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UN RESEAU
SISMOLOGIQUE MOBILE
FRANÇAIS
« SISMOB »
Résumé
La présente demande a pour objectif de réunifier et de moderniser l’ensemble des réseaux
sismologiques mobiles français en un outil unique. Il doit permettre de moderniser,
homogénéiser, rationaliser les réseaux mobiles (terrestres et marins) existants. Il doit aussi
permettre aux scientifiques français (ayant un matériel moderne et en nombre suffisant) d’être
des partenaires crédibles dans les projets européens qui se préparent pour la décennie à venir.
Ce réseau sera une composante naturelle de l’initiative européenne « EuroArray » et un
partenaire potentiel du programme américain « Earthscope ». Les objectifs scientifiques de ce
réseau sont de 2 types : 1) étude de la structure de la Lithosphère et du manteau plus profond
(depuis les échelles kilométriques à hecto-kilométriques) par les moyens de la sismologie sur
des objectifs où des réseaux mobiles denses sont les seuls à pouvoir apporter des réponses, en
particulier par des observations couplées Terre-Mer, 2) étude des aléas sismiques et
volcanologiques par la sismicité et les études des structures superficielles. Nous proposons la
restructuration en 3 réseaux dédiés 1) aux études de structure « Sismage », 2) aux études
d’aléas « Risc », et 3) aux spécificités du milieu marin « Sismomer »
1) Introduction
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La sismologie est un outil puissant d’exploration de la Terre. La cartographie de la
sismicité et de toutes les caratéristiques associées aux séismes, l’analyse de la propagation des
ondes sont des outils importants pour étudier la dynamique et la structure du globe. Par
ailleurs, apportant souvent des contraintes quantitatives sur certains paramètres physiques, la
sismologie alimente un dialogue naturel avec la plupart des disciplines des Sciences de la
Terre. Comme bien des Sciences de l’Univers, la sismologie combine observations,
modélisations et théories. Les observation sismologiques sont collectées à l’aide de 2 outils:
les observatoires permanents et les campagnes temporaires.
Les observatoires permanents ont comme objectifs principaux de surveiller la sismicité
(naturelle et artificielle) de la Planète, d’en calculer les caractéristiques et de conserver les
enregistrements pour des études de structure et de dynamique interne. Les avantages
spécifiques des observatoires sont liés à leur stabilité et à leur pérennité. Ils enregistrent les
très gros séismes qui ne se produisent que rarement et excitent les modes propres d’oscillation
les plus graves. C’est grace à des instruments permanents de très grande qualité, mais souvent
demandeuse d’énergie, que la totalité du spectre des ondes sismiques peut être enregistré.
C’est en cumulant les observations sur des durées importantes que la sommation des
sismogrammes a permis d’améliorer le rapport signal/bruit et d’observer des signaux trs
faibles comme ceux concernant le noyau de la Terre. Enfin leur pérennité a permis d’observer
des variations temporelles de certaines signatures, liées à des variations temporelles des
propriétés des milieux traversés. Ces observatoires ont été, en particulier, les piliers de
l’imagerie globale de la Terre.
La densité des observatoires en France et sur le globe est limitée principalement pour
des raisons de coût qui font que l’on ne dispose pas de la densité d’information requise par
l’ensemble des problèmes posés. En France, il existe 3 réseaux sismologiques nationaux : le
LDG-CEA et le RéNaSS qui ont pour vocation de « surveiller » le territoire et le réseau
Géoscope, à couverture mondiale, plus chargé de l’imagerie globale. A cela s’ajoutent le
Réseau Accélérométrique Permanent chargé de l’étude du mouvement du sol et plusieurs
réseaux sismologiques régionaux (en particulier aux Antilles).
Les observatoires ne peuvent suffire à collecter toutes les données, à toutes les
échelles, nécessaires à toutes les études scientifiques. Ces observatoires doivent être
complétés par le déploiement temporaire de réseaux mobiles. Ces réseaux ont pour vocation
d’acquérir des données pertinentes là où il n’existe pas d’observatoire permanent et là où il est
nécessaire de disposer d’un échantillonnage spatial plus dense. Le nombre de sismographes
déployés (10-100), leur type (bande passante et dynamique), et la durée des expériences
(quelques jours à plusieurs années) dépendent avant tout des problèmes posés et des moyens
disponibles. Chaque problème nécessite donc une expérimentation et une intrumentation
adaptées. Ces 2 dernières décennies, les équipes françaises ont été très présentes pour l’étude
des structures lithosphériques dans les régions à tectonique active ou pour les études locales
de sismicité et d’aléa sismique associé.
2) Objectifs scientifiques
Paradoxalement, nous possédons beaucoup plus d’informations directes concernant le
système solaire ou les galaxies lointaines que de l’intérieur de la Terre. Ceci tient d’une part à
ce que la Terre présente un très grand degré de complexité et d’hétérogénéité (à toutes les
échelles) et d’autre part au fait que l’observation ne peut être qu’indirecte depuis la surface. Il
faut donc nettoyer les observables de toutes les pollutions superficielles et « éplucher » les
données pour ausculter les couches plus profondes. La sismologie permet l’auscultation de la
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Terre et la caractérisation de nombreux paramètres physiques des milieux traversés. Elle est
un outil géophysique puissant, le seul, avec les techniques de géoradar, basé sur une équation
d’ondes et non sur l’équation de diffusion ou sur les techniques de gépotentiel, beaucoup
moins résolvantes en profondeur. La sismologie permet d’étudier les caractéristiques
dynamiques et structurales de la Terre, depuis la surface jusqu’à la graine.
Depuis le premier enregistrement sismographique à la fin du XIX siècle, la sismologie
a contribué de manière essentielle à la connaissance de la structure du globe et à la
caractérisation des différentes enveloppes le constituant. Les premiers modèles, issus de
l’étude des temps de propagation des différentes ondes, étaient, jusqu’au milieu du XX siècle,
à symétrie sphérique. Puis, avec l’installation de réseaux permanents à couverture mondiale,
et la modernisation de l’enregistrement complet du mouvement du sol dans un domaine
fréquentiel et une dynamique toujours plus étendus, il est devenu possible de travailler sur les
signatures des milieux traversés sur les formes d’ondes. L’étude des perturbations du signal
sismique (temps de propagation, conversions d’ondes, atténuation…) permet aujourd’hui de
cartographier et d’évaluer les hétérogénéités de toute nature et à toute échelles qui sont
associées à l’histoire de la Terre et à sa dynamique interne. Des relations simples permettent
de relier ces variations à des paramètres physiques fondamentaux et ainsi de contraindre les
modèles de l’intérieur de la Terre. A titre d’exemples, l’échelle globale permet de
cartographier la dynamique mantellique et l’échelle locale la circulation de fluides crustaux.
Nous illustrons dans ce qui suit des exemples d’avancées significatives de notre
connaissance de la Terre par des contributions françaises.
Imagerie du noyau
La connaissance de la structure du noyau et de la graine a beaucoup évolué ces
dernières années avec une approche combinant les études de la structure interne avec les
études de la cinématique et même du couplage dynamique avec le manteau (en liaison avec le
magnétisme). Beaucoup des données contraignantes ont été acquises par les observatoires.
Une meilleure connaissance de la structure de la graine dépend maintenant aussi du
déploiement de réseaux dans des sites choisis. Par exemple, l’anisotropie de la graine, qui est
sa propriété la plus étonnante, nécessite l’analyse de trajets polaires, et donc le déploiement de
réseaux à hautes latitudes. Une des questions d’actualité est liée à la variation hémisphérique
de cette anisotropie à la surface de la graine, et à la nature de la transition entre l’hémisphère
ouest (très anisotrope) et l’hémisphère est (peu anisotrope). Par ailleurs, la détection d’une
stratification dans la graine aurait des conséquences très importantes sur les modèles de
différenciation de notre planète.
Une possible rotation différentielle de la graine par rapport au manteau reste un sujet
très débattu. Cette super-rotation peut être détectée sur des temps relativement courts si on
utilise les ondes diffractées par des hétérogénéités dans la graine, et enregistrées dans des
réseaux denses. Les réseaux utilisés jusqu’à présent (LASA, NORSAR), ont fortement limité
les trajets qui pouvaient être utilisés pour détecter cette rotation.
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Deux méthodes possibles pour détecter une rotation différentielle de la graine par rapport au
manteau: traquer une hétérogénéité qui défile sous un trajet sismique polaire (ici, trajets de
Nouvelle Zemble à Dumont Durville ), ou analyser sur un réseau la variation de l’image
produite par un objet diffractant dans la graine.
Imagerie du manteau
L'imagerie du manteau supérieur, de la zone de transition jusqu'au Moho, a
beaucoup bénéficié ces 20 dernières années de la mise en place des réseaux LB globaux,
complétés plus récemment par le déploiement de réseaux mobiles à l'échelle régionale.
La plupart des études tomographiques à l'échelle globale ont exploité les ondes de
surface, qui permettent, par rapport au ondes de volume, un échantillonnage plus
homogène de cette partie de la Terre. Au cours des dix dernières années, l'utilisation de
réseaux mobiles pour des études régionales en ondes de surface a, dans un premier
temps, permis d'apporter des informations sur la structure de la lithosphère et de
l'asthénosphère des zones étudiées (Australie, Afrique du Sud, Amérique du Sud,
Pacifique Sud, Corne de l'Afrique). Ainsi, des résultats nouveaux sur l'épaisseur des
cratons, la déformation asthénosphérique due au mouvement des plaques, les plumes et
panaches, ont nourri les débats en cours.
Un modèle global français publié récemment est le fruit le plus abouti de ces
efforts d'intégration des données de réseaux globaux et de déploiements temporaires de
stations mobiles. Il conjugue ainsi une description globale de la structure du manteau
supérieur, propre à apporter des contraintes nouvelles aux modèles de convection à
grande échelle, à la précision de la couverture dense de certaines régions, permettant par
exemple une étude comparative des racines cratoniques sur différentes plaques
tectoniques.
Variations de la vitesse des ondes Sv et anisotropie azimutale à 200 km de profondeur
(inversion de 100'000 formes d'ondes de Rayleigh par Debayle et al., 2005). L'asthénosphère
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apparaît globalement lente sous les océans à cette profondeur. Les zones de subduction,
quelques racines cratonique et le Tibet présentent des vitesses rapides.
Topographie des interfaces du manteau
La connaissance de la structure de la base du manteau (couche D") et du noyau à partir
de la sismologie a été jusqu’à présent principalement basée sur les données d’observatoire.
Cependant, une étude très fine des structures, qui est le "challenge" actuel, ne peut se
satisfaire de telles données, qui ne permettent pas un échantillonnage assez serré. Par
exemple, les variations latérales très brutales des vitesses sismiques observées dans la couche
D", attribuées à des variations chimiques dues à la croûte subductée, ne pourront être
cartographiées que grâce à des réseaux denses, couplés à de nouvelles méthodes d’analyse
(analyses en réseau avec prise en compte des noyaux de sensibilité des ondes). De même, la
cartographie d’une éventuelle discontinuité à 2.700km de profondeur, associée à un possible
changement de phase et prédite par les études de laboratoire, ne peut se faire que par des
méthodes de sommation des ondes obtenues sur des réseaux denses. Il en va de même de la
topographie du noyau, paramètre encore mal connu mais capital pour toutes les communautés
concernées par la dynamique du noyau (magnéticiens) et par la rotation de la terre
(géodésiens).
Imagerie de la Lithosphère
La tomographie sismologique apporte une nouvelle vision de la structure de la
lithosphère sous les continents. Alors que de nombreuses campagnes sismologiques ont été
motivées par des questions de tectonique récente, les tomographies régionales révèlent
souvent des structures anciennes, par exemple des collages de blocs sans relation avec la
tectonique actuelle. Le programme Lithoscope a montré qu’un édifice comme le Tibet était un
assemblage de blocs lithosphériques indépendants juxtaposés – l’équivalent des ‘terranes’
géologiques à l’échelle de la lithosphère. Les frontières entre blocs sont souvent marquées par
des marches de Moho.
Certains changements dans la lithosphère ne sont associés à aucun gradient
topographique ou gravimétrique. Par exemple, à l’ouest de l’Oural, une suture qui met en
contact deux lithosphères est recouverte de sédiments plats dont l’âge est de l’ordre de 1.5 Ga.
La faible distance sur laquelle se fait le changement de vitesse sur toute l’épaisseur de la
lithosphère et sa persistance dans le temps sont un argument en faveur d’une hétérogénéité
minéralogique à grande échelle des plaques continentales. La structure lithosphérique semble
donc être le reflet du passé des plaques continentales, de leur formation sans que nous
comprenions en détail la relation entre structure sismique actuelle et histoire de la plaque.
Certains ont émis l’hypothèse d’une racine très épaisse des cratons archéens résultant d’une
extraction extensive de basalte; la lithosphère cratonique aurait des vitesses rapides et des
densités faibles, d’où la stabilité verticale des cratons. Cette hétérogénéité chimique (et pas
seulement thermique) n’est toujours pas l’objet d’un consensus, comme le montrent plusieurs
articles récents.
La confrontation de données pétrologiques et de résultats sismologiques devrait
permettre de mieux comprendre l’évolution de la lithosphère continentale à grande échelle au
cours du temps géologique.
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Subduction continentale de la lithosphère du Tarim sous la lithosphère du Tibet et décalages
verticaux significatifs (10 à 20 km) du Moho sous les failles et sutures majeures du plateau.
Plus grande épaisseur crustale jamais mesurée (à 90 km de profondeur sous la partie W du
bloc du Qiantang )
Rhéologie de la Lithosphère
Plusieurs publications récentes remettent en cause le modèle rhéologique d’une croûte
supérieure et un manteau supérieur rigides (ou cassants) encadrant une croûte inférieure
ductile. Ce modèle s’appuie notamment sur la répartition de la sismicité en profondeur dans
les continents. Or des travaux récents s’appuyant sur des techniques modernes de
modélisation des formes d’onde télésismiques associées à une meilleure connaissance de
l’épaisseur crustale semblent indiquer que la sismicité continentale est exclusivement crustale
et s’étend parfois jusqu’au Moho. Ce qui a amené à proposer un nouveau modèle rhéologique
de lithosphère continentale comportant une seule couche rigide située dans la croûte. Ce
modèle s’appuie aussi sur le constat d’une corrélation entre l’épaisseur de la zone sismogène
dans les continents et l’épaisseur élastique effective de la lithosphère.
Ceci a aussi relancé le débat sur le comportement mécanique de la lithosphère
suffisamment rigide pour localiser la déformation ou trop molle pour le faire. L’imagerie des
structures profondes a apporté ces 15 dernières années sur l’exemple-clé du système Tibet-
Himalaya des éléments en faveur de l’une ou de l’autre école. Les Américains interprètent
leurs données comme des indicateurs d’une lithosphère plutôt molle et chaude. Les Français
mettent en évidence une extension des failles majeures de surface jusque dans le manteau
lithosphérique ou une « tectonique du Moho » matérialisée par de nombreux sauts de Moho
associés le plus souvent à des failles de surface.
Pour certains, le manteau lithosphérique n’est pas capable de localiser la déformation et
il se déforme comme un solide ductile en compression. Pourtant, certains résultats de
sismologie structurale au Tibet ont mis en évidence de possibles subductions continentales du
manteau impliquant un manteau lithosphérique est très résistant et susceptible de se découpler
mécaniquement de la croûte au Moho.
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Les expériences d’imagerie structurale menées au Tibet ont apporté des contributions
significatives – bien que non définitives – au débat sur la rhéologie de la lithosphère
continentale. Pour avancer dans la compréhension de cette rhéologie, il nous faut dans les
années qui viennent passer à l’échelle supérieure, combiner données sismologiques,
topographiques, gravimétriques et géologiques dans un modèle structural d’une zone de
collision dans son ensemble et à 3 dimensions.
Section sismique distance-profondeur au travers de la Faille du Kun Lun (N-Tibet) montrant
les variations de profondeur du Moho et la présence d’un réflecteur intracrustal dans le bloc
du Bayan Har (Moho pré-épaississement crustal).
Imagerie de la croûte
L’imagerie de la croûte, zone de grande complexité, a pour objectif de mieux
comprendre les processus fondamentaux de sa déformation dans un contexte géodynamique et
de mieux cerner les structures dans lesquelles les ondes sismiques se propagent, un élément
clef pour une meilleure estimation des aléas sismiques.
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Imagerie du Mt Vesuvius à partir d’une campagne en 1996 effectuée entre la France et
l’Italie avec du matériel Lithoscope pour la partie française.
L’imagerie peut être active ou passive. On les distingue souvent sous la terminologie
entre les mots sismique et sismologique. Les ambitions des imageries sismique ou
sismologique sont de mieux quantifier les propriétés des milieux (meilleure estimation des
vitesses et des incertitudes) et de gagner en résolution spatiale en densifiant les systèmes de
mesure et en augmentant les durées d’enregistrement. Pour ce faire, il est important de
déployer, y compris dans des campagnes de tomographie passive, plusieurs centaines
d’instruments, de manière à assurer la redondance de l’information et le recouvrement pour
imager une zone du sous-sol.
Imagerie des Champs Flégréens à partir d’une campagne en 2001 effectuée entre la France
et l’Italie avec du matériel Géosciences Azur et Lithoscope pour la partie francaise.
L’éclairage dense (approches comme Amplitude Versus Offset AVO ou Amplitude
Versus Angle AVA) permet de mieux caractériser les coefficients de diffraction et de
réflexion ou de transmission en un point donné en regardant les ondes converties. Cela
conduit à ce que l’on appelle l’inversion des formes d’ondes et permet une imagerie détaillée
même dans des zones complexes
Inversion des formes d’onde dans une région en chevauchement en Italie Centrale. On y voit
l’imagerie sismique haute fréquence, l’imagerie des formes d’onde, une imagerie
magnétotellurique et une interprétation géologique avec triplement de la croûte (document S.
Operto)
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Identification des failles actives
Les modes de déformation de la croûte terrestre sont complexes et mal connus. Ces
mécanismes peuvent être de type ductile (fluage) ou cassant (générant des séismes). La croûte
est elle-même stratifiée (suivant sa composition et les conditions de pression et de
température). A l’intérieur de la partie cassante, la quantité d’énergie libérée sous forme
sismique dépend de conditions qui ne sont pas très bien comprises.
Par ailleurs, les lois de la mécanique des roches, issues de modèles de laboratoire, ne
sont pas transposables facilement dans le milieu naturel car les constantes de temps, et les
conditions de déviateur de contraintes, ne sont pas facilement transposables. Enfin, le rôle des
fluides, et de leur taux de saturation, dans les propriétés mécaniques de la croûte, commence
seulement à être prise en compte, d’un point de vue de la modélisation.
La cartographie, en 3 dimensions des failles actives et leur extension, latérale et en
profondeur, est l’une des approches permettant de préciser les modèles de failles actives.
Cette approche s’accompagne maintenant d’une caractérisation des hétérogénéités du milieu
ambiant. Des études très fines, permettent de caractériser ces failles et de les associer avec une
imagerie précise et détaillée.
Enfin, la comparaison de cette analyse en profondeur, avec les données de la
tectonique et de la paléosismicité en surface font partie des conditions aux limites
indispensables pour identifier la potentialité sismique des ces failles actives.
Coupes au travers du Golfe de Corinthe, montrant les hétérogénéités de structure et la
sismicité relocalisée. Une interprétation possible de ces résultats est l’existence, à 7-13 km de
profondeur d’une zone fracturée, saturée en fluides, et où se concentrent les séismes.
Caractéristiques de la source sismique
La source sismique possède des caractéristiques très hétérogènes. D’un point de vue
de la géométrie du « plan » de faille, des lois de frottement, du glissement , de la variation
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temporelle de la rupture, des couplages complexes existent et sont mal compris. Une raison
tient à la nécessité de disposer de données concernant la rupture principale avec un
échantillonnage spatial dense et dans un domaine spectral étendu, ce qui est rarement le cas.
L’utilisation des répliques associées à un tremblement de terre majeur est une opportunité
unique pour permettre d’imager le plan de faille rompu, de préciser la position et la surface
des aspérités responsables de l’essentiel du glissement, et partant des dégâts liés au séisme.
Cet intérêt scientifique est aujourd’hui accompagné par le souhait de deux communautés
(sismologie et géodésie) à étudier les mouvements transitoires qui suivent la rupture
sismique : les mouvements post-sismiques. Ils sont de deux natures : le premier est lié au
fluage de la croûte continentale inférieure. Le second trouve son origine glissement des deux
ou trois premiers kilomètres de la croûte, c’est ce qu’on appelle l’afterslip de la rupture. Il
contamine la mesure du premier. L’amplitude de ces mouvements asismiques et leur durée est
liée à la magnitude de l’évènement principal. La combinaison du déplacement statique (GPS)
et du signal Haute-fréquence (accélérométrie) est une approche prometteuse pour étudier la
source sismique et la rhéologie crustale.
Imagerie de la rupture sismique sur le plan de faille du séisme de Boumerdés (Algérie)
Aléa sismique
L’estimation de l’aléa sismique doit prendre en compte les paramètres de la source, de
la propagation des ondes et des effets locaux de site. Les observations des dégâts après les
séismes montrent clairement une variabilité importante du mouvement du sol qui n’est pas
imputable uniquement à la construction. Les effets de site sont en effet fonction de la
topographie, de la géométrie des bassins, des contrastes d’impédance acoustique des couches
superficielles. Sans attendre l’analyse des destructions, il est possible d’utiliser
l’enregistrement de mouvements faibles ou de bruit de fond pour estimer le coefficient
d’amplification du mouvement du sol par rapport à une « référence » au rocher. La
caractérisation de cette variabilité, importante en termes de prévention, ne peut se faire par la
densification systématique des réseaux permanents.
L’analyse du bruit de fond sismique permet aussi d’estimer les fréquences auxquelles
cette amplification est observée. Les méthodes de corrélation du bruit, développées à longues
périodes pour l’instant, nécessite des durées d’enregistrement de l’ordre du mois. Ces
méthodes complètent de façon très intéressante les techniques d’utilisation du bruit en vue
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d’estimer les conditions de site locales. Elles doivent être étendues aux fréquences plus
élevées, celles qui intéressent la communauté du risque sismique, qui recoupe en partie la
communauté sismologique et celle de l’ingénierie. Leur apport à la connaissance du milieu est
important. Elles viennent en complément d’autres techniques qui utilisent aussi le bruit de
fond, par exemple les méthodes H/V qui ont largement fait leurs preuves.
Variabilité du mouvement du sol dans deux agglomérations : Grenoble et Nice
Intervention sismique
Le déploiement du réseau mobile sur la zone affectée par le séisme permet d’enregistrer et de
localiser les répliques. Dans certaines régions isolées, les répliques constituent la seule information
quantitative sur le choc principal. Si la récupération des données peut se faire rapidement (par satellite,
par voie radio, ou autre) il est possible de donner la magnitude des fortes répliques ainsi que leur
position. On peut donc suivre en temps quasi réel la migration éventuelle de l’activité sismique. Il faut
savoir que les répliques fortes ont des effets importants sur la population touchée par le séisme. Il faut
savoir également que les répliques répétées affaiblissent jusqu’à l’effondrement les bâtiments déjà
fragilisés par la secousse principale. Les répliques peuvent donc générer des victimes supplémentaires.
La classification rapide des bâtiments en catégories (par exemple après le séisme de Boumerdès,
Algérie) peut permettre d’épargner ces vies. L’annonce de la magnitude et de la position des répliques
importantes peut permettre de combattre la peur irrationnelle, mais justifiée, de la population.
La meilleure façon d’épargner des vies est d’informer la population. Le besoin se fait sentir, et
la pression est de plus en plus forte pour que les scientifiques du risque sismique fassent des
interventions publiques, sous forme de conférences ou d’interventions dans les écoles. Au-delà de ce
besoin humain, il est nécessaire de comprendre comment notre société fonctionne aux différentes
échelles, pour gérer au mieux la crise et l’après crise. La collaboration avec nos partenaires de SHS,
est indispensable pour traiter ce volet.
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Localisation des répliques du séisme de Bam (Iran). Comparaison avec la faille dite de Bam
(en noir), les traces de rupture en surface (en jaune) et les répliques localisées par le réseau
mondial (étoiles).
Imagerie volcanique
L’évaluation du risque volcanique repose avant tout sur une approche
pluridisciplinaire. Mais surtout, le risque volcanique présente des caractéristiques très
variées : risque d’instabilité ou risque éruptif, et pour le risque éruptif, autant de type de
risques que de type d’éruptions.
En association avec d’autres méthodes géophysiques (mesures électriques, mesure
magnétiques, caractérisation des flux hydrauliques,…), l’imagerie sismique permet d’étudier
un certain nombre de paramètres géophysiques pour répondre à certaines questions. La
caractérisation de zone d’instabilités (généralement de faible impédance sismique) en relation
avec la présence de matériaux fortement altérés par la géochimie, la circulation d’eau, de gaz.
La mise en évidence de contrastes de structure important (ancien appareils éruptifs) qui
peuvent localiser des zones de faiblesse de la structure. La caractérisation des zones
d’alimentation de l’édifice volcanique. Le suivi temporel des variations des vitesses
sismiques. Ces variations, combinées à l’observation d’autres paramètres géophysique :
conductivité, résistivité, … permet de mieux suivre et de mieux comprendre les évolutions de
systèmes dynamiques rapides.
Ces études dont l’objectif est extrêmement difficile compte tenu de l’hétérogénéité des
milieux volcaniques, sont néanmoins très importantes puisque le risque éruptif dynamique
dépend de paramètres tels que viscosité des magmas, zone de stockage, et taille des zones
d’alimentation superficielle. L’imagerie de ces objets de tailles métrique à décamétrique est
un objectif majeur pour l’imagerie sismologique en milieu volcanique.
Les études en cours se sont pour l’instant principalement focalisées sur l’imagerie
décamétrique. Le passage à une imagerie plus fine est donc l’objectif majeur de ces
prochaines années.
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Tomographie en temps d’arrivée du dôme sommital de la Soufrière. Variation par rapport à
un modèle de référence lissé.
Imagerie en milieu océanique
Les deux tiers de la Terre sont recouverts par les océans, et la plupart des sismomètres
large bande existants sont installés (de façon temporaire ou permanente) sur terre. De
nombreux problèmes fondamentaux demandent des observations sismiques en mer (les
panaches océaniques, les zones de subduction, les interactions ride-panache, les îles
océaniques, les zones sismogéniques, etc.). On peut penser à installer un observatoire marin
permanent, mais les problèmes techniques liés à l’énergie, la transmission des données et le
coût très élevé de l’installation et de la maintenance ont empêché l’installation d’observatoires
permanents à grande échelle. Un grand nombre de problèmes pourraient être résolus en
utilisant des OBS portables large bande.
Notre connaissance du manteau supérieur sous l’océan est essentiellement fondée sur
les études des ondes de surface, dont la résolution spatiale est très faible. De récentes études
sur la croûte suggèrent qu'elle est plus complexe qu’un simple modèle trois couches. Il est
vraisemblable que, de la même manière, le manteau sous-jacent serait également plus
complexe. Une meilleure connaissance d’une telle complexité nous permettrait de mieux
comprendre l’évolution du manteau supérieur.
Etant donné que la plupart des panaches ont été observés dans les océans, leur étude
serait l’un des premiers objectifs des instruments du parc. Les principales questions
auxquelles il faut répondre sont les suivantes : Quelle est la taille et l’intensité de la tête d’un
panache A quelle profondeur se situe la racine de ce panache Le lancement d'un projet
européen, "Ocean Plume Project" sur les panaches océaniques, est en cours de discussion.
L'utilisation du parc OBS français serait une composante essentielle de ce projet, en
particulier pour le projet pilote. Les panaches peuvent également avoir une influence sur le
fonctionnement des dorsales océaniques (par ex. : les Açores, l’Islande) et il est fondamental
de comprendre cette interaction.
Les plaques subductées s'enfoncent dans le manteau, quelquefois jusqu’à la frontière
manteau-noyau. Les zones de subduction sont sismiquement très actives. Comme la plupart
des marges actives se situent à la frontière continent/océan, les instruments de mesure sont
classiquement installés à terre et n'imagent qu'une moitié du système. En plaçant des
instruments au fond de la mer, nous devrions obtenir une couverture totale et devrions pouvoir
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imager la plaque subductée de façon beaucoup plus précise.
Sismicité mondiale et zones émergées
Failles actives et zones de subduction
Les très grands séismes sont attendus dans les zones de subduction (90% de la
libération d'énergie sismique sur Terre) et le long de quelques failles transformantes majeures
(faille de San Andreas, faille nord-anatolienne,…). Une part importante de ces zones est
localisée en mer, en bordure des continents, ce qui implique l’utilisation de réseau de
sismomètres terrestres et marins.
Dans les zones de subduction le modèle de source sismique est relativement simple la
rupture le long d'une faille majeure qui est la frontière de plaque apparaît principalement
contrôlée en taille et en localisation par des anomalies de paramètres physiques in situ. Ainsi
les limites de rupture amont (updip) et aval (downdip) sont contrôlés par la température, la
ductilité, l'hydratation et la nature du matériel de la faille interplaque et de ses épontes. La
limite amont est susceptible de marquer en réflectivité sismique et en micro-sismicité, la
limite aval est peut-être détectable en Vp/Vs par tomographie de séismes locaux, vitesses de
réfraction et ondes converties à cause de la serpentinisation, ou d'autres raisons liées à la
ductilité. La troisième dimension, longueur de segmentation le long de l'arc peut elle aussi
être approchée par l'exploration sismique en profilant les variations de structure de
l'interplaque le long de l'arc.
D'autre part ces anomalies apparaissent au moins en grande partie pérennes et peuvent
donc être détectables et mesurables en période intersismique, c’est-à-dire avant l'occurrence
des séismes majeurs attendus. Cette étude peut s'appuyer sur plusieurs méthodes. Celle qui en
constitue la base et est la plus spécifique nécessite l'appréhension des séismes locaux par la
mise en œuvre de réseaux amphibies, comprenant des sismomètres fond de mer de
caractéristiques particulières en largeur de bande, en nombre de composantes et en
maniabilité ; la résolution augmente avec le nombre de capteurs en réseau possibles et donc
grâce au coût réduit de l’instrumentation déployée.
L'identification et la localisation à l'avance de la zone de rupture maximale possible
des séismes majeurs attendus donne par ailleurs l'occasion de les soumettre à une surveillance
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focalisée, ciblée rapprochée. La répétition d'observations par rapport à une première mesure
de référence offre la possibilité de détecter d'éventuels phénomènes transitoires, comme les
variations de mécanismes ou de localisation de l'activation sismique avec le temps.
C’est aussi dans les zones de subduction qu’on été observé des phénomènes
transitoires, lents, traduisant des variations dans le niveau de contrainte de la zone.
Imagerie de la zone de subduction de Nankai obtenue par inversion des formes d’onde de
données sismiques OBS à couverture multiple d’après Dessa et al. (2003). La présence de la
ride de Zenisu entraîne un écaillage de la plaque plongeante et du backstop de la plaque
chevauchante.
Conclusions
La sismologie est un outil puissant d’investigation de la dynamique terrestre et de sa
structure. La sismologie a récemment vécu plusieurs révolutions technologiques importantes
qui ont dynamisé les méthodes utilisées. D’une part les capteurs à technologie asservie ont
permis d’enregistrer les signaux dans une bande toujours plus étendue (0,0001 à 100 Hz) avec
une dynamique très importante (>144 dB) et une réponse toujours mieux maitrisée.
L’association avec des mesures du déplacement statique (GPS), ou avec des capteurs à
dynamique plus large (accéléromètres) permet une description quasi totale du mouvement du
sol. Les numériseurs et enregistreurs correspondants ont eux aussi fait des progrès
considérables en terme de précision de la mesure, vitesse d’échantillonnage et capacité de
stockage. Ces données et observations, toujours mieux contraintes, sont souvent les seules
données quantitatives d’observations « directes » (c’est à dire n’ayant pas subit de
transformation) de l’intérieur de la Terre. Elles sont donc précieuses pour construire des
modèles physiques et pétrologiques des couches profondes.
La modélisation numérique (nombre d’ondes discrets, éléments spectraux…) a permis
aussi de spectaculaires avancées, permettant de simuler la propagation d’ondes dans des
milieux toujours plus complexes (et donc plus réalistes) et la forme d’onde avec un détail
toujours plus grand (en particulier dans les hautes fréquences).
Il est souvent nécessaire de disposer d’une grande densité d’observation pour éviter les
effets d’aliasing spatial. L’analyse de bien des problèmes passe donc par une acquisition de
données dédiées à ce problème en terme de dispositif instrumental. Les observatoires
permanents ne peuvent prétendre à cette densité instrumentale et seuls les réseaux mobiles
(qui ont bénéficié des mêmes amélioration techniques) sont adaptés.
15

Les équipes françaises ont été très présentes depuis 2 décennies dans l’utilisation de
réseaux mobiles pour des études spécifiques. Les deux points forts ont concerné l’étude des
hétérogénéités de la Lithosphère et l’étude de l’aléa sismique. Plus récemment, la
communauté a commencé à investir dans des réseaux adaptés à l’étude de la structure
profonde de la Terre (Réseau Large Bande Mobile), dans l’etude des milieux océaniques
(OBS) et dans l’étude des structure de petite taille (IHR). Ces réseaux mobiles ont été mis en
place au gré de la conjoncture, certains sont devenus obsolètes.
Le projet SISMOB propose de moderniser et rationaliser l’ensemble des réseaux
sismologiques mobiles de manière à doter la communauté d’un outil efficace. Dans certains
cas, l’association avec partenaires européens sera une nécessité, et il est donc indispensable de
disposer d’une instrumentation au même niveau technologique (ce qui n’est plus le cas). La
taille des réseaux proposés est comparable à celle de nos voisins immédiats avec les quels
nous collaborons.
Pour des raisons d’affichage et de gestion spécifique, il est proposé de le diviser en 3
réseaux dédiés à l’étude des structures (Sismage), l’étude de l’aléa sismique (Risc) et l’étude
du milieu océanique (Sismomer). Cette modernisation doit s’accompagner de moyens
humains correspondants.
16

3) Projet «Réseau sismologie mobile SISMOB »
3-1) Homogénéiser
La communauté universitaire française dispose actuellement de plusieurs outils de
taille moyenne, ciblés sur des objectifs particuliers, adossés à des programmes de recherche
incitatifs (Annexe 1). La constitution de ces différents réseaux est liée principalement à leur
histoire et à l’obtention des budgets correspondants qui, trop parcellaires, n’ont jamais permis
une politique d’ensemble. Ces réseaux sont légèrement insuffisants, en terme de nombre de
capteurs, et ils sont de technologies très variées. Si la variété d’instruments, et leur mode de
gestion distribuée, ont permis une grande souplesse d’utilisation, par contre elles ont généré la
duplication des efforts concernant le traitement, l’archivage et la distribution des données.
3-2) Moderniser
Une bonne moitié de ces réseaux date maintenant du milieu des années 1990. Il a
beaucoup servi (50 à 100 missions de terrain dans des conditions difficiles) et souffert. Il est
partiellement obsolète techniquement et sa maintenance devient très problématique. Nous
proposons une modernisation coordonnée et rationnelle d’ensemble de l’outil sismologique
mobile se déclinant selon 3 axes : 1) un réseau d’étude de la structure « Sismage » intégrant
les réseaux Lithoscope+RLBM+Ref-ref, 2) un réseau dédié aux aléas « Risc » intégrant les
réseaux Ram et IHR, 3) un réseau sismologique marin « Sismomer » intégrant les réseaux
OBS-intervention et OBS-imagerie. Cette modernisation veut dire : 1) jouvence complète
dans certains cas, 2) jouvence partielle et modernisation dans d’autres cas, 3) restructuration,
évolution et complément dans les derniers cas. La séparation en 3 réseaux, qui est
indépendante des choix techniques correspondants, est motivée par 1) les programmes
incitatifs de financement des campagnes, 2) la lisibilité dans la recherche de co-financements,
3) le mode de gestion des appareils, 4) la communauté des utilisateurs associée.
Cette modernisation est programmée sur 4 ans et comprend jouvence et compléments
matériels.
3-3) Réseau sismologique d’imagerie de la structure (Sismage)
Ce réseau est destiné à constituer un réseau unique remplaçant les réseaux Lithoscope,
le Réseau large bande mobile (RLBM) et le réseau Réfraction-Réflexion de manière à avoir
un outil unique d’étude des structures. Ces 3 réseaux possèdent actuellement des points
communs et des différences. Les points communs sont des enregistreurs fabriqués par le
même fournisseur français : Agecodagis. Bien que n’étant pas de la même génération, ces
enregistreurs sont compatibles entre eux (gestion, format des données). La différence
principale tient au type de capteur utilisé (large-bande STS2 pour RLBM, moyenne période
CMG40 ou Noemax pour Lithoscope) qui sont tous les deux parfaitement interchangeables
d’un point de vue connectique.
Les objectifs sont de disposer rapidement d’un parc comprenant 50 stations ondes de
surface (large-bande) et 100 stations ondes de volume (moyenne-période), de moderniser
l’ensemble et de procéder dans les 4 ans à la jouvence totale des actuels enregistreurs
Lithoscope. L’actuel réseau Ref-ref sera concerné quand les moyens de programmation
scientifique associés (organisation de campagnes de tirs à terre et en mer) seront mis en place.
17

Installation au Kun-Lun (à gauche) et en Iran (à droite) de stations sismologique d’imagerie
Budget Sismage
- 15 capteurs Large-bande (c.u. 15 kE) 225 kE
- 60 capteurs moyenne-période (c.u. 4 kE) 240 kE
- 50 enregistreurs (c.u. 5 kE) 250 kE
- 65 jouvence des enregistreurs (c.u. 5 kE) 325 kE
- environnement (alimentation, restitution) 100 kE
Total
1.140 kE
3-4) Réseau sismologique d’étude de l’aléa (Risc)
Ce réseau est destiné à remplacer le RAM et IHR de manière à disposer d’un outil
unique destiné à l’étude des aléas sismique et volcanologique. Il doit disposer d’une grande
lisibilité en terme d’affichage « risques naturels », remplir un cahier des charges permettant
les études de propagation d’ondes à l’échelle hectométrique (disposition en réseau
interconnecté), d’étude de mouvement « forts » (dynamique, nombre de voies), d’intervention
post-sismique (disponibilité). Pour cette dernière application, il est souhaitable de développer
des transmissions partielles de données par Vsat et de disposer dans certaines stations de
GPS-bifréquence de manière à coupler étude des répliques et du déplacement post-sismique.
Le réseau RAM n’est plus fonctionnel, mais une grande partie des capteurs (20
CMG5, 25 L22, 10 CMG40) est recyclable. L’actuel réseau IHR demandera rapidement un
complément. Des co-financements sont à solliciter et des partenariat avec le Réseau
Accélérométrique Permanent (Ministère de l’Environnement), l’IRSN et le LDG-CEA sont
possibles.
Station Reftek du RAM (à gauche) et station Osiris de IHR (à droite)
18

Budget Risc
- 30 capteurs moyenne période (c.u. 4 kE) 120 kE
- 50 capteurs courte-période (c.u. 2 kE) 100 kE
- 30 enregistreurs 6 voies radio (c.u. 10 kE) 300 kE
- 20 GPS bi-fréquence (c.u. 13 kE) 260 kE
- environnement 100 kE
- R&D 35 kE
Total
915 kE
Des cofinancements ont été demandés à l’IRD et au Ministère de l’Environnement
3-5) Réseau sismologique marin (Sismomer)
Les deux tiers de la Terre sont recouverts par les océans, et la plupart des sismomètres
large bande existants sont installés (de façon temporaire ou permanente) sur terre. De
nombreux problèmes fondamentaux demandent des observations sismiques en mer (les
panaches océaniques, les zones de subduction, les interactions ride-panache, les îles
océaniques, les zones sismogéniques, etc.). On peut penser à installer un observatoire marin
permanent, mais les problèmes techniques liés à l’énergie, la transmission des données et le
coût très élevé de l’installation et de la maintenance ont empêché l’installation d’observatoires
permanents à grande échelle. Un grand nombre de problèmes pourraient être résolus en
utilisant des OBS portables large bande. Les sismomètres large bande ont révolutionné notre
connaissance de l’intérieur de la terre, et nous pensons que la prochaine découverte
importante émanera d’observations sismologiques marines.
Les principaux projets de campagnes proposés dans le cadre de programmes
impliquent la mise en œuvre de réseau à terre et en mer pendant des périodes de 3 à 6 mois,
éventuellement renouvelables, afin d’avoir une observation continue sur des périodes
suffisamment longues pour caractériser la micro-sismicité dans les régions où la sismicité est
faible (mer Ligure) ou en période inter-sismique (Antilles, marge nord andine). Des réseaux
de 10 à 20 OBS sont donc immobilisés pendant des périodes de 6 à 12 mois pour chaque
opération si nous prenons en compte la phase d’immersion (3-6 mois), le temps nécessaire au
transport et à la préparation des OBS (~2 mois par campagne) et à la maintenance des OBS (1
mois minimum à l’issue de la campagne).
OBS-intervention “Hippocampe” à gauche et OBS-imagerie “L-Cheapo”à droite
19

Budget Sismomer
10 Obs-intervention « Hippocampe » (c.u. 35 kE) 350 kE
8 Obs-imagerie (c.u. 40 kE) 320 kE
Total
670 kE
4) Moyens humains
Les réseaux sismologiques mobiles font partie de l’instrumentation « lourde » que les
géophysiciens et géologues utilisent. Le parc actuel est de 188 stations terrestres et de 55 OBS
et nous demandons une augmentation d’environ 50 stations terrestres et 20 OBS. Ces réseaux
sont construits (en partie), entretenus et gérés par 3.5 ITA (oui 3.5!) pour les réseaux terrestres
et 5 ITA pour les réseaux marins, qui sont inégalement répartis.
Ces moyens sont totalement et ridiculement insuffisants. Ils sont la conséquence de
demandes ponctuelles faites et gérées par des chercheurs individuels motivés par la
construction d’un outil spécifique. Mais ces chercheurs se transforment progressivement en
IR qui gèrent une double carrière d’ingénieur et de chercheur au prix d’un investissement
personnel considérable et au détriment de leur production scientifique. De plus, devant la
charge de travail que cela représente, ils ne trouvent généralement pas de remplaçants pour
assurer la gestion de l’instrumentation.
Par ailleurs, il a été souvent fait le reproche à la communauté sismologique de limiter
l’accessibilité aux données acquises qui sont de ce fait sous-exploitées. Ceci est un faux
procès. Le volume des données sismologiques acquises par les réseaux temporaire est de
l’ordre de 2-5 To/an. Le pre-processing nécessaire à la standardisation d’une donnée nécessite
d’y associer ~50 méta-données par sismogramme, ce qui dans une base de données
relationnelle est un travail considérable. Actuellement, la communauté dispose d’1/2 IR pour
développer les outils informatiques nécessaires et aider les chercheurs à constituer la base de
données issues de leur campagnes de terrain. Ceci est encore une fois totalement et
ridiculement insuffisant si on veut s’intégrer à des bases de données européennes.
Pour pouvoir assurer le développement, le fonctionnement et le déploiement des 3
réseaux Sismage, Risc et Sismomer, pour pouvoir assurer l’exploitation et la distribution des
données acquises, il est indispensable d’avoir les moyens humains et techniques
correspondants que nous pourrons développer devant les instances idoines.
Moyen humains « nationaux »
Développement instrumental (capteur, numeriseur, stockage, liaison...)
Développement informatique (base de données, serveur, traitement…)
Gestion des réseaux (maintenance, gestion, terrain, campagnes mer)
Gestion des données (organisation, mise en forme, distribution)
2 IR, 2 IE
2 IR
4 IE et 4 AI
5 IE
20

5) Intégration européenne et mondiale
5-1) Projet BigFoot de US-Array
Earthcope est une initiative scientifique nationale américaine pour explorer la structure
et l’évolution du continent Nord-américain et comprendre les processus physiques contrôlant
les séismes et les volcans. Earthscope propose une démarche intégrée pour aborder les
questions scientifiques à toutes les échelles, depuis la nucléation de la rupture des séismes, en
passant par l’étude des failles et des volcans, de la déformation à la frontière des plaques
continentales, jusqu’à la structure des continents et du mouvement des plaques.
La partie « BigFoot » de Earthscope comporte un réseau sismologique de 400 stations
portables large-bande complété par un réseau de 200 stations courte-période et 2000 stations
de sismique. Les stations large-bande seront déployées (avec une périodicité de 18-24 mois)
avec une maille de ~70 km et télémétrées en temps réel à un site central. Elles enregistreront
en continu la sismicité locale, régionale et télésismique, de manière à imager la structure de la
croûte et du manteau supérieur avec une résolution uniforme et à enregistrer la sismicité
locale.
Le projet Earthscope comprend, outre le projet sismologique BigFoot, des campagnes
de mesures GPS, l’installation d’extensomètres, des mesures de magnétotellurique. Il vient en
complément d’une modernisation de l’outil d’observatoire existant (projet USArray).
Projet « Bigfoot » de USArray : 400 stations LB mobiles déployées sur une grille uniforme de
maille 70 km qui couvrira, par déploiements successifs, l’ensemble des Etats-Unis.
5-2) Projet EuroArray
Le projet EuroArray est une initiative européenne pour explorer la structure tridimensionelle
et les propriétés physiques des continents et mieux comprendre les processus à
large échelle qui sont à l’origine de la géologie qui nous héberge et que nous exploitons.
EuroArray, à l’égal de US-Array, rassemblera la sismologie, l’électromagnétisme, la géodésie
et l’imagerie spatiale pour analyser la structure profonde et la géologie de l’Europe. Cette
approche permettra de mettre en évidence les interactions entre tectonique, déformation
continentale à large échelle, et leurs effets sur le climat et les océans.
Le projet EuroArray combinera le déploiement de 200 stations mobiles en
complément du réseau d’observatoire large-bande existant, pour occuper 800 sites avec une
21

maille de 60 km pendant une durée de 2 ans, avec des études de magnétotellurique, de GPS et
des études de sismique et un complément de ~50 OBS en mer.
Installation d’un réseau mobile (800 stations) en complément des réseaux sismologiques
permanents existants
6) Communauté concernée, utilisateurs passés
- Réseau d’étude de la structure « Sismage »
EOST-Strasbourg, LGIT-Grenoble, IPG-Paris, Géosciences-Azur-Nice, Imagerie-Pau, ENS-
Paris, OMP-Toulouse, LDL-Montpellier
Achauer, Bard, Barruol, Bernard, Béthoux, Cara, Cheminée, Cornou, Courboulex,
Coutant, Deschamps, Dietrich, Dorbath, Fels, Gaffet, Granet, Gueguen, Hatzfeld, Herquel,
Hirn, Laigle, Lépine, Lesage, Lyon-Caen, Manighetti, Marsan, Métaxian, Monfret,
Montagner, Nercessian, Operto, Paul, Pedersen, Poupinet, Ribodetti, Sapin, Souriau,
Stutzmann, Thouvenot, Vauchez, Vergne, Virieux, Wittlinger,
- Réseau d’étude de l’aléa « Risc »
LGIT-Grenoble, IPG-Paris, Géosciences-Azur-Nice, EOST-Strasbourg, ENS-Paris, OMP-
Toulouse
Bard, Bernard, Bethoux, Beyneix, Bouchon, Campillo, Cara, Courboulex, Coutant,
Deschamps, Fréchet, Gaffet, Gagnepain, Gariel, Gaulon, Got, Granet, Grasso, Hatzfeld, Hirn,
Laigle, Le Mouël, Lesage, Lévèque, Lyon-Caen, Madariaga, Makropoulos, Paul, Ruegg, Sapin,
Souriau, Thouvenot, Virieux, Voisin, Wajeman
- Réseau sismologique marin « Sismomer »
Géosciences-Azur-Nice, IPG-Paris, ENS-Paris, Tectonique-Paris, UBO-Brest, LDL-
Montpellier, Imagerie-Pau
Bazin, Bethoux, Bonneville, Cannat, Charvis, Crawford, Deschamps, Dessa, Dyment,
Escartin, Gosselet, Granet, Hirn, Laigle, Leroy, Monfret, Montagner, Operto, Pontoise,
Rbodetti, Sauter, Sapin, Singh, Stutzman, Tiberi
22

Annexe 1
Rappels techniques
Un réseau sismologique mobile est composé d’un (ou de plusieurs) capteurs
complémentaires, d’un numériseur-enregistreur stockant les données et d’une horloge pilotée
par GPS.
Il n’existe pas de capteur idéal unique satisfaisant un cahier des charges total. Les
capteurs sont de types très variés suivant les questions étudiées et il faut trouver un
compromis de leurs différentes caractéristiques. Les critères de choix concernent : 1) la bande
passante qui dépend des méthodes d’investigation (ondes de volume, ondes de surface) , 2)
de la dynamique du mouvement du sol (champ proche, champ lointain), 3) des
caractéristiques techniques (poids, consommation, prix) , 4) des conditions d’installation.
On peut distinguer 3 grandes familles de capteurs « modernes » à technologie
asservie : les capteurs « accélérométriques », les capteurs « ondes de volume » et les capteurs
« ondes de surface », dont le poids et le prix peuvent varier du simple au triple. Encore une
fois, le capteur le plus cher et le plus large bande n’est pas le capteur unique car il faut
prendre en compte les conditions d’installation (transport, protection thermique,
enfouissement, alimentation, sécurité).
Les enregistreurs tendent maintenant à avoir des caractéristiques communes car
l’électronique a fait de récents progrès considérables. Il s’agit de numériseurs 24 bits, à
cadence d’échantillonnage programmable de 1 à 500 cps, à stockage de type informatique
grand public (DD, Flash, PCMCIA). La consommation est de l’ordre de 0.1W en 12V. Le
nombre de voies de numérisation varie de 3 à 9, et il est souhaitable qu’il soit modulaire et
optionnel. Les critères de choix concernent donc particulièrement la facilité d’utilisation, le
coût, le service après vente.
Le récepteur horaire est toujours piloté par GPS.
L’un des problèmes essentiels tient au grand volume de données récoltées sur le terrain
(chaque station peut collecter ~5 Go en quelques semaines et une campagne peut rassembler
100 stations pendant 2 ans) qu’il faut archiver de manière temporaire avant d’en effectuer le
prétraitement au laboratoire de manière à lui associer l’ensemble des méta-données
descriptives (plusieurs dizaines de paramètres) avant de les archiver dans une base de
données. Il faut concilier la rapidité d’extraction (>1 Mbauds), la capacité, la robustesse et la
sécurité sur le terrain, le coût du support, la pérennité de celui-ci dans le temps.
23

Annexe 2
Historique et état des lieux de l’instrumentation sismologique mobile française
La communauté scientifique française dispose actuellement de plusieurs réseaux
sismologiques mobiles terrestres, de taille moyenne, dédiés à des objectifs spécifiques. Ces
réseaux ont été acquis depuis 15 ans, au gré des objectifs affichés, des programmes
d’accompagnement mis en place par l’Insu, des évolutions technologiques et des cofinancements
disponibles. Par ailleurs, du fait de la mise en place de « chantiers » en mer, la
communauté académique relançait un programme d’équipement de stations marines au début
des années 2000. Ce type de matériel n’existait alors qu’à Ifremer.
2-1) Grands Profils Sismiques
C’est en 1969 que la communauté géophysique française a décidé de s’équiper du
premier réseau d’auscultation national. Il s’agissait du projet « Grands Profils Sismiques »
d’un réseau mobile d’une trentaine de sismographes courte-période. Ce réseau avait pour
principal objectif l’étude de la croûte et du manteau supérieur en France par des méthodes de
sismologie active (sources explosives). Compatible avec les autres réseaux européens, il a
aussi permis une association régulière dans des projets d’envergure entre plusieurs pays et en
particulier dans le programme « European Geo-Traverse » qui a permis d’échantillonner les
principales structures orogéniques européennes jusque dans les années 1980.
2-2) Lithoscope
Le deuxième réseau national a été « Lithoscope » au début des années 1980. L’objectif
était de disposer d’un réseau de stations sismologiques à enregistrement numérique, avec une
autonomie et un enregistrement de longue durée par des méthodes passives (séismes naturels)
pour des objectifs plus profonds. Le matériel d’acquisition a été mis au point progressivement
en une décennie, en partenariat avec une PME française.
Caractéristiques de Lithoscope
- Dédié à l’imagerie des structures lithosphériques en domaine continental
- Responsable scientifique: A. Paul (LGIT); Personnel technique: 1/2 IE
- Equipement: 65 stations, capteurs courte-période et à bande passante intermédiaire (5s, 60s)
- Equipement équivalent disponible dans autres pays: 160 + 13 à Potsdam (Allemagne), 170 à
Seis-UK (Grande Bretagne), 250 + 70 à PASSCAL (E.U.)
- Programmes: GéoFrance-3D, IT (+ PNRN, UE, PICS, IRD,…).
- Equipes utilisatrices: EOST Strasbourg, LGIT Grenoble, Géosciences Azur, IPGP, ENS
Paris, Toulouse, Montpellier
2-3) Réseau Réfraction-réflexion
A la fin des années 1990, il a paru nécessaire de disposer de nouveau d’un réseau
dédié à la sismologie active (sources explosives) associé au programme GéoFrance-3D et à un
possible partenariat avec le BRGM. Il était alors décidé d’acquérir un réseau similaire à
Lithoscope. Cependant, aucun programme scientifique n’a été mis en place pour financer
l’organisation de campagnes de sismologie active.
Caractéristiques du réseau Ref-ref
- Dédié à l’imagerie des structures crustales (sources artificielles)
- Responsable scientifique: A. Hirn (IPGP) ; Personnel technique : 1IE
24

- Equipement actuel: 38 stations
- Equipement équivalent disponible dans autres pays: 150 à l’Université de Copenhague
(Danemark) , ~500 à Potsdam (Allemagne), ~850 aux E.U. (PASSCAL)
- Objectif initial de 100-150 stations (GéoFrance 3D) jamais atteint, expériences coûteuses
(sources artificielles), pas de programmation scientifique depuis GéoFrance 3D
- Programmes: GéoFrance 3D, IT, ACI PCN, PNRN, UE,... Utilisation pour des manips terremer
(sources marines, stations sur la côte, ex: Marmara, Antilles) ou de la sismotectonique
- Equipes utilisatrices: IPGP, Géosciences Azur, Pau, LGIT, EOST
- Matériel en fin de vie
2-4) Réseau Accélérométrique Mobile
A la fin des années 1980, la communauté scientifique se mobilisait sur les problèmes
de sismotectonique et d’étude de l’aléa sismique (étude du mouvement du sol). Les
interventions post-sismiques constituaient un volet important de ces études. Un réseau dédié à
l’étude de la tectonique et de l’aléa sismique, le « Réseau Accélérométrique Mobile », était
mis en place, au début des années 1990, avec un soutien majoritaire du Ministère de
l’Environnement et de crédits européens. Il comportait 25 stations autonomes, équipés de
capteurs spécifiques à l’étude des caractéristiques de la source sismique et du mouvement du
sol.
Caractéristiques du RAM
- Dédié à l’étude de l’aléa sismique
- Responsable : C. Voisin (LGIT) ; personnel technique : 1/2 IE
- Equipement : 25 stations Reftek équipées d’accéléromètres
- Equipement équivalent dans d’autres pays : « Task Force » de 20 stations à Potsdam
(Allemagne), rien d’autre
- Equipes utilisatrices : EOST Strasbourg, LGIT Grenoble, Géosciences Azur, IPGP,
Toulouse
- Matériel partiellement hors d’usage actuellement
2-5) Réseau Large-bande Mobile (RLBM)
A la fin des années 1990, il est apparu évident que les progrès techniques permettait de
disposer d’une instrumentation mobile ayant pour vocation l’étude des ondes de grande
longueur d’onde (les ondes de surface). Des capteurs, ainsi que les enregistreurs, de
caractéristiques ambitieuses n’étaient plus réservés aux observatoires de caractéristiques
stables, mais pouvaient être déployés sur le terrain, pourvu que des protocoles d’installation
soient respectés.
Caractéristiques du RLBM
- Dédié à la sismologie large-bande (structure du manteau, source sismique).
- Responsable: J.-J. Lévêque (EOST); personnel technique: 1/2 IE
- Equipement: 35 stations LB
- Equipement équivalent dans autres pays: 36 stations à Potsdam (Allemagne), 29 à Seis-UK
(Grande-Bretagne), 250 dans PASSCAL (E.U.), >400 en cours d’acquisition dans USArray
(E.U.)
- Financement des campagnes: IT, ACI (+ PICS,…).
- Equipes utilisatrices: EOST Strasbourg, LGIT Grenoble, Géosciences Azur, IPGP, ENS
Paris, Toulouse, Montpellier
25

2-6) Réseau IHR
En 2001, l’ACI « Catastrophes Naturelles » décidait de la mise en place d’un réseau
spécifique à l'imagerie des objets géologiques à risques (failles, volcans,...) avec des tailles
d'investigation inférieures à 10km et une densité spatiale inter-station hectométrique.
L'équipement représente donc un compromis entre équipement de géophysique de prospection
et équipement sismologique. Ce réseau avait aussi pour objectif la R&D concernant une
nouvelle génération d’équipement sismologique, utilsant les transmissions radio pour contrôle
et gestion à distance et mise en réseau, en partenariat avec la PME française Agecodagis.
Caractéristiques de IHR
- Dédié à l’imagerie fine de structures à risques (failles et volcans)
- Responsable : O. Coutant (LGIT) ; personnel technique : ½ IE, et la collaboration de IR en
R&D
- Equipement : 30 stations à 9 voies, 180 capteurs 1 voie et 30 capteurs 3D
- Equipement équivalent dans les autres pays :
- Financement des campagnes : ACI-ACG
- Equipes utilisatrices :
2-7) Réseau OBS-intervention
Ce parc, principalement financé par l’IRD, vient en complément des parcs OBS courte
période de l’IFREMER et de l’INSU. Ce parc OBS légers, systématiquement équipés de
capteurs à 3 composantes nivelés (plus un hydrophone), et déportés, est délibérément orienté
vers une utilisation pour l’enregistrement de la sismicité passive dans les zones de marge
active dans le cadre d’opérations conduites simultanément à terre et en mer, tout en
permettant de réaliser également des expériences d’imagerie des structures lithosphériques. Le
financement de ce parc a été fait dans le cadre d’un partenariat important avec l’IRD. Afin de
pouvoir répondre aux demandes de la communauté, il est nécessaire de disposer d’un parc
d’OBS suffisant pour pouvoir mener simultanément 2 opérations.
Caractéristiques de OBS-intervention
- Objectif principal : étude de la sismicité
- Responsable : P. Charvis (Géosciences-Azur) ; personnel technique : 3 ITA
- Equipement : 20 OBS « Hippocampe » +10 OBS anciens, caractéristiques : légéreté
- Equipement équivalent dans les autres pays : 28 en Grande Bretagne, 70 en Allemagne, 200
au Japon, 250 aux E.U.
- Financement des campagnes : Dyeti, GDR-Marges, ACI-ACG, Reliefs, GDR-Corinthe
2-8) Réseau OBS-imagerie
La proposition initiale était d’acquérir 20 sismomètres de fond de mer courtes périodes
et 8 sismomètres large bande pour les laboratoire sous la tutelle de l’Insu. Ces OBS sont
modulaires et pourraient êtres utilisés soit pour des expériences de sismique active, soit pour
des expériences de sismique passive, dans le cadre de l’étude de tremblements de terre ou
pour des études du manteau en profondeur. Les instruments large bande (Trillium 120
secondes), qui sont maintenant une des priorités de l’Insu, pourraient êtres déployés jusqu’à
deux ans.
Caractéristiques de OBS-imagerie
- Objectif principal : imagerie active et passive avec volet spécifique « large-bande »
- Responsable : S. Singh (IPG-Paris) ; personnel technique 2 ITA
26

- Equipement : 20 OBS « L-Cheapo » équipés de CP, 3 équipés de LB
- Equipement français : 15 OBS Geomar (250 kg) à l’Ifremer
- Equipement équivalent dans les autres pays : voir ci-dessus
- Financement des campagnes : Dyeti, GDR-Marges, Momar, ACI-ACG
27

Annexe 3
Quelques résultats récents
A3-1) Echelle lithosphérique des failles du plateau Tibétain
Tomographie de résidus télésismiques au travers de la faille de l’Altyn Tagh (Nord-Tibet)
(Wittlinger et al., Science, 1998):mise en évidence d’une anomalie majeure de vitesse d’onde
P à la verticale de la Faille de l’Altyn Tagh et anomalie d’échelle lithosphérique
28

A3-2) Existence de « baby plumes » sous le Massif Central
Tomographie de ∆Vp/Vp sous le Massif
Central montrant une anomalie lente
(minéralogique et thermique) descendant
jusqu’à 600 km de profondeur (Granet et
al., 1995). La découverte de ce type de
structure sous plusieurs régions
volcaniques d’Europe de l’Ouest a
donné naissance au concept de « baby
plume ».
Tomographie de ∆Vp/Vp sous le Massif Central montrant une anomalie lente
(minéralogique et thermique) descendant jusqu’à 600 km de profondeur (Granet et al.,
1995). La découverte de ce type de structure sous plusieurs régions volcaniques
d’Europe de l’Ouest a donné naissance au concept de « baby plume ».
A3-3) Variations d’épaisseur crustale sous le Tibet, le Zagros
Tomographie lithosphérique du Zagros (Kaviani, 2004.):épaississement crustal localisé
interprété comme indice d’une redoublement crustal au NE de la suture, fort contraste de Vp
dans le manteau, indication d’un manteau chaud sous l’Iran
29

A3-4) Apport des stations LB temporaires dans l’imagerie du panache des Afars
Depth
,
200 km
depth
Depth
,
Globa
Sv -
velocity
variatio
Régiona
n
EPSL, 2001: enriched higher mode content
Projet « Corne de l’Afrique »: tomographie d’ondes de surface par inversion de formes
d’ondes incluant plusieurs modes harmoniques. Les coupes montrent l’apport des données
régiona les (déploiement de stations RLBM) (Debayle et al., EPSL, 2001).
A3-5) Mise en évidence d’une vitesse supersonique de la rupture lors du séisme de Duzce
en 1995.
L’enregistrement en champ proche a permis de montrer pour la première fois le
comportement supersonique de la rupture, générateur de très hautes fréquences et
d’amplification importantes (Bouchon et al., 2002)
30

A3-6) Analyse de la variabilité du mouvement du sol en cas de séisme
PMP
HOP
EDF
CHA
AUZ
SER
CIT
ROC
SAN
Le mouvement du sol en cas de séisme varie, à Lourdes, dans un rapport de 1 à 10 en cas de
séisme (Dubos et al., 2003)
A3-7) Imagerie de la structure et de l’activité sismique
Géométrie de la partie sismogénique de l’interplaque de la subduction sous les îles
Ioniennes
La combinaison de la l’analyse de la sismicité avec l’imagerie sismique permet de proposer
un modèle de couplage de la zone de subduction (Clément et al., 2000)
31

Annexe 4
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