Reflets de la Physique n°64 jan/fév/mar 2020
Reflets de la Physique n°64 jan/fév/mar 2020
  • Prix facial : gratuit

  • Parution : n°64 de jan/fév/mar 2020

  • Périodicité : bimestriel

  • Editeur : Société Française de Physique

  • Format : (210 x 297) mm

  • Nombre de pages : 48

  • Taille du fichier PDF : 5,6 Mo

  • Dans ce numéro : au sein et autour de la SFP, le concours Beautiful Science de la SFP.

  • Prix de vente (PDF) : gratuit

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 » > toutes les ondes et trajets possibles dans la structure et dans les bonnes proportions (on parle alors d’équipartition du champ d’onde), et que l’opération de corrélation permettait d’extraire (de filtrer) uniquement l’information correspondant à la propagation entre les deux récepteurs. On reconstitue ainsi la fonction de Green entre les deux points de mesure. L’idée de reconstruire une information déterministe utilisable pour l’imagerie à partir de signaux chaotiques et dont les sources sont modélisables par des processus aléatoires, avait déjà été abordée en sismologie, principalement de manière théorique, dès la fin des années 1950. L’héliosismologie a également exploré et appliqué au Soleil, avec succès, ce type d’approche dans les années 1990. Une expérience similaire à celle du bloc d’aluminium décrite plus haut est présentée en figure 2a. Un champ complexe d’ondes élastiques est généré à partir d’un jet d’air comprimé à la surface d’une plaque d’aluminium pendant quelques secondes. Une ligne de récepteurs enregistre le signal sur un temps long. La figure 2c montre le résultat de la corrélation de l’enregistrement mesuré par un récepteur de référence en extrémité de ligne (r 0) avec ceux mesurés par tous les autres récepteurs. Des ondes (dites de Lamb) directes et réverbérées sont clairement visibles à la surface de la plaque. Après corrélation, tout se passe comme si une source avait été déclenchée à la position du récepteur de référence r 0. Dans cette représentation en temps et distance, on peut par exemple mesurer très facilement la vitesse (et la dispersion) de l’onde dans la plaque. Ce résultat est transposable à la surface de la Terre, comme expliqué dans la section suivante. On peut noter que plusieurs réalisations de l’expérience (excitation de la plaque, corrélation des enregistrements) doivent être moyennées pour atteindre un résultat exploitable. La corrélation de bruit en sismologie  : des applications devenues standard Pour transposer à la Terre l’expérience du bloc d’aluminium de Lobkis et Weaver, Campillo et Paul [3] ont d’abord montré que les ondes de surface qui forment l’essentiel de la fonction de Green entre 14 Reflets de la Physique n°64 des sismomètres distants de plusieurs dizaines de kilomètres peuvent être reconstruites par corrélation de la coda, train d’ondes diffuses visible après la partie principale (balistique) des signaux émis par un séisme, et dont l’énergie décroit rapidement avec le temps. Une étape importante a été franchie lorsque ce même résultat a été obtenu en utilisant non pas la coda des enregistrements de séismes, mais les vibrations naturelles et perpétuelles de la surface du sol qui forment le bruit sismique ambiant. Alors qu’il avait toujours été considéré comme nuisible pour la détection et l’étude des séismes, le bruit sismique ambiant est devenu, grâce à la corrélation, Excitation par jet d’air comprimé a 0 0 Temps (ms) c 1,5 1 0,5 0 r 200... r r 1 0 plaque d’aluminium 1m une source d’énergie universelle, stable dans le temps et gratuite, permettant d’étudier la structure de la Terre [4]. Le bruit sismique ambiant a de multiples origines selon la gamme de fréquences considérée. Aux fréquences supérieures à 1 Hz, le bruit est dominé par des processus locaux à régionaux, anthropiques (infrastructures urbaines, activités industrielles, etc.) et/ou météorologiques (vent, pluie, etc.). En deçà de 1 Hz, le bruit est très largement dominé par l’interaction de l’océan avec la Terre solide. Son contenu fréquentiel est dominé par deux pics caractéristiques vers 0,07 Hz et 0,14 Hz  : ces deux pics, dits microsismiques, corres­ 10 secondes d’enregistrement 1 an d’enregistrement 60 Réverbérations Onde directe 0 20 40 60 80 50 100 150 Distance (cm) d Distance (deg) Temps (min) 50 40 30 20 10 Réverbérations Onde de surface surface Onde Onde S directe directe Onde P directe 2. Expériences réelles de corrélation du champ d’ondes ambiant  : (a et c) à l’échelle du laboratoire, (b et d) à l’échelle de la Terre. (a) Génération et détection d’ondes élastiques à la surface d’une plaque d’aluminium ; les capteurs sont représentés par des triangles rouges. (b) Distribution des stations sismiques (points rouges) à la surface de la Terre. (c et d) Variations temporelles des fonctions de corrélation, classées selon la distance à un récepteur de référence (r 0 dans le cas de la plaque). L’amplitude est représentée en niveaux de gris. L’axe du temps correspond à l’axe du retard dans la figure 1. Dans les deux cas, la fonction de corrélation converge vers la réponse élastodynamique du milieu (une plaque d’aluminium ou la Terre). Sources  : (c) Ludovic Moreau. (d) Modifié de Boué et al. [6]. b
pondent respectivement à la fréquence dominante de la houle et à l’interaction non linéaire de deux trains de houle se propageant en sens opposés, interaction qui génère des variations de pression sur le plancher océanique. À plus basses fréquences (en dessous de 0,01 Hz), les mécanismes à l’origine du bruit sismique sont toujours débattus mais semblent principalement liés à des forçages atmosphériques et océaniques. Par chance, la bande de fréquence des deux pics microsismiques correspond précisément aux besoins de l’imagerie par ondes de surface pour les structures de la croute terrestre à l’échelle régionale (quelques centaines de kilomètres). Pour ce type de besoin, l’utilisation de sources conventionnelles (séismes, explosions) est aujourd’hui quasiment éclipsée par celle du bruit sismique ambiant qui, par interférométrie de longues séries temporelles, transforme virtuellement chaque récepteur en une source fictive. Le développement de grands réseaux d’observation sismologique constitués de plusieurs centaines de sismomètres enregistrant en continu sur des temps longs (plusieurs mois à années) a permis la progression rapide de l’imagerie par corrélation de bruit sismique, en remplacement des techniques basées sur les sources conventionnelles. En s’appuyant sur l’analyse des ondes de surface, l’imagerie sismique des structures de la croute et du manteau supérieur est devenue possible à l’échelle de continents entiers et avec une résolution jamais atteinte auparavant, y compris en l’absence totale de séismes. La démarche standard de ce type d’imagerie est la construction d’un modèle de vitesse des ondes S par inversion des mesures de dispersion des ondes de surface reconstruites à partir du bruit sismique ambiant. La figure 3 présente une carte de vitesse des ondes S à 30 km de profondeur sous l’Europe de l’Ouest, issue de ce type d’analyse. Pour atteindre ce niveau de résolution sur une zone aussi étendue, il a fallu intercorréler plusieurs années de bruit sismique enregistré par près de 1300 stations sismologiques. Un second atout majeur de la méthode de corrélation de bruit sismique est sa répétabilité dans le temps. Surveiller les variations temporelles de vitesse des ondes sismiques associées à la dynamique de structures géologiques comme des failles ou des volcans était quasiment impossible faute de pouvoir éclairer ces structures par des sources identiques et répétées dans le 60°N 50°N 40°N 3,0 temps. Le bruit sismique dans la bande de fréquences microsismique (autour de 0,1 Hz) étant un processus permanent et assez stationnaire (en temps et surtout en fréquence), sa corrélation donne des signaux significatifs sur des fenêtres de temps relativement courtes, de l’ordre d’une heure. Ainsi, il devient possible de sonder régulièrement le milieu et de mesurer de manière extrêmement fine son évolution. Par cette méthode et à une échelle spatiale de plusieurs kilomètres (par exemple sur un volcan ou une faille active), on peut mettre en évidence des variations relatives des vitesses des ondes sismiques de l’ordre de 0,01% avec une résolution temporelle de l’ordre de quelques heures. Plusieurs exemples de ce type d’applications sont présentés dans la référence [5]. Le défi le plus important reste encore aujourd’hui d’observer des variations des propriétés mécaniques du milieu géologique avant l’occurrence d’un séisme, observation déjà réalisée à l’échelle du laboratoire. 0° 3,3 3,6 10°E 3,9 4,2 20°E 4,5 Avancées de la recherche 4,8 km/s 60°N 50°N 40°N 3. Carte de vitesse des ondes de cisaillement à 30 km de profondeur sous l’Europe de l’Ouest. Mesures réalisées par analyse de la dispersion des ondes surfaciques de Rayleigh, reconstruites par corrélation des enregistrements continus de bruit sismique par les réseaux sismologiques européens permanents et temporaires. La région où l’image est la mieux résolue est délimitée par le trait en tirets noirs. Source  : Lu et al. [7]. Des limitations et des solutions en développement Au-delà du succès des méthodes d’imagerie qui lui sont associées, il faut noter que la technique de corrélation du bruit sismique possède un certain nombre de limitations. La fonction de corrélation ne converge que très partiellement vers la véritable fonction de Green élastodynamique du milieu, puisque ce sont majoritairement les ondes de surface qui sont reconstruites du fait de leur surreprésentation dans le champ de bruit naturel. Une conséquence directe est donc la limitation a priori de la résolution des images en profondeur, puisque la sensibilité des ondes de surface aux structures qu’elles traversent décroit rapidement avec la profondeur. La bande de fréquences accessible étant fatalement limitée à celle du bruit ambiant, elle ne permet en général que la reconstruction du mode fondamental des ondes de surface. L’amplitude des » > Reflets de la Physique n°64 15



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