autres techniques de mesures que nous évoquerons par la suite. Ce type d’instrumentation peut être déployé dans diverses zones actives, que ce soit dans la mesure de déformations crustales associées à des séismes continentaux, dans les zones de convergence de plaques tectoniques ou encore dans les zones volcaniques. Ces mesures se révèlent ainsi totalement complémentaires aux données sismologiques par exemple car elles documentent le cycle sismique dans sa totalité, incluant aussi bien des processus intersismiques ou postsismiques que la déformation cosismique comme l’illustre la figure 1.3.
Une autre façon de mesurer des déformations dans la croûte terrestre est d’utiliser des instruments comme les inclinomètres longue base. Ceux-ci permettent d’observer des courbures de la croûte pouvant être instaurées par un grand nombre de contraintes tels les chargements hydraulique ou atmosphérique ainsi que le chargement tectonique ou également le poids de la colonne d’eau mobile lors d’un tsunami. Ce type d’appareil peut également être utilisé dans le cadre de la surveillance temporelle d’aquifères [Rerolle et al., 2006 ; Jacob et al., 2010]. En ce qui concerne l’étude des déformations crustales, de par sa très grande sensibilité (de l’ordre du nanoradian), il permet des observations plus fines que celles d’instruments géodésiques habituels (GPS, InSAR), il s’avère ainsi très utile dans l’observation de signaux transitoires de déformation dont l’amplitude et les domaines de variation de l’amplitude et la période peuvent être très larges. Tout comme dans le cas des GPS, de nombreuses déformations liées au cycle sismique peuvent être observées (figure 1.4). Un inconvénient majeur vient de la grande fragilité de l’instrument et l’utilisation d’appareils plus robustes revient à perdre en sensibilité comme cela se retrouve dans les zones volcaniques. La taille varie grandement entre les plus fins (7cm environ) et des structures énormes comme celle installée dans une grotte à Trieste qui, de par ses caractéristiques, permis d’enregistrer le mode propre toroïdal le plus grave de la Terre [Bolt and Marusi, 1962]. Plus récemment, les modes propres sphéroïdaux et toroïdaux de la Terre ont pu être observés suite aux deux secousses majeures de Sumatra. Nous ne détaillerons pas la mesure inclinométrique, une description précise est établie par Agnew [1986].
Un moyen faible en coût est l’observation de la variation du niveau d’eau d’un puit ou d’un réservoir confiné. En effet, la théorie de la poroélasticité montre que la pression de fluide dans un milieu isotrope poreux varie en proportion de la déformation volumique (ou de la pression solide). L’observation de la variation de niveau d’eau sous l’influence des marées terrestres ou de la déformation cosismique statique nous conforte dans l’idée que la pression de pore est directement sensible à la déformation crustale et que cette dernière peut ainsi être mesurée par de telles installations. Un exemple de signal de fluctuations de niveau d’eau dans un puit en réponse à une secousse sismique est présenté sur la figure 1.5. Des signaux transitoires de déformation peuvent également être vus sur des relevés de niveau d’eau comme nous le montrerons par la suite. Malheureusement un tel système a ses limites, il s’avère tout d’abord que l’acquisition de données fines se révèle plus coûteuse que prévu. Ensuite, d’un aspect physique, les variations de pression de fluide induisent des déformations qui sont mesurées par des extensomètres de forage par exemple, compliquant fortement l’analyse du signal. Ainsi l’observation de signaux de déformation, notamment celle de signatures présismiques, se révèle plus consistante lorsque des données extensométriques et de niveau d’eau sont réunies. Il semble de plus en plus clair que les variations de pression de fluide d’origine tectonique ne soient pas forcément proportionnelles à la déformation volumique des roches solides, ainsi la pression de pore fait office de grandeur physique
22 1.1. De l’intérêt de la mesure
FIGURE 1.3 – Déformation cosismique et postsismique suivant le séisme de Sanriku-Haruka-Oki (MW=7.5) sur la composante est de la station GPS de Fuji sur la côte est de Honshu, Japon. D’après
Segall et Davis [1997].
FIGURE 1.4 – 80 jours de signaux inclinométriques centrés sur le séisme de Landers (Mw = 7.3,
28/06/92) issus de deux composantes N-S (longue base et forage) et de trois composantes E-O (2 longue base et forage). D’après Wyatt et al. [1994].
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 23
FIGURE 1.5 – 3 ans et demi de variation du niveau d’eau dans le puit de Lisi, Géorgie. Les lignes verticales indiquent l’occurence des séismes de Spitak (Mw=6.8, 08/12/88) et de Racha (Mw=6.9,
(29/04/91). Les épicentres des deux événements sont localisés à une centaine de kilomètres du puit. D’après Gavrilenko et al. [2000].
indépendante ne pouvant être substituée à la déformation. Le concept de puit comme instrument de mesure de la déformation a évolué en une mesure indépendante de la pression de fluide, la mesure de la déformation solide étant à présent consacrée aux extensomètres ; ces deux grandeurs physiques étant bien entendu deux composantes essentielles dans une étude complète de la déformation crustale.
A ceci peuvent s’ajouter des instruments destinés à la mesure du creep sur les failles, i.e une acco-modation de la déformation de manière asismique. De tels instruments sont installés en grand nombre dans les régions fortement sismiques tel le système de failles de San Andreas par exemple. Du fait de leur emplacement peu profond (quelques mètres) ils peuvent s’avérer très instables durant des chutes de pluie.
1.1.3 L’extensométrie
Elle est une composante indispensable de nombreux domaines comme la mécanique des milieux continus par exemple, elle est également utilisée dans la surveillance active de monuments tels les ponts, les barrages voire certains immeubles car elle permet de suivre le vieillissement des structures. Ce type de mesure a d’abord été utilisé dans le domaine de l’ingénierie des sols à l’aide de jauges de déforma-tion, consistant souvent en de petits appareils au sein desquels la résistance d’un câble en métal ou d’un composant semiconducteur varie avec la déformation. Ils ont été testés lors de mesures géophysiques de contraintes dans les roches [McGarr and Gay, 1978] mais ils se révélaient généralement trop petits et trop peu sensibles pour mesurer des variations temporelles de déformation dans la croûte terrestre. La plupart des instruments utilisés en géophysique sont des extensomètres mesurant le déplacement entre deux points. Depuis la fabrication des premiers instruments [Benioff, 1935], de nombreux modèles ont été utilisés dont le design varie en fonction de la façon dont celui-ci est installé ainsi que de son utilité. Nous allons présenter les deux catégories les plus répandues de nos jours, il s’agit des extensomètres laser et de forage.
24 1.1. De l’intérêt de la mesure
FIGURE 1.6 – Schéma illustrant le fonctionnement d’un extensomètre laser longue base (http ://pbo.unavco.org).
L’ extensomètre laser
Ce type d’instrument, développé à partir des années 1970 [Berger and Lovberg, 1970], est de la catégorie des instruments dits longue base, i.e qu’il va permettre de mesurer le déplacement entre deux points pouvant être séparés de quelques centaines de mètres jusqu’à plus d’un kilomètre. Cette classe d’instruments possède la grande résolution des extensomètres de forage combinée à la stabilité long terme des mesures GPS. Du fait de leurs grandes capacités, leur installation est plus sporadique que celles des extensomètres de forage par exemple mais on les retrouve de plus en plus dans certaines zones majeures de surveillance sismique, associés à des instruments de forage comme dans le cas du Plate Boundary Observatory (PBO) par exemple. Ils sont extrêmement fragiles ce qui complique leur installation dans les zones instables telles les régions volcaniques où seront préférés les appareils de forage. La majeure partie du temps, leur installation a lieu dans un tunnel afin de les protéger des perturbations extérieures comme c’est le cas en Italie centrale, avec les 2 instruments du tunnel du Gran Sasso par exemple [Crescentini et al., 1997]. En minimisant les impacts des perturbations extérieures, il est assuré que le signal mesuré est en grande partie d’origine tectonique.
La méthode de mesure, que nous ne détaillerons pas, est basée sur le principe de l’interférométrie, un schéma simplifié du fonctionnement de l’instrument est présenté sur la figure 1.6. D’un point de vue pratique il possède de nombreux avantages dont les principaux s’avèrent être : une stabilité à long terme supérieure aux instruments mécaniques due à la nature du contact (faisceau laser), une possibilité de mesure de la déformation même en milieu poreux car il n’y a pas de contact direct entre l’instrument et le milieu, ce qui est impossible avec des extensomètres de forage par exemple. Nous discuterons longuement de ce problème dans la suite de l’ouvrage.
L’extensomètre de forage
Par opposition à l’extensomètre laser, ce type d’instrument permet une mesure de la déformation par contact, i.e par une variation de la forme de l’instrument sous l’application d’une contrainte, celui-ci
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 25
FIGURE 1.7 – 5 jours de signaux de déformation de dilatomètre de forage un jour avant l’éruption (17/01/91) du volcan Hekla. L’extension est de signe positif et les signaux sont corrigés des influences des marées terrestres et de la pression atmosphérique. L’insert représente 7 heures de signaux norma-lisés montrant la remarquable correspondance des signaux issus des 4 sites distants. Les cercles noirs sont les déformations synthétiques obtenues à partir de la modélisation de l’éruption [Linde et al., 1993 ; Roeloffs and Linde, 2006].
étant cimenté à la roche à plus d’une centaine de mètres dans un forage. Ils permettent la mesure de phénomènes à courte période allant de quelques secondes à plusieurs mois par exemple. Ils jouent un rôle majeur dans l’observation de signaux de déformation accompagnant ou précédant un événement sismique ou une éruption volcanique. Pour ce dernier exemple, on dénombre de nombeux sites d’ob-servation comme par exemple le volcan Hekla en Islande où Linde et al. [1993] ont pu construire un historique détaillé de son mécanisme lors de l’éruption de 1991 à partir d’enregistrements de défor-mation issus de plusieurs dilatomètres de forage Sacks-Evertson installés à des distances de plusieurs dizaines de kilomètres du cratère sommital (figure 1.7). Des enregistrements, toujours issus de dilato-mètres de forage Sacks-Evertson, ont mis en évidence un signal de déformation associé à une explosion vulcanienne du volcan Soufrière Hills à Montserrat [Linde et al., 2010] (figure 1.8).
Ces instruments sont installés en profondeur dans le but de réduire les variations provenant des effets thermiques, atmosphériques ou encore anthropiques. La grande isolation du forage permet également d’ajouter à l’installation des instruments tels des sismomètres, des capteurs de pression de pore ou des inclinomètres.
On en distingue 2 catégories principales : tout d’abord le dilatomètre, celui-ci mesure la compres-sion ou l’extencompres-sion aréolaire voire volumique, la contribution de cette dernière étant plus ou moins forte en fonction des conditions d’installation de l’instrument puis l’extensomètre multicomposantes qui mesure des variations de longueur le long de 3 jauges (voire davantage) orientées selon des azi-muths différents [Agnew, 1986]. Ces instruments peuvent mesurer des variations de déformation de l’ordre du nanostrain après correction des signaux des influences extérieures majeures, principalement les marées terrestres et la pression atmosphérique. Nous discuterons en détails de tous ces aspects par la suite.
Divers modèles de designs variables et de capacités proches sont couramment utilisés de par le monde, il s’agit pour la plupart du temps, des modèles de type Gladwin (GTSM) [Gladwin and Hart, 1985], Ishii [Ishii, 1997] et Sacks-Evertson [Sacks et al., 1971]. Nous ne détaillerons pas les deux
26 1.1. De l’intérêt de la mesure
FIGURE1.8 – Variation du signal de déformation durant l’explosion du 3 mars 2004 à Soufrière Hills (Montserrat) aux sites de AIRS (a), TRNT (b) et GERD (c). Les cercles noirs représentent les déforma-tions synthétiques. D’après Linde et al. [2010].
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 27
FIGURE 1.9 – Densité spectrale du bruit de la mesure de déformation en fonction de la profondeur d’installation de l’instrument. D’après Johnston et Linde [2002].
premiers cités, les données utilisées dans cette étude provenant exclusivement du dernier modèle, dont les détails seront présentés dans le chapitre 2.
De plus le fait d’utiliser un forage profond permet de réduire fortement le bruit des mesures par rapport à des instruments installés très proches de la surface comme le montre la figure 1.9. A une profondeur de 200m environ, les signaux de période allant de l’heure à plusieurs jours exhibent bien moins de bruit que ceux issus d’instruments placés à des profondeurs plus superficielles, ces derniers étant bien plus réceptifs aux perturbations extérieures de surface (pression atmosphérique, chutes de pluie, ...).
1.2
Complémentarité des mesures
Les extensomètres ou les dilatomètres qu’ils soient de type laser ou de forage sont un outil essentiel d’un réseau de mesure de la déformation tectonique. De par leur grande sensibilité, ils sont un complé-ment indispensable aux mesures GPS, plus robustes à longue période (figure 1.10). Les extensomètres permettent de mesurer des signaux tectoniques (sismiques, transitoires, ...) avec une grande précision dans un domaine fréquentiel très large. Hormis pour des signaux de périodes inférieures à la journée, pour lesquelles les extensomètres de forage possèdent la meilleure précision, ce sont les extensomètres lasers qui permettent de couvrir la plus large période (de la journée à quelques années) avec la meilleure résolution. Celle-ci vient, en grande partie, du fait de l’absence de contact entre l’instrument laser et les roches. En effet, celui-ci peut mesurer une déformation interne dans un milieu poreux alors qu’un instrument de forage, du fait de son contact direct avec les roches environnantes, est le plus bruité aux longues périodes car des fluctuations hydrologiques peuvent induire des variations de pression de pore. De plus, ce type d’instrument dépend bien sur de la stabilité à long terme des matériaux qui le consti-tuent mais surtout de la qualité de l’environnement dans lequel il est installé (emplacement et qualité
28 1.2. Complémentarité des mesures
FIGURE1.10 – Schéma comparatif des seuils de détection des extensomètres (lasers et de forage) et des GPS. D’après Agnew et Wyatt [2003].
du forage, cimentation, ...). Aux très longues périodes (de l’année à la dizaine d’années), la situation s’inverse et les mesures GPS fournissent les données les moins bruitées.
Les limites des performances de chaque instrument dépendent de la conception de l’appareil mais surtout de l’environnement dans lequel ils sont installés : sous terre pour l’extensomètre de forage, la surface de la terre pour l’extensomètre laser et la surface de la terre et l’atmosphère respectivement pour le GPS et l’InSAR. Par exemple, le renversement de la stabilité des instruments pour des périodes de l’ordre de l’année vient du fait que les effets atmosphériques affectent beaucoup moins les GPS que les extensomètres car l’atmosphère est très stable sur des longues périodes ; en effet la variation de pression moyenne, la température et la vapeur d’eau varient bien moins d’année en année que de jour en jour. Le GPS s’avère donc l’instrument le plus fiable dans le cas de l’étude de la déformation séculaire par exemple.
De nombreux réseaux d’observation couplent également les mesures inclinométriques à celles des
extensomètres. Par exemple, le séisme de Landers (Mw=7.3) du 28 juin 1992 a déclenché un essaim
sismique sous la caldeira de Long Hill Valley (figure 1.11) dont les événements exhibent des magnitudes de l’ordre de 1 à 3 [Hill et al., 1995]. Cet essaim serait associé à des bulles de gaz se séparant du magma au sein de la chambre magmatique de 1 km de diamètre environ. Cette surpression (7 à 10 MPa) dans la chambre magmatique a engendré des déformations à l’échelle de la caldeira. Un dilatomètre de forage Sacks-Evertson a enregistré un signal compressif de l’ordre de 0.3µstrain et une observation simultanée
sur un inclinomètre longue base, situé à environ 1 km du dilatomètre, montre une inclinaison positive
d’environ 0.3µrad.
Ces deux observations sont issues de deux instruments différents mesurant des composantes dif-férentes du tenseur des déformations : déformations pures pour le dilatomètre et cisaillantes verticales pour l’inclinomètre. De plus ces signaux sont parfaitement corrélés avec la forte augmentation de la sismicité suivant le séisme.
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 29
FIGURE1.11 – (Gauche) Représentation de la caldeira de Long Hill Valley. Les essaims sis-miques associés au séisme de Landers sont de couleur orange. Les triangles noirs indiquent les dilatomètres de forage et le L inversé re-présente l’inclinomètre longue base. (Droite) 40 jours (10 juin-20 juillet 1992) de signaux dilatométrique, inclinométrique et de sismi-cité cumulée. La droite orange indique l’oc-curence du séisme de Landers. La déforma-tion compressive sur le dilatomètre POPA a lieu lors de la période de plus forte activité microsismique, la composante E-O de l’incli-nomètre montre également un signal, ce qui n’est pas le cas de la composante N-S [Johns-ton et al., 1995 ; Hill et al., 1995].
30 1.3. Les principales zones d’observation de la déformation crustale
FIGURE1.12 – Carte superposant les séismes majeurs aux localisations des instruments de mesure de la déformation du sud ouest de la Californie (http ://pfostrain.ucsd.edu). L’emplacement du Piñon Flat Observatory est indiqué par la flèche d’indicatif PFO.
1.3
Les principales zones d’observation de la déformation crustale
Au fur et à mesure des années, de nombreux chantiers à forte composante de mesure de la défor-mation crustale se sont développés à travers le monde, en grande majorité dans les zones sismiques ma-jeures. Il y a une dizaine d’années, seuls quelques dizaines d’extensomètres dédiés à la mesure crustale étaient installés de par le monde. Depuis, les efforts consentis dans la mesure et la prédiction sismique, ont engendré une croissance spectaculaire de leur nombre, à tel point qu’on en recense entre 100 et 200 à l’heure actuelle. Nous allons à présent décrire de manière non exhaustive quelques observatoires mondiaux.
1.3.1 En Amérique du Nord
Aux Etats-Unis, un des premiers observatoires (début des années 80) est le Piñon Flat Observatory (PFO), piloté par l’Institut of Geophysics and Planetary Physics of the University of California, San Diego (IGPP-UCSD). Celui-ci (figure 1.12), localisé entre les deux failles les plus actives du sud de la Californie (San Andreas et San Jacinto), est dédié à la mesure de la déformation crustale dans cette zone afin de mieux y percevoir les variabilités de la sismicité associée. Dans cette optique, l’observatoire compte un extensomètre laser longue base, plusieurs extensomètres de forage et un réseau de GPS continus. La distance de la zone d’observation aux deux failles (25 km de San Andreas et 12 km de San Jacinto) est sensiblement la même que la profondeur de la sismicité sous chaque structure, ainsi l’observatoire est bien placé pour enregistrer les éventuelles déformations relatives au cycle sismique. En effet, la portion de faille de San Jacinto dans une zone de 30 km n’a pas rompu depuis plus de 100 ans alors que celle de San Andreas, dans une zone de dimension semblable, n’a jamais rompu, du moins durant les derniers siècles. De ce fait, de violents séismes sont attendus dans cette zone dans un futur proche.
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 31
FIGURE1.13 – Zone d’étude du Parkfield Earthquake Experiment (http ://pubs.usgs.gov). La faille de San Andreas est indiquée en rouge. Les carrés bruns représentent les sites d’observation incluant les sismomètres, les extensomètres, les GPS continus et les instruments de mesure du creep.
Au milieu des années 80, aux Etats-Unis, a été créé le Parkfield Earthquake Experiment sous l’im-pulsion de l’US Geological Survey (USGS). C’est un projet basé sur une instrumentation en continu de la faille de San Andreas dans le but d’obtenir des données de déformation en haute résolution re-latives à l’ensemble du cycle sismique. Une description détaillée du projet est donnée par Roeloffs et Langbein [1994]. Cette zone (figure 1.13), du fait de la récurrence régulière de séismes modérés, est un endroit idéal pour étudier les processus liés au cycle sismique et tester la faisabilité à court terme de la prédiction sismique.
Plus récemment, en 2004, un forage profond a été entreprit à travers cette même faille dans une
zone voisine de l’épicentre du séisme de Parkfield de cette même année (Mw=6). L’instrumentation du
forage, entre 2 et 3 km de profondeur, forme le San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) et est destiné à étudier simultanément les processus géophysiques et géochimiques contrôlant la génération de séismes au niveau des failles actives. Le SAFOD, qui est une composante du projet EarthScope fournit des informations directes sur la composition et les propriétés mécaniques des roches dans la zone de faille, sur le rôle des fluides dans le cycle sismique ainsi que sur la physique de la rupture sismique.
Le projet EarthScope vise à explorer la structure et l’évolution du continent Nord-Américain et de comprendre plus clairement les processus contrôlant les cycles sismiques et volcaniques. Ce projet de très grande envergure est fondé sur 3 composantes majeures. Au projet SAFOD s’ajoute notamment le Plate Boundary Observatory (PBO), composante principale du projet, dont le but est l’étude du champ de contraintes en 3 dimensions relatif à la déformation des plaques convergentes le long de la côte ouest du continent américain. Cet observatoire (figure 1.14) est composé de très nombreux instruments dédiés à la mesure de la déformation tectonique (plus de 1000 GPS continus, près de 30 inclinomètres, ...) . On retrouve bien entendu des extensomètres de forage (Sacks-Evertson, GTSM) en nombre conséquent (plus de 70) ainsi que 6 extensomètres lasers ce qui en fait la région d’observation de la déformation la plus vaste au monde.
32 1.3. Les principales zones d’observation de la déformation crustale
FIGURE 1.14 – Réseau d’observation du Plate Boundary Observatory (http ://pbo.unavco.org). Les diamants violets et rouges indiquent respectivement les emplacements des extensomètres de forage et lasers longue base.
1.3.2 En Asie
Dans la zone de Tokai, sur la côte est de la partie centrale du Japon, le segment de Tokai faisant partie de la zone de convergence Nankai-Suruga, n’a pas rompu depuis 1854 et un événement de magnitude 8.4. Il représente alors un dangereux gap sismique dont certaines évidences de déformation précédent
les 2 séismes de 1944 (Tonankai,Mw=7.9) et 1946 (Nankai,Mw=8) [Linde and Sacks, 2002] (figure
1.15 (haut)) ont motivé l’installation d’un réseau d’observation de la déformation crustale dans le but de mettre en place un système d’alerte sismique dans le cas d’une occurence d’un futur événement majeur dans la région de Tokai.
Dans ce but, un réseau important d’instruments dédiés à la mesure de la déformation crustale a été mis en place, en grande partie, dans les régions du séisme de Tokai de 1946 et du gap sismique (figure 1.15 (bas)). Ce réseau est pourvu d’une grande quantité de dilatomètres de forage, d’extensomètres multi-composantes, d’inclinomètres, de puits instrumentés ainsi que de marégraphes, ceux-ci ayant pour but de mesurer d’éventuelles variations anormales du niveau d’eau de la côte est.
Depuis 2004, un grand réseau d’extensomètres 4-composantes a été déployé dans la partie centrale de la Chine dans le but d’observer les processus liés au cycle sismique [Chi, 2009]. Des signaux pré-curseurs de déformation du séisme de Wenchuan de 2008 ont été aperçus sur certains extensomètres du réseau se situant près de la source [Zehua et al., 2009].
Un réseau de 10 extensomètres de forage Sacks-Evertson est déployé depuis plusieurs années au niveau de la côte est de Taiwan (figure 1.16). Il est destiné à l’étude de la Longitudinal Valley Fault, une faille majeure située entre la plaque Eurasienne et celle de la mer des Philippines. Cette faille accomode près de la moitié de la déformation tectonique de l’île.
A la limite Europe-Asie, on retrouve un extensomètre longue base dédié à la mesure de la déforma-tion à long terme dans le Caucase du Nord [Milyukov et al., 2010].
1.3.3 En Europe
Les mesures y sont moins répandues car les séismes majeurs y sont relativement rares mais on dénombre toutefois quelques réseaux de densité moindre dont les types d’observations menées sont nombreuses.
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 33
FIGURE1.15 – (Haut) Zones des séismes de Tonankai (1944), de Nankai (1946) et du gap sismique du segment de Tokai (carré rouge central) (http ://www1.kaiko.mlit.go.jp). (Bas) Réseau d’observation de la déformation dans la région de Tokai (http ://www.jma.go.jp). Les carrés et diamants rouges repré-sentent respectivement les positions des dilatomètres de forage et des extensomètres multi-composantes.
34 1.3. Les principales zones d’observation de la déformation crustale
FIGURE1.16 – Réseau d’extensomètres de forage Sacks-Evertson déployé au niveau de la côte est de Taiwan (http ://www.earth.sinica.edu.tw).
FIGURE1.17 – Disposition des différents instruments de l’observatoire de la Fôret Noire. Les extenso-mètres lasers sont indiqués en violet.
Chapitre 1. La mesure de déformation crustale 35
FIGURE 1.18 – Stations dédiées à l’observation de la déformation crustale dans le Frioul, Italie du nord-est. Les triangles vides représentent les stations inclinométriques et le triangle plein la station extensométrique-inclinométrique. D’après Dal Moro et Zadro [1999].
En Allemagne, on trouve le Black Forest Observatory (BFO) coordonné par les universités de Karls-ruhe et de Stuttgart. Celui-ci est installé au sein d’une mine désaffectée dans la Fôret Noire dans le sud-est allemand. Il est équipé de nombreux sismomètres ainsi que de toute la panoplie des instruments dédiés aux mesures de déformation dont plusieurs extensomètres lasers. Ceux-ci sont en grande partie utilisés dans le cadre de l’étude des déformations de la Terre sous l’effet des marées solides.
En Italie centrale, dans les Abruzzes, deux extensomètres lasers sont installés depuis plusieurs an-nées dans un tunnel à Gran Sasso [Crescentini et al., 1997 ; Amoruso and Crescentini, 2009]. Du fait de
son excellente sensibilité (de l’ordre de 10−12), des oscillations libres longue période de la Terre (modes
toroïdaux) relatives au séisme de Sumatra-Andaman de 2004 ont pu être visualisées [Park et al., 2008]. Des signaux relatifs à des séismes lents ont également été décelés, nous en parlerons par la suite.
En Italie toujours, plus au nord cette fois, dans la région du Frioul, un réseau d’observation de la
déformation a été mis en place après le séisme destructeur du 6 mai 1976 (Mw = 6.4) [Dal Moro
and Zadro, 1999 ; Zadro and Braitenberg, 1999]. Celui-ci, présenté sur la figure 1.18, est dédié à la recherche d’éventuelles signatures de déformation présismique comme nous le verrons par la suite.
1.4
Déformations crustales relatives à la secousse sismique
Après avoir présenté, de manière non exhaustive, certains des réseaux majeurs de mesure de la déformation à travers le monde, il est intéressant d’illustrer certaines observations y ayant été effectuées. On retrouve bien les déformations relatives au choc sismique (cosismique, postsimique) tout comme certains signaux précurseurs ou bien encore certaines déformations associées à des séismes dits lents.
1.4.1 Déformation cosismique
Les extensomètres ont toujours permis l’enregistrement des déformations cosismiques, caractéri-sées par un saut du signal, dont le signe dépend du caractère compressif ou dilatant de la déformation.
