Soutenance mémoire
Les dégâts causés par les tremblements de Terre incitent les scientifiques à comprendre les phénomènes en œuvre lors des séismes pour réduire leurs effets destructeurs. Ces effets sont de plus en plus meurtriers du fait de l’urbanisation galopante de certaines villes, en particulier dans les pays en développement. Aujourd’hui nous savons que la source d’un séisme est liée à une rupture dans la roche. Les ondes que nous ressentons en surface sont émises par le glissement d’un compartiment de roche par rapport à l’autre, sur un plan de faille. Étant donné que la rupture s’initie, se développe et s’arrête à l’intérieur de la Terre solide (parfois sans atteindre la surface), le sismologue n’a pas les moyens d’étudier d’une manière directe ce phénomène, il ne peut qu’observer ses effets en surface. Il peut alors comparer les observations (quand elles sont disponibles) aux modèles analogiques, théoriques ou numériques. Cette comparaison permet essentiellement d’écarter les hypothèses n’expliquant pas la réalité.
L’étude des tremblements de Terre est devenue, en l’espace de quelques décennies, une véritable science. Elle regroupe plusieurs disciplines, physique, mathématiques, mécanique, géologie etc… Cette science a fait un progrès significatif dans la compréhension de la physique de base des tremblements de Terre. Dans le domaine particulier de l’étude de la source sismique, de plus en plus d’observations précises et abondantes sont disponibles pour étudier le phénomène à l’origine des ondes sismiques. Parmi ces enregistrements, les accélérogrammes sont particulièrement riches en information relative à la source. Ce type d’observation n’est possible qu’en champ proche, dans un rayon de quelques longueurs de failles. Les accéléromètres enregistrent, en effet, l’accélération du sol à très hautes fréquences (petites longueurs d’ondes). Ces dernières sont rapidement atténuées par la propagation entre la source et la station. De plus en plus de failles sont surveillées par ce type d’instrument.
Inversion à hautes fréquences (> 1 Hz)
Hernandez dans sa thèse (Hernandez, 2000) avait présenté l’état de l’imagerie des radiations hautes-fréquences en citant les premières tentatives « courageuses » effectuées pour imager les sources de radiation haute-fréquence sur le plan de faille lors de la rupture sismique. Ces méthodes utilisent l’enveloppe des accélérogrammes au lieu de la phase du fait de la complexité de cette dernière dans la bande de fréquence 1-10Hz. L’utilisation des enveloppes reste aujourd’hui l’unique méthode développée pour arriver à comprendre le processus de radiation haute-fréquence. Dans ce manuscrit, nous rappelons les résultats des travaux théoriques, nous citons aussi les quelques résultats publiés et enfin nous discutons la fiabilité de cette approche (inversion de l’enveloppe des sismogrammes).
Das and Aki (1977); Madariaga (1977), et d’autres, ont montré, à travers des études théoriques, que les radiations hautes-fréquences sont plus sensibles à la dynamique de la source du séisme, à l’accélération et la décélération de la rupture ou à un changement rapide dans l’amplitude du glissement. Ces conditions ont souvent lieu à l’initiation, à l’arrêt de la rupture ou dans les régions à fort glissement. Campillo (1983) en calculant les radiations hautes-fréquences en champ proche d’un crack circulaire, a montré que la cinématique du front de rupture joue un rôle important dans la radiation haute-fréquence, et que les grands pics d’accélération peuvent être associés aux changements brusques de la vitesse de rupture. Zeng et al. (1993) ont montré, plus récemment, que pour le séisme de Loma Prieta de 1989, la région hypocentrale a été le théâtre d’une forte radiation à hautes-fréquences. Selon Hartzell et al. (1996) la même chose s’est produite lors du séisme de Northridge en 1994. Lors des 3 premières secondes du processus de rupture de ce séisme, la vitesse de rupture a varié de 2.8 km/s à 3 km/s. Cette variation de la vitesse de rupture s’est accompagnée d’une radiation à haute-fréquence significative. La radiation hautefréquence est due non pas au fait que la rupture s’est propagée à 3 km/s, qui est, en fait, une valeur typique des vitesses de rupture rencontrées dans la plupart des tremblements de Terre, mais à l’accélération de la vitesse de propagation de la rupture.
Pour imager les sources de radiation haute-fréquence, l’approche déterministe n’est, malheureusement, pas possible à cause de l’incohérence à l’émission des ondes sismiques hautes-fréquences et l’absorption rapide dans les milieux de ces ondes haute-fréquence.
Résolution
Le fait de trouver un modèle de source expliquant bien les différentes observations ne garantit pas que cette solution est proche de la réalité. A chaque grand séisme bien instrumenté, par exemple, Landers, Kobé, ou Chi-Chi, des modèles de source sont proposés par plusieurs auteurs utilisant des méthodes d’inversion différentes. Ces modèles expliquent tous assez bien les données et souvent sont assez proches. Lorsqu’un séisme n’est pas très bien instrumenté, ce qui est le cas du séisme d’İzmit, les modèles de source peuvent tous expliquer les données peu nombreuses mais la ressemblance entre modèles n’est pas garantie. Le défi est donc, d’accompagner les modèles proposés par des tests de résolution et d’unicité, montrant quelle est la partie de la distribution du glissement sur la faille qui est bien résolue ou au contraire peu résolue. Das et Kostrov (1990, 1994) devant ce problème de non-unicité de la solution, ont choisi de montrer les caractéristiques de la rupture communes aux différentes solutions. Par exemple, le glissement maximum se trouve souvent au même endroit de la faille, et la valeur moyenne de la vitesse de rupture persiste dans les différentes solutions. Dans l’analyse de confiance traditionnelle, un paramètre est bien résolu par l’ensemble de données utilisé, si la barre d’erreur a posteriori est très inférieure à la barre d’erreur a priori. Si les densités de probabilité à priori et a posteriori sont les mêmes alors le paramètre n’est pas résolu (Tarantola, 1987). Les inversions présentées dans cette thèse seront accompagnées d’une discussion sur la résolution.
Les images cinématiques comme données de base
Lois d’échelle
Les inversions cinématiques sont très utiles pour la compréhension du phénomène des tremblements de Terre et pour l’élaboration de scénarii de séismes. Le nombre important de séismes étudiés depuis des années a permis notamment l’établissement de lois (ou modèles) statistiques de la rupture sismique. Ces lois sont dites relations d’échelles. Le moment sismique (et donc la magnitude de moment) est le paramètre de source, peut-être, le mieux représentatif de la taille du séisme. Les relations reliant ce paramètre à d’autres paramètres, permet d’établir toutes les caractéristiques d’un séisme à partir de la connaissance de la seule magnitude de moment. Les lois d’échelle nous permettront de dire par exemple si un événement de magnitude 9 peut avoir lieu en Méditerranée ou pas. Ces lois montrent que pour une telle magnitude puisse avoir lieu, une faille de longueur de 800 km ou plus est nécessaire. Or en Méditerranée, on ne connaît pas pour l’instant de faille d’une telle longueur. Ces relations d’échelles existent pour les deux types de paramètres de la source, statiques et dynamiques. Les inversions cinématiques de la source sismique ont contribué à mettre en évidence certaine lois statistiques de la rupture sismique.
Sismicité déclenchée
Les inversions cinématiques sont aussi nécessaires pour comprendre l’interaction entre séismes. Les répliques se produisent autour de la faille de manière dispersée. Cette dispersion est plus prononcée dans le cas d’un événement en dip-slip que dans le cas d’un événement en strike-slip (Scholz, 1990). Sur le plan de faille lui-même, Das et Henry (2003) ont montré qu’il n’existe pas de relation universelle entre distribution du glissement et la distribution des répliques. Smith et Van de Lindt (1969) avaient suggéré que les répliques qui se sont produites en dehors du plan de faille suite au séisme de Borrego Mountain (Californie) en 1968 étaient dues à l’augmentation de contraintes dans ces régions (un chargement suite au choc principal). Suite aux travaux de Kostrov et Das (1982) il a été montré que les contraintes en dehors du plan de faille augmentent pour un modèle théorique de fissure en cisaillement. La suggestion de Smith et Van de Lindt (1969) a été, finalement acceptée lorsque Das et Scholz (1981) ont expliqué les répliques produites en dehors du plan de faille comme étant le résultat d’une augmentation de contraintes à ces endroits. Cette augmentation de contraintes, en dehors du plan de faille, d’après Kostrov et Das (1982) est très faible et ne représente qu’un faible pourcentage de la chute de contrainte pendant le choc principal. Par conséquent, seuls les plans de failles favorablement orientés et à la limite de l’instabilité peuvent être déclenchés.
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Table des matières
Introduction générale
Chapitre I : Inversion cinématique de la source sismique: état de l’art
Introduction
1. Problème direct et problème inverse
2. Solution du problème inverse, diverses méthodes
3. Enjeux des inversions cinématiques
Hétérogénéité du glissement sur le plan de faille
Explication des formes d’ondes à basses fréquences (<1.0 Hz)
Effet de directivité
Vitesse de rupture
Inversion à hautes fréquences (> 1 Hz)
Résolution
4. Les images cinématiques comme données de base
Lois d’échelles
Sismicité déclenchée
Dynamique de la source
Conclusion
Chapitre II : Méthodologie
1. Les données en champ proche
Mouvements forts
Que peut-on tirer comme information d’un accélérogramme?
Géodésie
Distribution 3D des répliques
2. Méthode utilisée
Paramétrisation
Procédure d’inversion
Analyse de l’erreur et de la résolution
Le lissage
Contrainte et approximation
3. Modèles de croûte et modélisation des mouvements statiques
Chapitre III : Le séisme de Tottori (Japon), 06/10/2000
I/ Le séisme de Tottori : un fort séisme superficiel sans trace de rupture en surface
Article: The 2000 Tottori earthquake: A shallow earthquake with no surface rupture and slip properties controlled by depth: Abstract
1. Introduction
2. Data
Strong motion data
Data selection and site effects analysis
Data processing and weighting
Geodetic data
3. Waveform inversion methodology
Inversion method
Crustal structure model and Green’s functions
Origin time
Fault-plane geometry
4. Results
Fault-plane geometry selection
GPS inversion
Strong-motions inversion
Data and subfault size choices
Boreholes records and large subfaults parameterization
Boreholes records and small subfaults parameterization
Surface records and large subfaults parameterization
Surface records and small subfaults parameterization
Two-step inversion with slip allowed at the surface
Two-step inversion model with no slip at the surface
5. Discussion and conclusions
II/ Variation de contraintes statique et dynamique de Coulomb
Article : Fault interaction and triggering by dynamic and static stress changes:
application to the 2000 Tottori (Japan) earthquake
Abstract
1. Introduction
2. Static stress changes after the 2000 Tottori earthquake
Description of the 2000 Tottori earthquake
Static Coulomb stress changes calculations
3. Dynamic stress changes after the 2000 Tottori earthquake
Input parameters
Results on the fault plane of the largest aftershocks
4. Estimates of Dc of the largest aftershock
Description of the model
Triggering delay as a function of the critical slip Dc
5. Discussion
Friction law and aftershock triggering
Value of Dc for the largest aftershock
Implications for seismic hazard
6. Conclusions
References
Chapitre IV : Le séisme de Boumerdes (Algérie), 21/05/2003
I/ Localisation de la faille et processus de rupture
Article: Fault location and source process of the Boumerdes, Algeria earthquake inferred from geodetic and strong motion data
Abstract
1. Introduction
2. Geodetic data
3. Strong-motions data and velocity structure model
4. The Boumerdes earthquake source process
Static displacement and fault location
Strong-motions inversion
5. Discussion and conclusion
II/ Variations des contraintes statique et dynamique de Coulomb sur la faille de Thénia suite au séisme de Boumerdes
1. Introduction
2. Calcul statique
3. Calcul dynamique
III/ Contribution à la compréhension des dégâts causés par le séisme de Boumerdes. Calcul de l’Intensité d’Arias
IV/ Éléments de discussion sur le risque sismique à Alger
CONCLUSION GÉNÉRALE
Bibliographie
