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Thèse de doctorat/ PhD Thesis Citation APA:
Kusters, D. (2014). Etudes des sources locales de contraintes et des variations spatio-temporelles de l'activité sismique à l'intérieur de la plaque
européenne (Unpublished doctoral dissertation). Université libre de Bruxelles, Faculté des Sciences – Sciences de la Terre et de l'Environnement,
Bruxelles.
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PRIA
Université Libre de Bruxelles Facultés des Sciences
Département des Sciences de la Terre et de l'Environnement Thèse réalisée à l'Observatoire Royal de Belgique
Thèse de doctorat
Présentée par Dimitri Kusters
En vue de l'obtention du titre de
Docteur en Sciences
Etude des sources locales de contraintes et des
variations spatio-temporelles de l'activité
sismique à l'intérieur de la plaque européenne.
Sous la supervision de
Prof. A. Préat
Promoteur
Remerciements
Je ne serai pas dithyrambique dans cette partie de ma thèse qui est fréquemment la plus lue des manuscrits de thèse mais je me dois de remercier, même brièvement les nombreuses personnes que j'ai eu l'occasion de rencontrer durant ces années de recherche et qui ont toutes d'une façon ou une autre contribué à la concrétisation de cette thèse. Je tiens à remercier l'ensemble de ces personnes qui se reconnaîtront. Néanmoins certaines personnes y ont contribué plus fortement. Je me permettrais donc de remercier Thierry Camelbeeck, mon co-promoteur de thèse, qui m'a offert l'opportunité d'effectuer cette recherche et de progresser dans mon travail en tant que chercheur. Ces quatres années, j'ai côtoyé quotidiennement Thomas Lecocq, David Garcia Moreno, Corentin Caudron et Devy Shyabana, mes collègues de bureau. « Ce qui se passe dans le bureau reste dans le bureau » dit le diction. Je me contenterai donc de vous remercier pour l'ambiance constructive de travail, les échanges sur nos sujets respectifs et nos moments de détentes. Je remercie également Michel Van Camp pour ses conseils et ses remarques sans concessions afin d'améliorer les différentes présentations et posters. Il arrive à une précision de Tordre de grandeur atteint par son gravimètre lorsqu'il s'agit de communiquer ses résultats. Je remercie également Olivier de Viron, pour le travail que nous avons effectué en collaboration avec Thierry Camelbeeck et Michel Van Camp.
Merci à Gaelle et Aymeric de m'avoir laissé le temps de chercher et d'écrire cette thèse. D'avoir eu la patience et les encouragements pour elle, les sourires et les gazouillis pour lui, qui m'ont permis de progresser sereinement.
T
able
des
matières
1 Introduction...1
1.1 Axes de recherche et méthodologie...4
1.2 Etat des connaissances... 8
1.2.1 Rappel historique... 8
1.2.2 Sismologie intraplaque... 8
2 Catalogues sismiques... 17
2.1 Introduction... 17
2.2 Catalogue Historique (1200 -1900)... 18
2.3 Catalogue instrumental (1900 - aujourd'hui)...20
2.4 International Seismological Center (1964-2006)... 25
2.5 Magnitudes... 30
2.6 Conclusions... 35
3 Contraintes dans la lithosphère en Europe occidentale...37
3.1 Les Contraintes dans la lithosphère... 37
3.2 La « World Stress Map »... 41
3.2.1 Données... 41
3.2.2 Les différents ordres de grandeur du champ de contrainte... 42
3.2.3 Analyse de la WSM en Europe occidentale... 47
3.3 Les Contraintes générées localement et déterminées à partir des dérivées secondes du géoïde... 51
3.3.1 Théorie et Méthode... 51
3.3.2 Les contraintes dans la lithosphère calculée à partir du géoïde...56
4 Les variations de forces de Coulomb... 103
4.1 Théorie...103
4.2 Les changements des contraintes de Coulomb dans le graben de la Roer... 105
4.2.1 Roer valley Graben... 105
4.2.2 Calculs des changements de contraintes dans le graben...108
4.3 Résultats... 110
4.3.1 Roermond... 110
4.3.2 Alsdorf... 111
4.3.3 Paléo-tremblement de terre de Bree...115
5 Analyse de l'activité sismique intraplaque... 119
5.1 Introduction... 119
5.2 L'activité sismique et séquences de répliques en Europe occidentale... 121
5.2.1 Description des relations empiriques classiques... 121
5.3 Relations spatio-temporelle de l'activité sismique...123
5.3.1 Relation entre les grands séismes du passé et la sismicité actuelle...123
5.3.2 Migration de la sismicité à travers le temps...130
5.3.3 Discussion... 134 5.4 5ismologie cellulaire... 136 5.4.1 Description de la méthode... 136 5.4.2 Analyse et résultats... 138 5.4.3 Discussion et conclusions... 142 5.5 Analyse multifractale... 144 5.5.1 Description de la méthode... 145
5.5.2 Analyse et résultats pour le Catalogue de l'ISC...149
5.5.3 Analyse et résultats de catalogues locaux... 155
5.5.4 Discussions...160
5.6 Conclusions...161
6 Conclusions...163
Perspectives... 166
Table desfigures
Figure 1; Pic d'accélérationdusolayantuneprobabilitéde 2% d'êtreaheinteendéansles 50 anspourles USA...3 Figure 2: Diagrammereprésentantdifférenteshypothèsessurl'activitésismiqueintraplaque (d'après (Kafka, 2007))5 Figure 3: Zoned'étudeettremblementsdeterre (catalogue: ISC de 1964-2006). Lescodesdelalégende
correspondentauxagences/institutsdontlesdonnéessontissues (voir Tableau 2)...7 Figure 4: Mouvementverticaux (gauche) ethorizontaux (droite) dessites GPS parrapportalaréférence IGbOO. La
LIGNE VERTE INDIQUE LA LIMITE ENTRE LA PARTIE SUBSIDANTE ET LA PARTIE EN ÉLÉVATION (d'APRÈS SELLA ET AL,2007)... 10 Figure 5: Anatomiedel'enregistrementduniveaumarinenfonctiondeladistanceaveclacalotteglaciaire (d'après
steffenetWu, 2011)...12 Figure 6: comparaisondutauxannueldetremblementdeterreen Californiedusudeten Belgiqueentre 1985 et
2009... 13 Figure 7: Déviationsapparentespossiblesd'unerelationsemi-logarithmiquefréquence-magnitudeduesàun
ÉCHANTILLONNAGE TROP COURT DE L'ACTIVITÉ SISMIQUE. A GAUCHE : DÛ À UN BIAIS DANS L'ÉCHANTILLONNAGE, LA FRÉQUENCE DES LARGES SÉISMES EST SURESTIMÉE (RONDS PLEINS) PAR RAPPORTA LEUR TEMPS DE RÉCURRENCE SUR LE LONG TERME THÉORIQUE (ligne CONTINUE). L'iNVERSE POUR LES CERCLES VIDES, LEUR FRÉQUENCE EST SOUS-ÉVALUÉE. A DROITE ; L'AJOUT DES DONNÉES PALÉOSISMOLOGIQUES TEND À SURESTIMER LES MAGNITUDES (ROND PLEIN) ET SURESTIME LE TEMPS ENTRE DES TREMBLEMENTS DE TERRE DE GRANDE MAGNITUDE (FIGURE D'APRÈS STEIN, 2007)... 15 Figure 8: Schémaillustrantunepossibleexplicationpourl'activitésismiqueintraplaque (d'après Liuétal. (2011)).
... 16 Figure 9; Séismeshistoriquescollectésdontlamagnitudeet/oul'intensitéontétédéterminéesen Europe
Occidentale. Lazonehachuréen'estpascouverteparlecatalogue...19 Figure 10: Relationde Gutenberg-Richterpourlecatalogueenre 1900 etaujourd'hui. Lamagnitudedecomplétude
EST ESTIMÉE À 4.1. L'ERREUR ASSOCIÉE À LA RÉGRESSION DE MOINDRE CARRÉ EST INDIQUÉE EN GRIS ET EST LIMITÉE AUX MAGNITUDES SUR LESQUELLES LA CORRÉLATION EST CALCULÉE... 22 Figure 11 : Activitésismiqueducataloguehistoriquecompilépourcettethèse. Lesséismesdela Figure 9 sont
ÉGALEMENT REPRÉSENTÉS. LES DIFFÉRENTES SOURCES DES SÉISMES SONT CONSERVÉES. LA MAGNITUDE LIMITE INFÉRIEURE EST M„=3... 23 Figure 12: Cataloguedu CENEC (1000-2004)... 24 Figure 13: Histogrammedunombred'événementsenfonctiondutempspourlecatalogue CENEC... 26 Figure 14: Cataloguedel'ISC aprèstri. Les 25.883 événementssontdistinguésenfonctiondel'agence/institutquia fournilesdonnéesdel'événement...28 Figure 15: Magnitudedesévénementsenfonctiondutempspourlecataloguedel'ISC. Leslignesrouges
représententlesmagnitudesdecomplétudequenousconsidéronspourcecatalogueenfonctiondutemps ... 29 Figure 16: Régressionlinéaireentrelamagnitudededuréedu LDG etlamagnitudelocaledu ZUR calculéeàpartir
DES DONNÉES RÉCUPÉRÉES DANS LA BASE DE DONNÉES DE L'ISC...31 Figure17: Relationde Gutenberg-Richterpourl'ensembleducatalogueISC en Europe Occidentale. L'erreursurla
RÉGRESSION EST MARQUÉE PAR LA ZONE GRISE... 33 Figure 18: magnitudecritiqueducatalogue ISC enfonctiondutempsenutilisantunefenêtremobilede 500
ÉVÉNEMENTS... 34 Figure19: Relationsde Gutenberg-Richterpourlestroiscatalogues. Lesmagnitudesdecomplétudesontestimées
= 1.8-2.0 POUR... 36 Figure 20: A) vecteursdecontraintesagissantsurlestroisfacesd'unvolumequisontperpendiculairesaxesde
COORDONNÉES. B) ORIENTATION DES CONTRAINTES SUR LES TROIS FACES PERPENDICULAIRES AUX AXES PRINCIPAUX D'UN TÉTRAÈDRE. LA SOMME DES FORCES RÉSULTANTES INDIQUE LA FORCE NETTE SUR LA QUATRIÈME FACE...38 Figure 21: styletectoniqued'unefailleenfonctiondel'orientationdescontraintesprincipalesetlesmécanismesau
LAQUELLE S'EST PRODUITE LE SÉISME. SUR LES BALLONS REPRÉSENTANT LE MÉCANISMES AU FOYER, LE ROND BLANC REPRÉSENTE (t3 etlecarrégrisestffl. LacontraintehorizontalemaximaleffH EST REPRÉSENTÉE PAR LA FLÈCHE...40 Figure 22: Contrainteshorizontalesmaximalesen Europeoccidentaleaunorddes Alpes. Donnéesissuesdela
WSM08 {HrrP;//DC-APP3-14.GFZ-POTSDAM.DE/.). NF = FAILLE NORMALE (ROUGE), SS = FAILLE DÉCROCHANTE (VERT), TF = FAILLE INVERSE (BLEU) ET U = STYLE TECTONIQUE INCONNU (VOIR FIGURE 21)... 43 Figure 23: cartedel'orientationdescontrainteslisséeetdelalongueurd'ondeimpliquéeen Europeavectrois
VALEURS d'écart-type TOLÉRÉ. LA COULEUR INDIQUE LA LONGUEUR D'ONDE IMPLIQUÉE ET LES LIGNES DONNENT l'ORIENTATION DE LA CONTRAINTE HORIZONTALE MAXIMALE MOYENNE POUR LA CELLULE DE LA GRILLE... 49 Figure 24: RayonderechercheminimumpourSq<60° avecminimumtroisdonnées (figurede Carafaet Barba, 2013)).
CetteanalysedelaWSM illustrebienqu'en Europeoccidentalecontinentale, lacomposantelocaleduchamp
DE CONTRAINTE EST PRIMORDIALE... 50 Figure 25: Contrainteetdéformationthéoriquedansunmodèle 1D deplaquehorizontale : (a) lahauteurdugéoïde
N(X), SON GRADIENT ET LA DÉRIVÉE SECONDE (VALEURS RELATIVES) CAUSÉES PAR UNE ANOMALIE CYLINDRIQUE À X=0 DANS UNE PLAQUE DE LONGUEUR 2a. LA CONTRAINTE HORIZONTALE À L'INTÉRIEUR D'UNE COLONNE DE LITHOSPHÈRE EST
PROPORTIONNELLE À Ô2Nxdx2. (B) DÉFORMATION ÉLASTIQUE DANS LA PLAQUE ASSOCIÉE À CES CONTRAINTES...55 Figure26: A: Comparaisondel'orientationdelacontraintehorizontalemaximaledelaWSM etdelacontrainte
HORIZONTALE DÉTERMINÉE À PARTIR DU GÉOÏDE. ffW (G) EST CALCULÉ À LA LOCALISATION (LONGITUDE, LATITUDE) DES 607 DONNÉES DISPONIBLES DE LA WSM. LE DIAGRAMME UTILISE UNE MOYENNE À FENÊTRE GLISSANTE AVEC UNE OUVERTURE DE 7° (MUNRO AND BLENKINSOP, 2012). B: DIFFÉRENCE ANGULAIRE ENTRE LES oH (G) ET tjH (wsm) EN DEGRÉS. CE
GRAPHIQUE INCLUS LES DONNÉES DE QUALITÉ D DE LA WSM... 58 Figure 27: Hauteurdugéoïde N(x,y) etopposédugradientdugéoïde (m/km) en Europeoccidentale...59 Figure 28: Pourcentagedemomentsismiquecumulélibéréparlestremblementsdeterreenfonctionducisaillement
MAXIMUM. LesséismesconsidéréssontissusducatalogueduCENEC (M„>3.5)...61
Figure 29: Momentsismiquelibéréparrapportàlacontraintecisaillantemaximale. Lazoned'étude (8°W-12°E/46°N-66°N) EST DIVISÉE EN CELLULES DE 40KM ET LE MOMENT SISMIQUE CUMULÉ EST COMPARÉ AU CISAILLEMENT MAXIMUM CALCULÉ AVEC UN GÉOÏDE DE RÉSOLUTION SIMILAIRE (40 KM)... 62 Figure 30: Cisaillementmaximumproduitlocalementetcalculéàpartirdesdérivéessecondesdugéoïde. Les
TREMBLEMENTS DE TERRE SONT ISSUS DU CATALOGUE CENEC (1000-2004). LA GRANDEUR DES CERCLES EST
PROPORTIONNELLES À LA MAGNITUDE. LA RÉSOLUTION DU GÉOÏDE A ÉTÉ DIMINUÉE À 40 KM. DANS DES CELLULES DE TAILLES ÉQUIVALENTES, NOUS ADDITIONNONS LE MOMET SISMIQUE AFIN DE COMPARER DES CELLULES DE TAILLES IDENTIQUES...63 Figure 31 : Styletectoniqueetorientationdelacontraintehorizontalemaximaleintégréesurl'entièretéde
l'épaisseurdelalithosphèredansles Pyrénées. Leslocalisations (ennoir) etlessolutionsdesplansnodauxdes
Figure 36 : comparaisondel'orientationdelacontraintehorizontalemaximaledéterminéeàpartirdesmécanismes
AU foyeretdesdérivéesdugéoïde (au-dessus). Comparaisondel'orientationdurakeetdel'orientationdu cisaillementdansleplannodal (en-dessous). Lesrésultatssontdéterminéspourdifférentesgrillesd'analysede résolution 5 KM, 10 KM ET 20 KM... 76 Figure 37; Styletectoniquedéterminéàpartirdesdérivéessecondesdugéoïde. Lesmécanismesaufoyerdu Tableau 8 SONT ÉGALEMENT REPRÉSENTÉS... 77 Figure 38: Divergencedel'opposédugradientdugéoïde [N/km^]. Larésolutiondelagrilleestde 5 km. Les
MÉCANISMES AU FOYER DU TABLEAU 8 ET L'ORIENTATION DE LA CONTRAINTE HORIZONTALE MAXIMALE SONT REPRÉSENTÉS. .. 79 Figure 39: orientationsde <r//(C) pourle Royaume-Uni. Troisrésolutionsdugéoïdesontutilisées, 510 et 20 km. Les
ORIENTATIONS SONT CALCULÉES POUR LES 9 COLONNES DE LITHOSPHÈRE ENTOURANT L'ÉPICENTRE DU SÉISME LES ORIENTATIONS DES CONTRAINTES HORIZONTALES DÉTERMINÉE À PARTIR DES MÉCANISMES AU FOYER (FM) ET LES DONNÉES DE LA WSM SONT ÉGALEMENT REPRÉSENTÉES (LES AMPLITUDES DES DIFFÉRENTES COURBES SONT RELATIVES)... 80 Figure 40: Différencesangulairesentrelesorientationsdescontrainteshorizontalesdesmécanismesaufoyeret
CELLES CALCULÉES À PARTIR DU GÉOÏDE DANS LES ALPES OCCIDENTALES (AU-DESSUS). DIFFÉRENCES ANGULAIRES ENTRE LES RAKES ET LES DIRECTIONS DE CISAILLEMENT MAXIMUM DANS LES PLANS NODAUX CALCULÉES À PARTIR DES DÉRIVÉES SECONDES DU GÉOÏDE (EN-DESSOUS)... 84 Figure 41: Divergencedel'opposédugradientdugéoïdeen Suisse. Lesséismesdontlesmécanismesaufoyersont
DÉTAILLÉS DANS LE TABLEAU 9 SONT ÉGALEMENT REPRÉSENTÉS. LA CONTRAINTE HORIZONTALE EST REPRÉSENTÉE PAR SON VECTEUR. La PLAINE DU PÔ EST EN COMPRESSION (EN BLEU). LES ALPES PRÉSENTENT UNE VARIATION À COURTE ÉCHELLE DES ZONE EN COMPRESSION ET EN EXTENSION. LA PETITE CARTE REPREND LES ZONES STYLES TECTONIQUES DÉTERMINÉS PAR INVERSION DES MÉCANISMES AU FOYER (KASTRUP ETAL., 2004)...86 Figure 42: StyletectoniqueetorientationdeaH{G) intégréesurl'entièretédel'épaisseurdelalithosphèredansles
Alpesoccidentales. Lalocalisationetlesmécanismesaufoyerdesséismesdemagnitude MS3 sontreprésentés
(Tableau 9). L'orientationdeaH{G) desneufcolonnesdelithosphèresontégalementreprésentéparles
TRAPÈZES BLEUS DONT LA LONGUEUR EST PROPORTIONNELLE À L'IMPORTANCE DE L'ORIENTATION PARMIS LES 9 DIRECTONS.. 87 Figure 43: hauteurdugéoïdeetorientationdugradientdugéoïdeen Norvègeeten Merde Nord... 90 Figure 44: Cisaillementmaximumcalculéàpartirdesdérivéessecondesdugéoïdeen Norvège (avecunrésolutionde
5 km). Lesmécanismesaufoyerdu Tableau 10 sontreprésentés. Lacartegéologiquedela Scandinavieestissue
DE (Geeetal., 2010)... 94 Figure 45: Contraintehorizontalemaximaleauxlocalisationsdesmécanismesaufoyer (a) etpourl'ensembledes
POINTS delagrille (B) POUR 3 RÉSOLUTIONS DIFFÉRENTES (5KM, 10 KM ET 20KM) DANS LE SUD DE LA NORVÈGE (LES AMPLITUDES SONT RELATIVES)...95 Figure 46 ; Différencesangulairesentrelesorientationsdescontrainteshorizontalesdesmécanismesaufoyeret
CELLES calculées À PARTIR DU GÉOÏDE (AU-DESSUS). DIFFÉRENCES ANGULAIRES ENTRE LES RAKES ET LES DIRECTIONS DE CISAILLEMENT MAXIMUM DANS LES PLANS NODAUX CALCULÉES À PARTIR DES DÉRIVÉES SECONDES DU GÉOÏDE (EN-DESSOUS) POUR LE SUD DE LA NORVÈGE ET LA MER DU NORD... 97 Figure 47 : modélisationparéléments-finisdea) lesorientationsetrégimesdescontraintes (extensifenblanc,
COMPRESSIF EN bleu) B) VME5. 5ISMICITÉ : (DEHLS AND UNDERS0KELSE, 2000)). FIGURE ISSUE DE PASCAL AND CLOETHINGS (2009)...98 Figure 48: Von Mises Equivalent 5tressescalculéàpartirdutenseurdecontraintelocal. L'activitésismiqueestissue
DU CATALOGUE DE L'I5C ENTRE 1964 ET 2006... 99 Figure 49: Divergencedel'opposédugradientdugéoïdeetlacontraintehorizontaleen Norvège. L'orientationde
(tWestfortementdépendantedelagéologielocale...102 Figure 50: CartedessourcescompositesduLRG (Tableau 11) etcartedelaséismicitéhistoriqueetinstrumentale
Figure 51: Variationdescontraintesdecoulombpourletremblementdeterrede Roermond. Lamodélisationdes
VARIATIONS des CONTRAINTES EST EFFEaUÉE AVEC DEUX TENSEURS DE CONTRAINTE DIFFÉRENTS. LES TREMBLEMENTS DE TERRE DE LA SÉQUENCE SONT REPRÉSENTÉS PAR LES POINTS (CATALOGUE ROB)... 112 Figure52: Variationsdescontraintesde Coulombpourleséismed'Alsdorfetsesrépuques. Lamodélisationdes
VARIATIONS DES CONTRAINTES EST EFFECTUÉE AVEC DEUX TENSEURS DE CONTRAINTE DIFFÉRENTS ET EN CONSIDÉRANT QUE LE SÉISME SE PRODUIT SUR LE FAILLE DE RURRAND. LES TREMBLEMENTS DE TERRE DE LA SÉQUENCE SONT REPRÉSENTÉS PAR LES POINTS (catalogueROB)... 113
Figure 53: Variationsdescontraintesde Coulombpourleséismed'Alsdorfetsesrépliques. Lamodélisationdes
VARIATIONS DES CONTRAINTES EST EFFECTUÉE AVEC DEUX TENSEURS DE CONTRAINTE DIFFÉRENTS ET EN CONSIDÉRANT QUE LE SÉISME SE PRODUIT SUR LE FAILLE DE FELBISS OU SUR LA FAILLE DE FlEERLERHEIDE. LES TREMBLEMENTS DE TERRE DE LA SÉQUENCE SONT REPRÉSENTÉS PAR LES POINTS (CATALOGUE ROB)... 114 Figure 54: planetcoupedesvariationsdescontraintesdecoulombpourlepaléo-tremblementdeterrede Bree. Le
TREMBLEMENT DE TERRE DE ROERMOND N'EST PAS INCLUS DANS LA MODÉLISATION. LA FAILLE DE PEEL SUR LAQUELLE SE PRODUIT LE SÉISME DE ROERMOND EST EN AUGMENTATION DE CONTRAINTE EN PROFONDEUR. LA PETITE LIGNE ROUGE SUR W COUPE REPRÉSENTE LE SÉISME DE ROERMOND, AFIN DE PALLIER L'IMPRÉCISION DU MODÈLE DE FAILLE IMPLÉMENTÉ DANS COULOMB 3.2. Lestremblementsdeterredelaséquencesontreprésentésparlespoints (catalogueROB)...116
Figure 55: Hypothèsesconsidéréespourestimerlalocalisationdel'activitésismique (d'après Kafkaand Levin, 2000) ... 120 Figure 56 : relationentreletauxd'aotvitésismique (2) destremblementsdeterredemagnitudesupérieureà M pour
DES LES DIFFÉRENTS CATALOGUES CONSIDÉRÉS. LE CHIFFRE INDIQUE LA MAGNITUDE LIMITE M CONSIDÉRÉ (CI-DESSUS). ZOOMS
surlesdifférentscatalogues (ci-dessous)...126 Figure57: Occurrencedesséismesdelaséquencede Roermond. Nombredeséismesenfonotondutempspourle
PREMIER MOIS (ISSU DE CAMELBEECK ET AL. (1994))... 128 Figure58: Régionsconsidéréesdansl'analysedumomentsismiquelibéréàtraversletemps. CatalogueduCENEC.
...131 Figure59: momentsismiquelibéréàtraversletemps, bleu : grabendu Rhin Supérieur, vert : UK, rouge : valléedu
GRABEN DE LA ROER, ORANGE : MOITIÉ NORD DE LA FRANCE. A) MOMENT DES SÉISMES AU COURS DU TEMPS. B) MOMENT CUMULÉ AU COURS DU TEMPS. C) MOMENT CUMULÉ PAR 100 ANS AU COURS DU TEMPS... 133 Figure60: Momentsismiquelibéréàtraversletempspourl'entièretéducatalogueduCENEC... 135
Figure61: Illustrationdelaméthodeutiliséepourmesurersil'activitésismiquepasséeestindicatricedel'activité
SISMIQUE FUTURE (FIGURE ISSUE DE (KAFKA, 2007))... 137 Figure62: Résultatsdel'analysede(Kafka, 2002) pourl'ensembledesrégionsétudiéesdansl'article. Ladispersion
EST MOINS IMPORTANTE LORSQUE LE POURCENTAGE DE LA SUPERFICIE COUVERTE EST UTILISÉ PLUTÔT QUE LE RAYON... 137 Figure63: Résultatsdel'analysedesismologuecellulairesurlecatalogueduCENEC. Lespointsrougessontles
Figure67: MF-DFA surlecataloguedel'ISC (1964-2006) pourlesmagnitudesM>2. A) sérietemporelledutemps
ENTRE LES ÉVÉNEMENTS DU CATALOGUE. B) LE PROFIL DE LA SÉRIE DÉTERMINÉ À PARTIR DE L'ÉQUATION (47). C) FONCTION DE FLUCTUATION (ÉQUATION (51) DONT LA PENTE PERMET DE DÉTERMINER L'EXPOSANT DE HURST GÉNÉRALISÉ. D) RAPPORT ENTRE
l'exposantde HURST etlefacteur Q. Unemodificationdelapentedecerapportest CARACTÉRISTIQUE DE PROCESSUS MULTIFRACTAUX... 150 Figure 68: idem Figure 67 pourlecataloguedel'ISC (1980-2006) aveclesmagnitudess 2...151 Figure 69: évolutiondesparamètresdelargeurduspectre, d'asymétrieetdelapositiondumaximumdesingularité
EN FONaiON DE LA MAGNITUDE MINIMUM TOLÉRÉE DANS LE CATALOGUE DE L'ISC (1975-2006)... 153 Figure70: Evolutiondesparamètresduspectredesingularitéenfonctiondutempspourlecataloguedel'ISC (1964-2006) (EN UTILISANT UNE FENÊTRE MOBILE DE 1000 ÉVÉNEMENTS DE LA SÉRIE, DÉPLACÉE AVEC UN PAS DE 10%)... 154 Figure 71: idem Figure 67 pourlecataloguebelgeinstrumental (1985-2007). Lamagnitudedecomplétudeest
M>1.8...157 Figure 72: idem Figure 67 pourlecataloguedu BGS (1982-2013) M>2... 158 Figure 73: idem Figure 67 pourlesdonnéesdel'ISC danslesuddela Norvègeetdanslamerdu Nord
1 I
ntroduction
La théorie de la tectonique des plaques offre un cadre géodynamique permettant d'expliquer l'activité sismique dans les zones en limites de plaques. Néanmoins, elle ne permet pas d'expliquer l'occurrence de tremblements de terre dans les régions stables, celles-ci étant supposées indéformables. Or, les séismes intraplaques indiquent que des déformations s'y produisent. Bien que relativement rares, ces événements peuvent être humainement tragiques et économiquement conséquents.
Le mouvement relatif des plaques les unes par rapport aux autres explique l'accumulation d'énergie à la limite des plaques. La mesure de l'orientation du mouvement des différentes plaques et de leur vitesse de déplacement a également permis d'estimer des taux de récurrence des séismes dans ces régions. Plus récemment. Il a été démontré que les limites de plaques sont en fait de larges bandes de déformations cisaillantes, plus ou moins diffuses, permettant d'expliquer la majorité des tremblements de terre dans le monde.
Les taux de déformations mesurés à l'intérieur des plaques sont faibles, inférieurs ou égaux à quelques dixièmes de millimètres par an. Le nombre de séismes est évidemment largement inférieur à l'intérieur des plaques mais leur occurrence reste non négligeable. Ces deux paramètres compliquent énormément l'étude de l'activité sismique dans cet environnement et ne permettent pas, avec les méthodes classiques appliquées en limites de plaques, d'y déterminer les causes de l'activité sismique. L'importance de ces séismes étant cependant reconnue, de nouvelles méthodes et de nouvelles approches ont dû être développées afin de progresser dans la compréhension des causes et des paramètres qui contrôlent cette activité. Trois domaines ont été particulièrement importants dans les progrès réalisés durant les deux précédentes décennies :
1. La géodésie spatiale qui a permis d'évaluer des taux de vitesse, et de déterminer des orientations de contraintes à l'intérieur des plaques.
2. La paléosismologie qui recherche des séismes anciens enregistrés dans les sédiments quaternaires, permettant d'étendre les catalogues et éventuellement de déterminer l'existence d'un cycle sismique dans le temps et/ou dans l'espace.
3. Les modélisations numériques qui permettent de tester les hypothèses de relations entre les contraintes et les déformations.
Des réponses à des questions fondamentales a priori faciles ne sont actuellement que peu avancées lorsqu'il s'agit des séismes intraplaques. (1) Quelles sont les causes de l'activité sismique à l'intérieur des plaques ? (2)
Quelles magnitudes peuvent atteindre les grands tremblements de terre et où peuvent-ils se produire ? (3) Quelle est la relation entre le champ de contrainte dans la lithosphère et l'activité sismique ? Les déformations
étant nulles ou sous la limite de la précision des techniques géodésiques, seuls les tremblements de terre fournissent une information facilement accessible sur le champ de contrainte. (4) Quelles sont les influences
régionales et locales des hétérogénéités dans la lithosphère sur le champ des contraintes ?
Afin d'apporter des éléments de réponses à ces questions, nous avons abordé deux axes principaux de recherches qui tendent à améliorer la compréhension des sources de contraintes dans la lithosphère continentale européenne et également de caractériser les variations spatio-temporelles de l'activité sismique dans le temps. :
• L'étude des variations spatio-temporelles de l'activité sismique. Existe-t-il une logique expliquant l'occurrence de l'activité sismique ? Ce point peut se résumer par les trois propositions suivantes : les séismes sont-ils aléatoires ? Les séismes se produisent-ils à proximité d'anciens séismes ? Et dernièrement, des séismes peuvent-ils se produire dans des régions où il n'existe pas d'activité sismique passée connue ? Différentes méthodes d'analyse empiriques et mathématiques seront développées afin de répondre à ces questions.
Ces deux axes de recherche, bien que différents par la théorie impliquée et par les méthodes utilisées, ont une finalité identique. Ils tendent à décrypter l'origine des tremblements de terre intraplaques, et les interconnections entre les différents événements sismiques dans l'optique d'une meilleure caractérisation des paramètres décrivant l'activité sismique.
Des réponses à ces questions fondamentales qui tendent à mieux comprendre et caractériser l'activité sismique permettent de mieux prévenir le risque sismique et de définir les mesures à prendre pour éviter les pertes humaines et les dégâts matériels.
Le risque sismique est défini comme l'impact d'un séisme sur la société humaine. L'aléa étant la probabilité qu'un événement de magnitude donnée se produise et la vulnérabilité est l'impact économique et sociétal d'un tel séisme. Ainsi, une région sismiquement active mais inhabitée présente un faible risque. A l'inverse, une région sismiquement peu active présente un risque important si elle est le siège d'une forte activité économique et densément peuplée.
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Two-percent probability of exceedance in 50 years map of peak ground accélération Figure 1; Pic d'accélération du soi ayant une probabiiité de 2% d'être atteinte endéans ies 50 ans pour les USA. Source (http://earthquake.usgs.gov/hazards/products/contermlnous/2014/2014_pga2pct50yrs.pdf
1.1 A
xes
de
recherche
et
méthodologie
Cette thèse traite de deux aspects fondamentaux de la recherche en sismicité intraplaque. Premièrement, est posée la question de l'origine des contraintes. Quelle est la nature et l'origine des forces qui traversent et/ou sont générées dans la lithosphère ? Il a été montré que le champ de contrainte en un point est la superposition de différentes composantes différenciées selon leur longueur d'onde et associées à une réalité géologique (Heidbach et al., 2010, 2007; Zoback, 1992). Si diverses études se sont penchées sur la question (voir chapitre 3.1), elles se basent quasi exclusivement sur des données fournies par les tremblements de terre et la « World- Stress-Map » (httD://dc-aDD3-14.gfz-DOtsdam.de/^l. Les résultats de ces études ont pu identifier différents ordres de grandeur du champ de contrainte. Cependant la détermination de l'ordre de grandeur dominant du champ en un point n'est pas aisée, les données de base étant éparses et agglomérées/non-uniformément distribuées. La recherche de données de contraintes indépendantes de l'activité sismique et ubiquiste est primordiale de façon à obtenir une information sur le champ qui soit indépendante de l'activité sismique que nous désirons étudier.
Pour ce faire, nous avons utilisé dans ce travail une nouvelle méthode qui permet de déterminer les contraintes produites localement dans la lithosphère à partir des dérivées secondes du géoïde (Camelbeeck et al., 2013). Ces nouvelles données sont confrontées à l'activité sismique existante et aux mécanismes au foyer connus afin d'analyser le champ de contrainte en posant les questions suivantes :
• Où les contraintes générées localement sont-elles en accord avec l'activité sismique enregistrée ? • Ces régions sont-elles similairement définies par l'analyse de la « World-Stress-Map » ?
• Quelle est l'implication de cette méthode sur la connaissance du champ de contrainte ?
Les composantes du champ de contrainte déterminées à partir la « World Stress Map », des mécanismes au foyer et des dérivées secondes du géoïde ne permettent pas de comprendre les variations de ce champ dans le temps. Or un séisme peut modifier le champ statique des contraintes dans son environnement proche et induire/retarder l'occurrence de tremblement de terre dans le futur (King et al., 1994; Toda et al., 2012)). L'étude de ces variations de contraintes dites de Coulomb complète l'étude des contraintes dans la plaque. Il a été démontré que les contraintes de Coulomb sont importantes en limites de plaques. Ces modifications du champ de contrainte sont-elles aussi conséquentes à l'intérieur des plaques ? Si oui, les mouvements et déformations enregistrées étant particulièrement faibles, les modifications générées par de grands paléo séismes peuvent-elles être encore rendues responsables de l'activité sismique aujourd'hui ?
Par rapport au grand tremblements de terre du passé,
Les tremblements de terre du futur se produisent :
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(Distribution uniforme)
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tremblements de terre
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se sont produits?
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limites ne sont pas toutes liées à la géologie mais elles permettent de s'assurer que notre zone d’étude est située à l'intérieur de la plaque européenne, assez éloignée des zones de collisions et des rides médio- océaniques et qu'elle n'est pas trop grande, les quantités de données disponibles dans la zone d'étude étant déjà importantes (Figure 3).
Pour l'étude du champ des contraintes, le sud de la Norvège et la Mer du Nord seront également inclus dans la zone étudiée. De plus, la méthode a été utilisée sur l'ouest des Alpes et dans les Pyrénées, ces deux dernières régions étant propices à la validation de la méthode de Camelbeeck et al. (2013).
Sur la Figure 3, il faut remarquer qu'une partie de ces données ne correspond pas à des séismes naturels mais est en fait des événements induits par l'activité humaine (explosions ou tirs de carrières, séismes liés à l'exploitation de carrières ou de champs géothermaux). Il faut également considérer que les magnitudes de ces événements ne sont pas déterminées avec le même protocole, elles ne sont donc pas homogènes. Ces deux problèmes illustrent une difficulté importante de notre travail. L'obtention d'un catalogue homogène dans le temps et dans l'espace et homogène en magnitude.
Nous nous sommes donc premièrement concentrés sur l'obtention de catalogues complets et leurs homogénéisations. Les différents catalogues ont des spécificités qui permettent leur utilisation dans différents contextes en fonction de la composante de l'activité sismique qui est étudiée. Nous détailierons les différents paramètres des catalogues ainsi que leurs qualités d'un point de vue de la complétude, de leur étendue temporelle et géographique dans la première partie de ce travail (Chapitre 2).
Les catalogues établis, nous nous sommes concentrés sur les causes de l'activité sismique à l'intérieur de la plaque continentale européenne. Nous avons étudié les sources de contrainte présentes dans la lithosphère, en exploitant la nouvelle méthode de Camelbeeck et al. (2013) qui permet de déterminer les contraintes générées localement dans la lithosphère. Ces contraintes locales sont liées à l'énergie gravitationnelle potentielle et représentent la composante à courte longueur d'onde de la contrainte totale. Nous avons étudié l'importance de cette contrainte locale sur l'activité sismique enregistrée en Europe et délimitons les limites d'utilisation de la méthode (Chapitre 3). Alors que cette méthode nous permet de mieux comprendre l'état de contrainte dans la lithosphère, elle ne nous permet pas de comprendre les variations temporelles de ce champ de contrainte. Or il a été démontré que les grands tremblements de terre influencent localement le champ de contrainte. Nous avons donc considéré les différentes variations de contraintes induites par les grands séismes du passé sur l'état de contrainte actuel dans le graben de la vallée de la Roer par l'utilisation du programme Coulomb 3.3 (Toda et al., 2011) (Chapitre 4). Ces deux approches nous permettent de progresser dans la compréhension des sources de l'activité sismique à l'intérieur des plaques continentales.
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DES CONNAISSANCES
1.2.1 R
appelHISTORIQUE
La séismologie est une science relativement jeune (± 150 ans). Avant le XVIII^™ siècle, les connaissances sur les tremblements de terre relevaient plus des mythes et mythologies. Les débuts de la sismologie sont associés au tremblement de terre de Lisbonne en 1755 avec les études pionnières de John Bevis (1695-1771) et de John Michell (1683-1775). Ils furent les premiers à proposer que les tremblements de terre sont des ondes qui se propagent sous la surface de la terre. A la moitié du XIX^™", Robert Mallet (Mallet, 1846), un géophysicien irlandais, détermina que ces ondes rayonnent depuis un point central. En projetant ces ondes en sens inverse de leur arrivée, il montra qu'il est possible de déterminer la localisation de ce point central. Il établit également les premières cartes d'intensité, décrivant les dommages induits par un séisme. Il suggéra également l'installation d'un réseau sismique à la surface de la terre et publia les premières cartes de sismicité globale. La genèse de la sismologie moderne est associée à l'installation des premiers sismomètres modernes à la fin du XIX^™ Siècle. Ces instruments enregistrent la plupart du temps les trois composantes du déplacement du sol lors des séismes et la diminution des tailles de ces instruments a permis d'organiser des réseaux de surveillance efficaces. Le développement des sismomètres a permis de déterminer la profondeur des différentes discontinuités et les limites de couches du globe (p.ex.; la discontinuité de Moho par Andrija Mohorovicic (1857-1936) en 1906). La sismologie a bénéficié des avancées de la théorie de la déformation élastique et de la propagation des ondes par Poisson (1781-1840), Stokes (1819-1903) et Lord Rayleigh (1842-1919). Il est à noter que ces théories sont en avance sur les observations. Au début du XX^™, une base théorique et des instruments modernes et performants sont donc disponibles, la naissance de la sismologie moderne correspond à cette période. Le célèbre séisme de San Francisco en 1906 de magnitude M=8.2, est un événement important de par son impact économique et sa force dans l'imaginaire collectif. Suite à cet événement, H. F. Reid (1859-1944) observe et détermine un cycle d'accumulation d'énergie jusqu'à la rupture de la croûte, connu comme la théorie du rebond élastique.
Durant le XX^™ siècle, différents types d'ondes sismiques sont observés, les méthodes d'inversions du mouvement initial permettent de déterminer le mécanisme au foyer, différentes magnitudes sont définies,... Finalement, dans les années soixante, la dérive des continents de Wegener (1880-1930), est vérifiée, en autre, par la sismologie des tremblements de terre. La croûte de la terre est composée de plaques tectoniques stables qui se déplacent horizontalement les unes par rapport aux autres. La théorie de la tectonique des plaques offre un cadre géodynamique satisfaisant quant à l'origine de l'activité sismique en limite de plaques.
de plaque entre la plaque Pacifique et la plaque Nord-Américaine) et enfin, les zones intraplaques telles que New Madrid et le nord-ouest de l'Europe occidentale. L'amélioration des connaissances géologiques et géodésiques sur les déplacements des plaques (Chase, 1972; DeMets et al., 2010, 1990; Sella et al., 2002) ont permis de mieux déterminer la distinction entre ces différents environnements. En quantifiant la déviation entre la position d'un site GPS dans un modèle de plaque rigide et la position du même site mesurée et assimilée à la déformation interne de la plaque, une mesure de la déformation interne de la plaque est obtenue. Cette mesure de la déformation interne est en réalité la déviation entre la rotation théorique autours du pôle eulérien de la plaque et la mesure géodésique. Des méthodes statistiques ont été développées afin de déterminer les limites de plaques et leur intérieur (Gordon et al., 1987; Stein and Gordon, 1984) et une valeur limite de déformation de 2-3 mm an'^ est considérée comme étant la limite entre un environnement intraplaque et une zone de déformation lente/limite de plaque. Il est intéressant de noter que se sont également ces calculs de déformation qui ont permis une meilleure identification des différentes plaques tectoniques et de reconnaitre les zones de déformations lentes, répercussions de la déformation de limite de plaque.
La définition d'une zone intraplaque clairement établie ci-dessus n'est malheureusement pas évidente à appliquer dans les faits, la détermination des taux de vitesse étant grandement dépendante de la couverture GPS d'une région. Un exemple de ce cas est le tremblement de terre de Bhuj en 2001 en Inde (Mw= 7.7). Il a premièrement été interprété comme un séisme intraplaque continental, présentant des analogies avec le zone sismique de New Madrid dans le centre des Etats-Unis (Abrams et al., 2001; Beavers, 2001; Ellis et al., 2001); cependant, il est maintenant reconnu comme s'étant produit dans une large zone d'activité sismique formée par la déformation entre la plaque eurasienne et la plaque indienne (Li et al., 2002; Stein et al., 2002). De plus, la définition même des zones intraplaques (comme définie ci-dessus) n'est pas toujours acceptée comme telle, principalement en raison du regard des intervenants. Un chercheur japonais étudiant les tremblements de terre non associés au plongement de la plaque pacifique mais néanmoins liés à la subduction de la plaque car situés en bassin d'arrière-arc, considérera que ces séismes sont associés à de « l'intraplaque » (malgré des taux de déformation annuels parfois centimétriques ).
Les progrès en géodésie spatiale ont grandement permis d'améliorer la compréhension des déformations intraplaques, par rapport aux données éparses des nivellements, de sismicité et géologiques. Ces améliorations ont notamment permis à divers auteurs (Calais et al., 2006; Sella et al., 2007) de déterminer l'effet du réajustement isostatique glaciaire (GIA) en Amérique du Nord. Cet exemple est très intéressant car il permet d'identifier l'influence dite tectonique du mouvement des plaques et du rebond isostatique dû à la fonte d'une calotte glaciaire situé au niveau de la baie d'Hudson (
Figure 4). Un mouvement vertical (~10 mm an'^) est observé et corrélé avec la position supposée de la charge maximale de glace lors de la dernière glaciation. Le mouvement vertical est de moins en moins important en se déplaçant vers le sud et finalement une subsidence de 1-2 mm an"' est observée au sud des Grands Lacs. Les mouvements horizontaux observés sont également cohérents avec le modèle de GIA. Les valeurs des mouvements horizontaux sont de l'ordre de 1 mm an'^. Sur la côte ouest nord-américaine, l'effet tectonique lié à la subduction de la plaque pacifique est mesuré. A l'Est par contre, l'effet tectonique n'est pas observable, seule la déformation liée au GIA est mesurée.
qui font le point à ce sujet), le lien entre les contraintes associées à cet ajustement isostatique et l'activité sismique en Europe est encore mal compris (Bungum et al., 2010; Pascal and Cloetingh, 2009; Pascal and Olesen, 2009).
La géodésie spatiale a donc permis une avancée importante dans la compréhension des déformations intraplaques et des contraintes qui en sont responsables. Son utilisation pour améliorer les modèles sur les effets des ajustements du rebond isostatique (e.g. (Peitier, 2004)) a permis de mieux étudier le rôle du GIA sur les causes possible de l’activité sismique dans certaines régions (Hasegawa and Basham, 1989; Mazzotti and Adams, 2005; Stein et al., 1989,1979). Néanmoins dans les régions qui ne sont pas affectées par le GIA, ou les régions qui en sont peu affectées, la précision de ces mesures géodésiques est encore trop faible que pour être utilisée. Les mesures étant d'un ordre de grandeur similaire à l'erreur effectuée sur cette mesure.
Comme expliqué ci-dessus, la déformation mesurée à l'intérieur des plaques est faible comparée à celle mesurée en limites de plaques. L'expression de cette différence est une activité sismique présentant des caractéristiques différentes.
En sismologie intraplaque, les magnitudes impliquées et la fréquence des événements sont moindres qu'en régions interplaques (Figure 6). Les événements sismiques les plus importants, a l'intérieur des plaques ont des magnitudes M"“6-7 en Europe Occidentale ou M'“7-8 pour l'est des Etats-Unis, inférieures aux magnitudes des grands événements en limites de plaques. Egalement, les séismes intraplaques représentant environ 5-10% de l'activité sismique mondiale (Atkinson, 2007), leur fréquence d'occurrence est moindre. Si la fréquence des événements est moindre, la relation entre la magnitude et la fréquence ne présente pas de différence fondamentale avec l'activité sismique de limites de plaques (OkaI and Sweet, 2007).
Les différents taux de sismicité observés à l'intérieur des plaques et en leurs limites sont cohérents avec les taux de déformation enregistrées dans les deux environnements (Figure 6) (en Californie, la déformation est centimétrique; en Belgique, < 1mm an'^). Le faible taux annuel d'activité sismique à l'intérieur des plaques est l'une des raisons de la complexité de son étude, l'échantillonnage que représente un catalogue sismique étant forcément insuffisant au vu des taux mesurés. Sur la Figure 6, il est important de remarquer que le nombre de tremblements de terre de magnitude importante (M>5) en Belgique est supérieur à la tendance observée. Ceci traduit la problématique de l'échantillonnage mentionné ci-dessus. Deux interprétations sont possibles : soit il y a un excès de séismes de magnitude importante qui ont été enregistrés, soit des séismes des magnitudes inférieures ne sont pas détectés/connus (Figure 7).
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level
Seismic comparison
La paléosismologie et la sismologie historique étendent la période d'observation de l'activité sismique en permettant de remonter plus en arrière dans le temps. La courte période instrumentale a pu être étendue de quelques centaines d'années à quelques milliers d'années en fonction des zones étudiées mais pour une limite inférieure de complétude des catalogues plus élevée, seuls les séismes importants étant identifiés. Si la période d'observation, paléosismicité inclue, peut être relativement longue, elle reste généralement insuffisante pour déterminer l'existence ou non d'un cycle sismique à l'intérieur et parfois même à la limite des plaques. Les questions, liées à cette problématique de complétude des catalogues, qui se posent lorsqu'un catalogue sismique est disponible est illustrée par la Figure 7. Il est fréquent de dévier de la corrélation caractéristique entre la magnitude et le taux d'activité sismique (loi de Gutenberg-Richter) et d'observer un excès de tremblements de terre de magnitude modérée/importante. Des séismes de faibles magnitudes manquent à l'appel ou il y a eu une surestimation de la magnitude des séismes. Malgré les progrès et la minutie de paléo sismologues, la détermination de la magnitude des paléo-tremblements de terre est moins précise que les méthodes sismologiques classiques, il est donc fréquent de dévier de la tendance principale à large magnitude. Une autre conséquence de la courte période d'observation est l'effet « buH's eyes » ou « œil de taureau » des cartes de risque sismique qui est observable sur la carte du risque sismique des Etats-Unis et du Canada (Figure 1). L'activité sismique liée aux tremblements de terre dans le système de failles de la vallée du St- Laurent au Canada est supposée être induite par la réactivation de structures fossiles primaires par des contraintes post glaciaires (Calais and Stein, 2009; Mazzotti and Adams, 2005; Stein et al., 1989, 1979), or on n'a pas assigné de risque sismique homogène à la vallée du Saint-Laurent. Ceci est dû à la connaissance forcément incomplète de la sismicité et à la méthode d'évaluation du risque sismique. Il a été supposé dans ce cas que l'activité sismique passée est indicatrice de l'activité sismique future.
La combinaison de la paléosismologie, la sismologie historique et la sismologie instrumentale, ainsi que de la géodésie est indispensable à l'étude de l'activité sismique intraplaque. Une approche est de comparer l'activité des différentes failles/régions dans le temps, dans ce cas, l'activité sismique intraplaque continentale peut être visualisée comme épisodique, agglomérée et migrante (Figure 8). Les systèmes de failles auraient un cycle composé d'une période sismiquement active suivi d'une longue période de repos (Camelbeeck et al., 2000; Crone et al., 2003; Liu et al., 2011). Les raisons de « l'activation » d'un système de faille sont néanmoins inexpliquées et nécessitent une étude des contraintes locales (et des variations des contraintes de Coulomb) plus poussées.
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Sampling
Paleoseismic
Episodique, groupé et migrant
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La sismicité se déplace entre
des zones de « forces similaires »
2
C
atalogues
sismiques
2.1 I
ntroduction
L'analyse des variations spatio-temporelles de l'activité sismique requiert un catalogue de complétude spatialement et temporellement homogène. Malheureusement, de telles compilations, homogènes, couvrant de larges territoires et de longues périodes de temps, ne sont pas disponibles dans toutes les régions du monde. La magnitude de moment est une mesure de l'énergie libérée durant un séisme. Elle ne dépend pas de l'amplitude des ondes sismiques mesurées. Un catalogue moderne, exprime la magnitude des événements qu'il contient en magnitude de moment, les magnitudes locales étant dépendantes de la procédure de mesure utilisée. En Europe occidentale, un catalogue s'étendant du nord des Alpes jusqu'en Scandinavie a été publié par Grünthal et Wahistrôm (2003) regroupant les séismes de magnitude Mw 5 3.5 entre 1300 et 1993. Ce catalogue a été mis à jour par Grünthal et al. (2009) en étendant la durée de temps couverte par le catalogue (de 1000 à 2004). Ce dernier est connu sous le nom de CENEC (Central, Northern and Northwestern European earthquake catalogue). Bien que très utile, il présente quelques inconvénients. La complétude du catalogue est discutable et si de nombreuses données ont été vérifiées entre les deux publications du catalogue, il existe encore des doublons, des magnitudes qui sont sur- ou sous-évaluées. Il contient de plus certaines données qui ne correspondent pas à des événements naturels.
Le catalogue du CENEC est dressé sur base des catalogues nationaux. En plus de celui-ci, des centres de données internationaux tels l'International Seismological Centre (ISC), l'U.S. National Earthquake Information Center (NEIC) et l'European Mediterranean Seismological Centre (EMSC) qui couvrent les périodes instrumentales récentes mettent leurs données à disposition. Nous utiliserons les données de l'ISC dans un deuxième catalogue de travail couvrant la partie instrumentale récente. La principale difficulté dans l'élaboration de ce catalogue réside outre dans la complétude du catalogue et dans l'homogénéisation des magnitudes des différents catalogues nationaux, dans la suppression de données distinctes qui correspondent en réalité à un unique événement. Pour le catalogue du CENEC, ce travail important d'homogénéisation a été effectué par Grünthal et al. (2009). Ces transformations induisent une augmentation de l'erreur sur la magnitude (trop souvent négligée lorsque le catalogue CENEC est utilisée). Pour le catalogue de l'ISC, les données fournies par les différents instituts et autres centres de données, sont associées à des magnitudes locales, dépendantes de ces différents organismes, leur conversion en magnitude de moment augmente de façon équivalente l'erreur sur la magnitude. De plus, pour les deux catalogues, les couvertures spatiales et temporelles varient dans le temps, compliquant la compilation d'un catalogue homogène dans le temps, l'espace et de magnitude de complétude basse. Comme mentionné ci-dessus, le catalogue CENEC a une magnitude de complétude Mc = 3.5, l'ISC permet de diminuer la magnitude de complétude Mc = 2, pour la période récente instrumentale. Cependant, si pour la plupart des événements de magnitudes importantes, les magnitudes sont recalculées et fournies en magnitude de moment par l'ISC, les magnitudes moins importantes (M < 3) sont rarement converties en magnitude de moment et uniquement fournies avec la magnitude locale déterminée par l'agence locale ayant envoyé les données à l'origine. La complétude des petits séismes est également variable du fait de l'amélioration au cours du temps des réseaux sismiques nationaux. Dernièrement, il faut prendre en compte que l'ISC récoltent énormément de données de mouvements du sol, qu'ils soient naturels ou induits via l'activité humaine. Si l'identification des événements induits est occasionnellement fournie, de nombreuses données ne comportent aucune information quant à la nature (séisme naturel, explosions, séisme induit,...).
période couvrant l'ensemble des données non-instrumentales. L'identification des séismes est effectuée par recherche dans les archives historiques mentionnant des destructions liées à des tremblements de terre. Les magnitudes des séismes historiques sont estimées à partir des correspondances entre l'intensité et la magnitude des séismes actuels qui sont transposées aux séismes anciens. La précision des magnitudes ainsi recalculées est de l'ordre de 4 à 7 dixième de magnitude, bien qu’en fonction de la répartition géographiques des données, cette précision peut grandement diminuer'’. En Europe, les données historiques sont particulièrement nombreuses. De nombreux événements de magnitudes moyennes et importantes ont pu être identifiés.
La période instrumentale peut être divisée en deux parties. La première correspond à la genèse de la sismologie avec des instruments qui sont peu à peu installés, enregistrent des événements mais la notion de réseaux sismiques n'est pas encore présente. Les réseaux sismiques modernes sont développés à partir du milieu du XX^"’^ à des périodes variables en fonction des différents pays. Le cas de la Belgique est un bon exemple. Des événements sismiques sont enregistrés instrumentalement depuis le début du XX^™ siècle mais l'installation d'un réseau sismique complet ne s'est effectué qu'à partir de 1984. Il est important de remarquer que les localisations macrosismiques sont plus précises que les localisations instrumentales effectuées avant l'instauration des réseaux sismiques modernes.
2.2 C
atalogue
H
istorique
[1200 - 1900]
Nous avons regroupé les catalogues historiques de différentes sources publiées (N. N. Ambraseys, 1985a, 1985b; Ambraseys and Melville, 1983; Lambert and Pascal, 1997; Levret et al., 1996; Ringdal, 1983) (Tableau 1) afin de couvrir la zone d'étude s'étendant sur W8-E12/ N46-N66. Comme ces différentes sources se recouvrent géographiquement, certains séismes sont mentionnés plusieurs fois, un premier tri est effectué afin de supprimer ces doublons. Suite à ce premier tri, 414 événements ont été identifiés. Malheureusement, si seuls sont gardés les événements dont la localisation et la magnitude sont connus, cette liste se limite à 93 événements. Certains événements n'ont pas de magnitude déterminée mais leur intensité est fournie. Dans ce dernier cas, 217 événements sont recensés (Figure 9). Les intensités ont été transformées en magnitude de moment en suivant les relations d'intensité-magnitude de divers auteurs (N. Ambraseys, 1985; Grünthai and Wahistrôm, 2003).
ROB catalog (1200-1900)
500 250 0 500 Kilomelers Earthquaka bafore 1900 IntanaKy III • IV • V • VI • VII • VIII-IX Earthquakaa bafora 190 Ma a M<4 • 4 <• M < s • 5<>M<6d'étude. De plus, ces sources ne couvrent pas la même durée temporelle {Tableau 1). La complétude du catalogue pour la période de temps dépend de l'origine des sources dans la sous-région considérée.
Tableau 1: Détails des sources utilisées pour le catalogue historique.
Source
Superficie recouverte période
temporelle couverte
Latitude Longitude Région
(Ambraseys and Melville, 1983) [50.1 ; 56.5] [-5; 7] îles Britanniques 974 ^1792 Séismes importants en UK (*) [49.15 ; 57.43] [ -5.65 ; 1.5] îles Britanniques 1727-> 2008
(N. N. Ambraseys, 1985a) [56.9 ; 68.69] [1.5 ; 16.71] Scandinavie occidentale 1657 1983 (N. N. Ambraseys, 1985b) [47.62 ; 68.6] [-5.54 ; 30.9 Europe NW 1816 ^ 1984
(Ringdal, 1983) [51.6 ; 72.5] [-4.1 ; 16] Mer du Nord 1759 ^1977
(Levret et al., 1996) [42.29 ; 50.21] [-4.24; 9] France 1356 1990
(Lambert and Pascal, 1997) [41.38 ; 54] [-4; 13.1] France (et pays
avoisinants) 1216 1992 Catalogue historique ROB {pars.
Comm.) [47.96 ; 54.05] [-2.5 ; 8.15]
Belgique (et pays
avoisinants) 1081 -> 2002 *source disponible en ligne (Juin 2014) : http://\A/ww.earthquakes.bgs.ac.uk/earthquakes/UKsignificant/index.html
2.3 C
atalogue
instrumental
(1900 -
aujourd
'
hui
)
Le calcul de la magnitude de complétude est lié à au modèle de Gutenberg-Richter (G-R) de la distribution de la fréquence en fonction de la magnitude. Elle correspond à la magnitude à laquelle, la courbe de distribution ne correspond plus à la courbe théorique est une estimation de la magnitude critique (Züniga and Wyss, 1995). La relation de G-R est la suivante (Gutenberg and Richter, 1944) :
log^oN = a- b(m - (1)
Avec N le nombre d'événements de magnitude supérieur à m.
a est la « productivité sismique »
b décrit la distribution relative des petits séismes et des grands séismes
Il existe de nombreuses technique qui permettent d'évaluer la magnitude de complétude (Cao and Gao, 2002; Ogata and Katsura, 1993; Wiemer and Wyss, 2000; Woessner and Wiemer, 2005). Nous n'avons utilisé dans l'étude présente que la méthode de Maximum Curvature technique (MAXC)(Wiemer and Wyss, 2000; Wyss et al., 1999), les autres ne seront donc pas décrites. La MAXC est une méthode rapide et directe pour estimer M^. Elle consiste à définir le point de courbure maximum en recherchant le maximum de la dérivée première de la courbe de fréquence-magnitude. Cette valeur correspond généralement au point le plus important des données non-cumulées qui permettent d'avoir un contrôle visuel sur la mesure de Mc(Naylor et al., 2010). La MAXC sous-estime la magnitude critique lorsque la rupture de pente est faible. (Wiemer and Wyss, 2000; Woessner and Wiemer, 2005). Avec cette méthode, nous déterminerons les magnitudes de complétude de nos différents catalogues. Si les M^ sont parfois fort élevées, d'aucun serait tenté d'utiliser les catalogues nationaux, notamment celui de la Suisse (ECOS) pour essayer d'améliorer la complétude des catalogues comme (Grünthal et Wahistrôm (2003) et Grünthal et al. (2009) l'ont fait pour le catalogue CENEC, mais cette démarche entrainerait une complexité dans l'utilisation du catalogue et en empêcherait une utilisation aisée pour des analyses spatio-temporelles à large échelle. Les données historiques et les données instrumentales récoltées permettent d'avoir un catalogue homogène en magnitude (avec une erreur limitée) et surtout une couverture temporelle homogène à partir de 1200 pour l'Europe de l'Ouest centrale et de 1700 pour la Scandinavie (Tableau 1 - Figure 11). De plus, nous connaissons l'origine des données et pouvons modifier l'importation de données en fonction des besoins requis dans l'analyse.
Pour des études plus locales, nous gardons en plus la liberté d'ajouter des données des réseaux nationaux mais ceci se fera généralement au détriment de l'homogénéité dans le temps et l'espace du catalogue global. La conversion des magnitudes locales en magnitudes de moment se faisant avec des lois de conversions calculées spécifiquement en fonction du catalogue dans la mesure du possible mais néanmoins, lorsque celles-ci ne sont pas disponibles, nous utilisons des lois de conversion établies pour l'ensemble des données européennes, moins précises (Grünthal et al., 2009).
ROB catalog (1200-1900)
600 2S0 0 000Küom«t«rt• } BGS
• pre-1900 (M)
Belgium catalog
1900-today
pre-1900 (Intensity)
L'observation de la Figure 13 illustre finalement la dernière difficulté, en lien avec la densité de données à travers le temps, concernant la magnitude de complétude des catalogues. L'augmentation du nombre de données depuis la moitié du étant extrêmement importante. Cette difficulté est une réalité à garder en mémoire lorsque la complétude des catalogues est discutée et seule la détermination d'une magnitude de complétude variable dans le temps, en fonction des apports de données, apporte une solution à cette difficulté.
Nous disposons donc de deux catalogues couvrant la période historique et instrumentale, le CENEC et celui que nous avons établi dans le cadre de cette thèse. Le premier est supposé être complet pour les magnitudes supérieures à 3.5, mais cette complétude peut varier en fonction de la région géographique et du temps. Notre catalogue formé à partir de données publiées et du catalogue belge à l'avantage d'avoir une magnitude de complétude homogène pour l'Europe de l'ouest mais plus élevée que la magnitude critique du CENEC (Mc(,he«s catalog|~4.0).
2.4 I
nternational
S
eismological
C
enter
(1964-2006)
L'International Seismological Center (ISC) est un organisme non gouvernemental sans but lucratif qui est chargé de collecter, analyser et publier des informations standardisées sur les tremblements de terre du monde entier. Les données sont fournies par 130 agences et instituts de par le monde -dont l'Observatoire Royal de Belgique- et disponibles gratuitement sur le site http://www.isc.ac.uk^.
Le catalogue historique a été limité pour les événements de magnitude supérieure à 3. Néanmoins, les séismes de faibles magnitudes peuvent être importants et ne doivent pas être négligés dans l'analyse de l'activité spatio-temporelle. Nous avons compilé un deuxième catalogue, moins étendu temporellement (de 1964 à 2006) avec comme but d'inclure un maximum d'événements de faible magnitude répertoriés par l'ISC en Europe occidentale. Nous avons effectué la recherche sur la même zone géographique que pour ie catalogue historique. La région considérée s'étend de 46°N à 66°N en latitude et de 8°W à 12°E en longitude. Dans la zone décrite ci-dessus, le nombre d'événements recensés est extrêmement important. Sans faire de tri préalable, 42.459 événements ont été collectés. Ces événements comprennent aussi bien des séismes naturels que des événements Induits tels des explosions ou des tirs de carrières. Dans la base de données, l'ISC fournit, quand l'information est disponible, un indicateur déterminant le type d'événement associé à la donnée. Si les événements non-naturels identifiés sont exclus, le nombre d'événements est limité à 30.457. Les informations étant fournies par de nombreuses agences, nous ne sélectionnerons que les informations provenant d'agences situées dans la zone d'étude. Un événement dont les données proviennent uniquement d'un institut éloigné de la zone d'étude, est probablement un « faux » événement, et il est fort probable que les données de cet événement seront mieux définies par un institut situé dans la zone d'étude. Pour ce faire, nous avons sélectionné les événements délivrés par les agences/instituts situés dans la zone (Tableau 2). Le nombre d'événements en utilisant ces critères de sélection est encore diminué et au final, 25.883 événements sont conservés dans ce troisième catalogue que nous nommerons catalogue ISC.
Pour collecter les données de notre catalogue ISC, nous avons programmé notre propre code afin de récupérer les informations nécessaires aux analyses spatio-temporelles à partir de fichiers sources. Nous avons récupéré les informations classiques de temps d'origine, de profondeur et de magnitude des événements, ainsi que les données complémentaires sur le type d'événement. Pour les magnitudes, si plusieurs stations mentionnent l'événement, les différentes magnitudes ont été gardées. Ceci permettra d'estimer, si besoin, les relations entre les différentes magnitudes locales.
Tableau 2: Codes des agences considérées pour la zone d'étude. L'ordre dans ce tableau est l'ordre de préférence si un événement est renseigné par différentes agences.
CODE AGENCES/INSTITUTS PAYS (et information)
ISC International Seismological Center International (Données vérifiées par l'ISC après collecte de données de différents instituts)
USGS United States Geological Survey USA (Seul institut hors de la zone mais reçoit les signaux de nombreuses stations locales)
UCC Royal Observatory of Belglum Belgium
ZURorSED Swiss Seismological Service Switzerland SZGRF Seismologische Zentralobservatorium Grâfenberg Germany BNS Geologisches Institut der Universitat, Kôln Germany LED Landeserdbendienst Baden-Württemberg Germany
BGS British Geological Survey United Kingdom
BER University of Bergen Norway
NAO Stiftelsen NORSAR Norway
DNK Geological Survey of Denmark and Groenland Denmark DBN Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituât The Netherlands
MDD Instituto Géografico Nacional Spain
CSEM Centre Sismologique Euro-Méditérranéen International (Utilise les données des instituts nationaux)
STR Institut de Physique du Globe France
ROM Istituto Nationale di Geofisica e vulcanologie (INGV) Italy BGR Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe Germany
GFZ Helmhotz Center, Potsdam Germany
LDG Laboratoire de détection et de géophysique France (Les magnitudes sont fréquemment surestimées et contient de nombreux événements non-naturels non renseignés).
Parmi les différentes agences/instituts (Tableau 2), le LDG est une agence particulière car les magnitudes locales de cette agence sont fort élevées comparées aux magnitudes des agences voisines pour les mêmes événements. De plus, de nombreux séismes induits par l'activité humaine sont enregistrés par cette agence, indistinctement des séismes naturels. Les données fournies par le LDG sont donc à considérer avec précaution. Le nombre de données est important mais le flux de données n'est pas continu avec le temps. Jusqu'en 1973, très peu de données sont disponibles. Dès 1974, le flux augmente grâce principalement à l'implément de données du Swiss Seismological Service et du LDG. En 1985, la Fennoscandinavie assure un apport important supplémentaire. Ensuite, les augmentations du flux de données sont principalement dues à des améliorations des réseaux nationaux (Figure 15).
2.5 M
agnitudes
Il est primordial pour un catalogue d'harmoniser les magnitudes. La magnitude de moment est généralement la magnitude utilisée dans les catalogues internationaux. Elle a l'avantage d'être fondée sur une mesure physique. Comme la majorité des catalogues locaux ne fournissent pas les magnitudes de moment mais des magnitudes locales, de nombreuses transformations sont à effectuer. Les travaux de Grünthal et Wahistrôm (2003) et de Grünthal et al. (2009) fournissent la majorité des équations de transformations que nous avons utilisées. Ces relations sont basées sur les régressions en Chi-Carré de Stromeyer et al. (2004) et établies pour l'Europe de l'Ouest et l'Europe Centrale. Nous utilisons les différentes équations de conversion décrites ci- dessous. L'équation la plus utilisée est l'équation(2), basée sur 221 tremblements de terre dont les magnitudes Mw et Ml ont été mesurées et comparées (Grünthal et al., 2009).
= 0.0376 Ml + 0.646 + 0.53 (2)
Pour les magnitudes locales de la plupart des catalogues nationaux et pour les magnitudes de durée en Fennoscandinavie, cette relation est utilisée. Cette relation, bien que simplificatrice, a été confirmée comme valable (Grünthal et al., 2009).
Les magnitudes du LDG ne peuvent être converties en utilisant cette relation simplificatrice. Comme expliquée précédemment, les magnitudes locales fournies par cet organisme sont fort différentes des magnitudes calculées par d'autres organismes. Une étape supplémentaire est effectuée en convertissant les magnitudes locales du LDG en magnitudes locales du SZGRF Mi^[calc] pour les magnitudes Miçico) < 4.65 (3), ensuite l'équation (2) est utilisée. Pour les — 4.65, l'équation (2) est directement utilisée.
Mjcalc] = 1.310 Mi(ldg) ~ 1-44 Pour < 4.65
De plus, le LDG utilise également la magnitude de durée. Il n'existe à notre connaissance pas de loi de conversion pour ces magnitudes entre les magnitudes de durée du LDG et la magnitude de moment. Afin de pouvoir intégrer ces événements à la base de données, nous avons calculé notre propre équation de corrélation entre la magnitude de durée Mo du LDG avec la magnitude locale Ml du ZUR/SED (voir Tableau 2). Nous avons récupéré presque 850 événements pour lesquels les deux magnitudes sont disponibles. La corrélation est calculée par une régression de moindres carrés.
